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UNIVERSIDAD CATÓLICA DEL NORTE FACULTAD DE INGENIERÍA Y CIENCIAS GEOLÓGICAS Departamento de Ciencias Geológicas

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL Y EVENTOS DEFORMATIVOS EN LA CUENCA DE COLOSO, SUR DE ANTOFAGASTA, CHILE Memoria para optar al título de Geólogo

RODRIGO ANTONIO ROJAS ARANCIBIA

Profesor Guía: Dr. Hans -G Wilke H.

Antofagasta, Chile 2009

A mi hijo, Sergio Antonio

AGRADECIMIENTOS

En primer lugar quiero dar las gracias a mis padres, quienes con su constante ayuda, apoyo y consejos me han guiado hacia cumplir mis sueños y metas.

A Nelly, y a nuestro hijo, Sergio, quienes con su compañia han sido un pilar primordial para construir mi futuro, un estímulo para concluir esta memoria y un incentivo para continuar alcanzando logros.

A mi profesor guía, Hans-G Wilke, y a José Cembrano, iniciadores de este proyecto, por su constantes ideas, apoyo, empuje y visión critica durante la realización de este trabajo. A Mónica Guerra, memorista del proyecto, por su colaboración con el transporte en las campañas de terreno y su constante contribución con discusiones constructivas. Además, agradecer la incondicional ayuda y consejos los señores Arturo Jensen y Daniel Carrizo.

Finalmente, agradecer al Departamento de Ciencias Geológicas y sus docentes, quienes me entregaron la formación profesional básica. También es necesario reconocer el apoyo y cariño de mis amigos y compañeros de universidad, quienes algunas veces con un consejo, una simple palabra o un pequeño gesto, ayudaron a concluir este camino.

ÍNDICE GENERAL

1. INTRODUCCIÓN.

1

1.1 Objetivos.

1

1.2 Método de trabajo.

1

1.3 Ubicación y accesos.

2

1.4 Trabajos anteriores.

5

2. GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO.

2.1. Intrusivos del Jurásico y Cretácico inferior.

10

10

2.1.1. Metadioritas de Bolfín-Punta Tetas. (196-191 Ma; Jb)

10

2.1.2. Gabros de Cerro Coloso. (~185 Ma; Jco)

12

2.1.3. Tonalita de Cerro Cristales. (149-138 Ma; JKcc)

13

2.2. Rocas estratificadas del área de estudio.

13

2.2.1. Formación La Negra. (Jurásico; Jln)

13

2.2.2. Formación Caleta Coloso. (Barriasiano-Hauteriviano;

15

Kcc y Kca) 2.2.3. Formación El Way. (Hauteriviano-Barremiano; Kwa)

18

2.2.4. Gravas Antiguas. (Mioceno; Mga)

20

2.2.5. Depósitos aluviales antiguos. (Plioceno – Pleistoceno;

21

Paa) 2.2.6. Depósitos aluviales modernos. (Holoceno; Qm)

22

3. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL.

3.1. Introducción.

23

3.1.1 Cuencas en régimen transcurrente.

23

3.1.2. La Zona de Falla de Atacama (ZFA).

25

3.2. Eventos deformativos en la Cuenca de Coloso. 3.2.1. Deformación post-arco volcánico.

29 29

3.2.1.2. Edad de la deformación.

29 30

3.2.2.1. Estructuras.

30

3.2.2.2. Edad de la deformación.

35

3.2.3. Deformación sinistral post-Barremiano.

35

3.2.3.1. Estructuras y cinemática.

35

3.2.3.2. Edad de la deformación.

42

3.2.4. Deformación extensional post-Mioceno.

42

3.2.4.1. Estructuras y cinemática.

42

3.2.4.2. Edad de la deformación.

49

4. CONCLUSIONES.

REFERENCIAS.

29

3.2.1.1. Estructuras.

3.2.2. Deformación sindepositacional.

ANEXOS.

23

50

ÍNDICE DE FOTOGRAFÍAS

Fotografía1.

Contacto entre las Formación La Negra (Jla) y el

15

miembro superior de la Formación Caleta Coloso (Kca). Fotografía 2.

Contacto concordante entre la Formación El Way (Kwa)

y

la

Formación

Caleta

Coloso

20

(Kcc,

conglomerados; Kca: areniscas). Fotografía 3.

Contacto entre el miembro superior de la Formación

21

Caleta Coloso (Kca) y la unidad Gravas Antiguas (Mga). Fotografía 4.

Discordancia angular entre andesitas de la Fm. La

30

Negra (Jln) y el miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca). Fotografía 5.

Minidiscordancia en areniscas en un afluente de

31

Qda. Mal Paso. Fotografía 6.

Minidiscordancia en afluente del curso superior de la

32

Qda. El Way. Fotografía 7.

Slumping de areniscas rojas en el curso superior de

33

la Qda. El Way. Fotografía 8.

Falla Lombriz en el sector noroeste del área.

36

Fotografía 9.

Dibujo sobre fotografía de pliegue de arrastre

38

causado por falla sinistral. Fotografía 10. Pliegue en la base de las Calizas de la Viuda.

40

Fotografía 11. Vista panorámica de Falla La Viuda al norte del

43

Cerro 785. Fotografía 12. Detalle de Falla La Viuda al norte del Cerro 785

43

Fotografía 13. Falla normal cerca del curso medio de la Qda. Mal

44

Paso.

Fotografía 14. Fallas normales cortando a las Calizas de La Viuda.

45

Fotografía 15. Contacto por falla entre areniscas del miembro

47

superior

de

la

Fm.

Caleta

Coloso

(Kca)

y

conglomerados del miembro inferior de la Fm. Caleta Coloso (Kcc).

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1.

Mapa de ubicación y accesos al área de estudio.

Figura 2.

Columna estratigráfica generalizada del área de

4 11

estudio. Figura 3.

Columnas estratigráficas de la Fm. Caleta Coloso en

19

sus afloramientos superiores. Figura 4.

Formación de “strike slip basin” a lo largo de una

24

falla de rumbo sinistral. Figura 5.

Sistema de Falla de Atacama en el norte de Chile.

28

Figura 6.

Proyecciones estereográficas de minidiscordancias

31

en el área. Figura 7.

Acuñamiento lateral de facies conglomerádicas al

34

norte del Cerro Tableado. Figura 8.

Diagrama esquemático del acuñamiento lateral de

35

facies. Figura 9.

Gráfico de rumbo de fallas y estrías de falla las

37

estructuras del evento deformativo sinistral postBarremiano. Figura 10.

Fotografía aérea de pliegue de arrastre cercano a la Falla Caleta Coloso.

39

Figura 11.

Mapa geológico-estructural de la deformación de la

41

Cuenca de Coloso durante el evento sinistral postBarremiano. Figura 12.

Gráfico de rumbo de fallas y estrías de falla las

45

estructuras del evento deformativo extensional postMioceno. Figura 13.

Mapa geológico-estructural de la deformación de la Cuenca de Coloso durante el evento extensional post-Mioceno.

48

RESUMEN La presente memoria tiene como objetivo principal estudiar las estructuras presentes en la Cuenca de Coloso, ubicada aproximadamente a 15km al sur de Antofagasta, con el propósito de determinar el marco tectónico en el cual se formó y reconocer los eventos deformativos que han dado forma a su arquitectura actual. Para esto se recopilaron datos estructurales y se confeccionó un mapa geológico estructural a escala 1:25.000 del área estudiada. El basamento de la Cuenca de Coloso esta formado por rocas volcánicas jurasicas de la Fm. La Negra, metadioritas y gabros jurásicos. Su relleno está constituido por rocas cretácicas correspondientes a la Fm. Caleta Coloso y Fm. El Way. La potencia total observada de la cuenca alcanza los 1.400m, los cuales se habrían depositado en un periodo de tiempo de ~20Ma. Se han identificado cuatro eventos deformativos en la Cuenca de Coloso. El primero corresponde a la “Deformación post-arco volcánico”, la cual esta dada por la discordancia angular que dispone a la Fm. Caleta Coloso sobre la Fm. La Negra. Esta deformación habría ocurrido a finales del Jurásico. Posteriormente, se reconoce la “Deformación sindepositacional”, la cual esta representada por estructuras sedimentarias formadas en un ambiente tectónico activo durante la depositación de la Fm. Caleta Coloso (Berriasiano-Hauteriviano). Estas estructuras, sumado al marcado control estructural de la cuenca, la gran potencia y corta edad, y contemporaneidad con el movimiento sinistral de la Zona de Falla de Atacama, da a entender que la Cuenca de Coloso corresponde a una cuenca en régimen trasncurrente. En tercer lugar se registra la “Deformación sinistral post-Barremiano”. Este evento esta marcado por la formación de fallas de rumbo NW, las cuales cortan a toda la cuenca, alcanzando separaciones laterales de hasta 7km. Estos movimientos serían la causa de que la estratigrafía de la Cuenca de Coloso se repita a lo menos tres veces a lo largo de la Qda. El Way. Finalmente, se registra la “Deformación extensional post-Mioceno”, la cual se caracteriza por la reactivación extensional de estructuras preexistentes, alcanzando separaciones verticales de hasta 40m.

ABSTRACT The aim of this thesis is to study the structures present in the Coloso Basin, located approximately 15km to the south of Antofagasta, in order to determine the tectonic setting in which it was formed and to identify deformative events that have given form to their current architecture. In order to this, structural data were compiled and was drawn a structural geological map scale 1:25.000 of the studied area. The basement of the Coloso Basin is made of jurassic volcanic rocks from the La Negra Formation and jurassic metadiorites and gabbros. The backfill are cretaceous rocks of Caleta Coloso Formation and El Way Formation. The total thickness observed on the basin reaches 1.400m, which would have been deposited in a time period of ~20Ma. Four deformative events have been identified in the Coloso Basin. The first corresponds to the " post-arc volcanic deformation ", which is shown by the angular unconformity of the Caleta Coloso Formation on top of the La Negra Formation. This deformation would have occurred by the end Jurassic. Subsequently, it is recognized the " syndepositational deformation ", which is represented by sedimentary structures formed in an active tectonic environment during the depositación of the Caleta Coloso Formation (Berriasian-Hauterivian). These structures, together with a severe structural control of the basin, the great stickness and short age, and contemporaneous with the sinistral movement of the Atacama Fault Zone, indicates that the Coloso Basin corresponds to a strike-slip basin. The third event is the "postBarremian sinistral deformation ". This event is marked by the genaration of NW striking, which cut all the basin, reaching lateral separations to up 7km. These movements would have caused that the stratigraphy of the Coloso Basin is repeated at least three times along the Qda. El Way. Finally, it is registered the " post-Miocene extensional deformation", which is characterized for the extensional reactivation of preexisting structures, reaching vertical separations of to up 40m.

1. INTRODUCCIÓN

1.1.

Objetivos.

El objetivo principal de este trabajo es investigar el marco tectónico en el cual se depositaron las Formaciones Caleta Coloso y El Way, y determinar la arquitectura actual de la Cuenca de Coloso así como también entender la historia tectónica posterior a la depositación. Para esto se tomaron datos estructurales, correlaciones estratigráficas y se realizó un mapeo geológicoestructural a escala 1:25.000 del área. De esta manera, se espera aportar al conocimiento de la tectónica durante y después de la formación de la Cuenca de Coloso.

1.2.

Método de trabajo.

El desarrollo de la presente investigación se realizó en tres etapas. En primer lugar se definieron los límites del área de estudio y se realizó un minucioso análisis fotogeológico con el fin de identificar unidades, lineamientos y planos de estratificación. Para este propósito se utilizaron las fotografías número 023680, 023681, 023682, 023683, 023740, 023741, 023742 y 023743 a escala aproximada 1:30.000 del vuelo SAF 81 del Servicio Aerofotogramétrico. También fueron ortorectificadas las imágenes digitales número 003897 y 003898 del vuelo SAF 97. A partir del programa en línea Google Earth se obtuvo una imagen satelital con resolución de fotografía aérea mostrando los colores reales de la superficie. Además, se recopilaron antecedentes bibliográficos relacionados al tema y lugar de estudio.

1

En segundo lugar, durante los meses de diciembre del 2005 y junio del 2006, se realizaron 34 salidas diarias a terreno con el fin de reconocer e identificar las unidades geológicas dentro de la cuenca y sus relaciones de contacto. Se recolectaron muestras y tomaron datos estructurales, tales como medidas de estratificación, orientación de planos de falla, lineaciones y sentido de movimiento según los criterios de Petit (1987). Para los análisis de deformación se utilizó el método de Marrett y Allmendinger (1990). Como base de mapeo se utilizaron las fotografías ortorectificadas del SAF 97 impresas a escala 1:25.000 y georeferenciadas según el Datum Provisorio Sudamericano (La Canoa, Venezuela) 1956.

Por último, se procesaron los datos estructurales recolectados utilizando los softwares StereoWin v1.2 y FaultKinWin v1.2. Con el software ArcView 3.2a se confeccionó un mapa geológico escala 1:25.000 sobre una base topográfica tomada a partir del cuadrángulo Estación La Negra escala 1:50.000 del Instituto Geográfico Militar (modificados). La confección de imágenes, figuras y mapas descriptivos se realizaron utilizando los softwares ArcView 3.2a y Corel 10. Finalmente se redactó y confeccionó la presente memoria con la información obtenida en las diferentes etapas de trabajo. 1.3. Ubicación y accesos.

El área de estudio se ubica inmersa en la Cordillera de la Costa, aproximadamente a 15 km al sur de la ciudad de Antofagasta, Segunda Región de Antofagasta, Chile, entre las coordenadas UTM 7.370.000N – 7.361.500 N y 352.000E – 364.000E, abarcando una superficie de 102 km2, en lo alto del sector denominado Quebrada El Way (Figura 1).

2

El acceso desde Antofagasta se realiza a través de la salida sur de esta ciudad por la ruta pavimentada B-1 (Av. Jaime Guzmán Errázuriz). Por esta avenida se recorren cerca de 7 km en dirección sur hasta llegar a la altura del Parque Zoológico San Nicolás (desembocadura de la Quebrada El Way), en donde se toma un desvió al sureste por un ruta asfaltada en buen estado (ruta B-550). Por este camino se avanzan unos 6 km para luego tomar un desvió hacia el sureste por un camino de tierra de aceptable estado, el cual continua a través del curso de la Quebrada El Way hacia las instalaciones de la mina de caliza El Way de la empresa INACESA. Por este camino se recorren aproximadamente 3 km hasta llegar al centro del lugar estudiado.

Para acceder a la zona de estudio desde la localidad de La Negra (15 km al sureste de Antofagasta) se debe tomar la ruta B-550 antes mencionada hacia el oeste. Luego de un recorrido de 8 km por este camino se llega a la zona centronorte del área de estudio. Además, se puede acceder al área de estudio desde la ruta 5 norte en un desvió hacia el oeste (7 km al sur de la Estación La Negra) por el camino pavimentado de acceso a las dependencias de la mina de calizas El Way de INACESA. A través de esta ruta y luego de 6 km se llega al sur del área de estudio.

Sumado a las rutas antes mencionadas, existen varios caminos de tierra secundarios, en regular estado, los cuales permiten el acceso a algunas de las quebradas principales de la zona central y sur del área estudiada.

Por otra parte, la presencia del Campo de Entrenamiento Militar del Regimiento La Concepción, ubicado al suroeste del área, restringe el libre tránsito y trabajo en aquel sector.

3

Figura 1. Mapa de ubicación y accesos al área de estudio.

4

1.4. Trabajos anteriores.

Los primeros trabajos en el área corresponden a los efectuados por Brüggen (1950), quien definió a lo largo de la Quebrada El Way la Formación Roja de Caleta Coloso como una “secuencia de conglomerados con intercalaciones de areniscas y arcillas, que terminan arriba en una potente serie de calizas”, asignándole una edad Cretácico inferior.

Tavera (1954; según Ferraris y Di Biase, 1978), clasifica el material fosilífero recolectado por Brüggen en la Formación El Way y le asigna una edad Hauteriviano superior a Barremiano-Aptiano basado en la presencia de Crioceras sp. y Lucina cf.

Wenzel (según Hoffstetter et al., 1957) restringe la Formación Caleta Coloso sólo a la rocas clásticas (conglomerados y areniscas), y denomina como “Calizas del Way” a las rocas calcáreas marinas.

Harrington (1961), describe características de la geología regional de las provincias de Antofagasta y del Desierto de Atacama, realizando perfiles en el área de estudio y asignándole a la Formación El Way una edad Albiano gracias a la presencia de Douvelliceras sp.

Tavera (1962; según Peri, 1986), basado en la presencia de Dufrenoya sp. en las calizas de la Formación El Way, le asigna a esta unidad una edad Aptiano medio.

Alarcón y Vergara (1964), realizan un estudio geológico a lo largo de la Quebrada El Way. Estos autores dividen la Formación Caleta Coloso en dos miembros, uno inferior conformado por conglomerados con intercalaciones de 5

areniscas y uno superior constituido por areniscas y lutitas rojas. También definen el Batolito Coloso como un conjunto de dioritas y dioritas gneissíticas, al cual le asignan una edad Pérmico-Triásico debido al parecido litológico con rocas graníticas de la zona central de Chile.

García (1967), realiza una descripción general de la geología regional del Norte Grande de Chile, en donde describe a las Formaciones Caleta Coloso y El Way. Además, al norte del área de estudio (Quebrada La Negra), este autor define la Formación La Negra como una “secuencia de lavas porfíricasamigdaloidales con intercalaciones de brechas volcánicas y areniscas rojas”.

Quezada (1967; según Peri, 1986), estudia los yacimientos singenéticos de cobre en las rocas de la Formación Caleta Coloso.

Jurgan (1974), en su estudio de la Formación El Way y basado en la presencia de Favrella sp., le asigna una edad máxima Hauteriviano a esta. Además, por la presencia de Shasticrioceras cf. americana define una edad mínima Barremiano. Este autor subdivide la Formación El Way en cuatro partes.

Ferraris y Di Biase (1978), realizan un levantamiento geológico a escala 1:250.000 de la Hoja Antofagasta, en donde describen las Formaciones Caleta Coloso y El Way. Inmediatamente al suroeste del área de estudio, definen la Formación Bolfín como una unidad polimetamórfica formada por gneisses y anfibolitas de grano grueso, a la cual le asignan tentativamente una edad paleozoica inferior-medio.

Espinoza (1983), describe la génesis de los yacimientos de cobre en la desembocadura de la Quebrada El Way, concluyendo que estos tienen un origen exótico. Este autor divide a la Formación Caleta Coloso en dos 6

miembros, uno inferior constituido por brechas conglomerádicas y otro superior compuesto por limonitas y areniscas rojizas.

Peri (1986), realiza un estudio geológico en los Cuadrángulos Estación La Negra y Cabo Jara, asiendo hincapié en la descripción de rocas de la Formación Caleta Coloso, Formación El Way y los intrusivos presentes al oeste área estudiada.

Flint et al. (1986), determinan el ambiente depositacional de la Formación Caleta Coloso, concluyendo que el tipo de sedimentación correspondió en su etapa temprana a abanicos aluviales los cuales evolucionaron a uno de tipo fandelta.

Rössling (1989), estudia la petrología de las rocas metamórficas e intrusivas que afloran al oeste y al sur del área. Además, nombra a las rocas metamorfizadas a granulitas y anfibolitas con texturas migmatíticas como Complejo Bolfín.

Pichowiak et al. (1990), aporta sobre la actividad magmática y el marco tectónico durante el Jurásico-Cretácico inferior en base a estudios de las rocas magmáticas al sur de Antofagasta y en la Península de Mejillones. Los autores determinan que durante el Triásico-Jurásico inferior, en un régimen extensional, intruyeron las rocas del Complejo de Gabros de Coloso ubicado al oeste del área. Además, el cambio de régimen a uno de subducción originaría el volcanismo jurásico de la Formación La Negra y la intrusión de dioritas cuarcíferas, granodioritas y tonalitas.

Scheuber y Andriessen (1990), realizan un estudio cinemático y geodinámico al sur del área de estudio en la Zona de Falla de Atacama, en 7

donde identifican dos zonas de cizalle dúctil de naturaleza sinistral. La primera se formo durante el Jurásico en condiciones metamórficas de facies anfibolita y la otra compuesta por milonitas de facies esquistos verdes formada durante el Cretácico inferior. Estos autores determinaron la edad máxima de la deformación de 163 ± 14 Ma (K-Ar en anfibolitas) y una edad mínima de 137 ± 12 Ma (promedio de datación K-Ar en biotita y trazas de fisión en esfeno).

González (1996), estudia la evolución tectónica de la Cordillera de la Costa cerca de Antofagasta (al sur del área de estudio y en la Península de Mejillones). Basándose en las estructuras dúctiles presentes en rocas ígneas y metamórficas jurásicas, determina que las foliaciones y zonas de cizalle que afectan a los intrusivos, al sur del área de estudio, corresponden a una gran zona de cizalle dúctil de naturaleza sinistral.

Lucassen y Thirlwall (1998), realizan dataciones en las rocas ígneas y metamórficas presentes inmediatamente al suroeste del área de estudio.

Scheuber y González (1999), estudian la geología estructural de la Cordillera de la Costa, entre los 22º y 26º de latitud sur. Basándose en la edad relativa y cinemáticas de las estructuras presentes, determinan cuatro estados deformativos. Durante el Estado I (195 a 155 Ma), se formaron estructuras sinistrales paralelas al arco. En el Estado II (~160 a 150 Ma), existe un régimen extensional de arco y un desacople cortical. Durante el Estado III (155 - 140 Ma), se presenta una extensión oblicua, provocando la intrusión de dos generación de diques. Por último, el Estado IV (~125 Ma), es marcado por movimientos sinistrales.

Mourgues (2001), clasifica en un fragmento de ammonoideo como Shasticrioceras Anderson, el cual fue recolectado desde la base de la 8

Formación El Way, indicando una edad máxima Hauteriviano superior a esta unidad.

Díaz (2002), realiza su tesis de pregrado en un estudio geológico y un mapeo a escala 1:30.000 del Sector Cerros Coloso-Jarón, en donde incluye parte del área de este trabajo. Este autor profundiza en la evaluación del potencial económico en las unidades litodémicas presente en el sector.

Cembrano et al. (2005), describen el desarrollo, geometría y cinemática del Duplex de Caleta Coloso, ubicado a 10 km al sur del área de estudio.

González y Niemeyer (2005), realizan un levanteamiento geológico a escala 1:100.000 de las cartas Antofagasta y Punta Tetas, trabajo que incluye al área de estudio.

Castillo y Pizarro (2008), estudian el origen de los depósitos cupríferos distribuidos en las inmediaciones de la Falla Caleta Coloso asociados a las rocas ígneas.

9

2. GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO.

Las unidades presentes en el área corresponden a rocas intrusivas del Jurásico y Cretácico inferior, rocas volcánicas jurásicas asociadas a estos intrusivos, rocas sedimentarias clásticas y químicas del Cretácico inferior que conforman el relleno de la Cuenca de Coloso y gravas aterrazadas del Mioceno (Figura 2).

2.1. Intrusivos del Jurásico y Cretácico inferior.

Las rocas más antiguas en el área de estudio corresponden a los remanentes del extinto “Arco Magmático del Jurásico–Cretácico inferior” emplazado en la actual Cordillera de la Costa. Las rocas intrusivas de este arco que afloran en el área de estudio corresponden a las denominadas y descritas por González y Niemeyer (2005) como: metadioritas de Bolfín-Punta Tetas, gabros de Cerro Coloso y tonalita Cerro Cristales, las cuales afloran en el bloque ubicado al oeste del la Falla Caleta Coloso. 2.1.1. Metadioritas de Bolfín-Punta Tetas. (196-191 Ma; Jb)

González y Niemeyer (2005) describen las metadioritas de Bolfín-Punta Tetas (Jb) como rocas intrusivas de carácter intermedio fuertemente foliados de protolito diorítico en los sectores menos deformados. Sus afloramientos se distribuyen al oeste y sur del área de estudio, como también en el parte sur de la Península de Mejillones (González y Niemeyer, 2005). Dentro del área de estudio esta unidad aflora a lo largo del extremo occidental, en donde es intruida por los gabros de Cerro Coloso (Jco) y por la tonalita de Cerro Cristales (JKcc). 10

Figura 2. Columna estratigráfica generalizada del área de estudio.

11

González y Niemeyer (2005), basados en los trabajos de Díaz et al. (1985), Damm et al. (1986), Hartley el al. (1992), Scheuber y Andriessen (1990) y González (1996), le asignan a esta unidad una edad entre 196-191 Ma.

2.1.2. Gabros de Cerro Coloso. (~185 Ma; Jco)

Los gabros de Cerro Coloso (Jco), de acuerdo a González y Niemeyer (2005), corresponden a gabros anfibolitizados que presentan variaciones texturales de tamaño de grano y una importante presencia de bandeamiento de naturaleza ígnea en los minerales máficos y félsicos. Sus afloramientos se distribuyen al oeste y suroeste del área de estudio, principalmente en las cimas de los cerros Coloso, Bolfín y Jarón. En el área estudiada esta unidad aflora en el sector suroeste, en donde intruye a las metadioritas de Bolfín-Punta Tetas (Jb).

Una datación U-Pb en circón obtenida por Damm et al. (1986) arrojó una edad de 153±2 Ma, la cual González y Niemeyer (2005) consideran muy joven y que podría deberse a una perdida de Pb de los circones por la circulación de fluidos. Maksaev (1990), al oeste del área de estudio, obtiene una edad Ar/Ar en biotita de 143±0,7 Ma la que representaría al evento de anfibolitización de esta unidad (González y Niemeyer, 2005). Una edad Rb-Sr de 183±4 Ma en roca total es obtenida por Pichowiak (1994). Lucassen y Thirwall (1998) obtienen una edad Sm-Nd en roca total de 160±23 Ma, la que interpretan como la edad de cierre del sistema a 650ºC. González y Niemeyer (2005) analizan las edades obtenidas por los autores antes mencionados y estiman la edad más probable de cristalización de este plutón en 185 Ma aproximadamente (Jurásico inferior).

12

2.1.3. Tonalita de Cerro Cristales. (149-138 Ma; JKcc)

La unidad de tonalita de Cerro Cristales (JKcc) es descrita por González y Niemeyer (2005) como cuerpo intrusivo compuesto por tonalitas, dioritas de cuarzo y, en menor cantidad, granodioritas y monzonitas cuarcíferas, que presenta un núcleo isotrópico tonalítico y un borde muy foliado por flujo magmático. Sus afloramientos se distribuyen al oeste y sur del área de estudio, en especial, en el borde oeste de la Falla Caleta Coloso (González y Niemeyer, 2005). Intruye a las metadioritas de Bolfín-Punta Tetas (Jb) y a los gabros de Cerro Coloso (Jco).

Hervé y Marinovic (1989) obtiene una edad Rb/Sr en roca total de 145±10 Ma, en tanto una edad K-Ar de 140±4 Ma es obtenida por González (1996). Marinovic et al. (1995) utilizando también el método K-Ar obtiene edades entre los 149 y 138 Ma. Según estas edades se le asigna una edad Jurásico superiorCretácico inferior.

2.2. Rocas estratificadas del área de estudio.

2.2.1. Formación La Negra. (Jurásico; Jln)

Las volcanitas asociadas al “Arco Magmático del Jurásico-Cretácico inferior” presentes en el área corresponden a la Formación La Negra (Jln), definida por García (1967) en la quebrada homónima como una secuencia de lavas porfíricas-amigdaloidales con intercalaciones de brechas volcánicas y areniscas rojas, la cual se distribuye a lo largo de la Cordillera de la Costa del norte grande. Su edad va desde Sinemuriano-Titoniano (Téllez, 1986). Según Buchelt y Téllez (1988), basados en perfiles hechos en las cercanías de Antofagasta, la Formación La Negra está compuesta por 85% de flujos de lavas 13

andesíticas, dacíticas y basálticas ricas en alúmina, 10% de tobas y brechas eruptivas y 5% de areniscas y conglomerados.

En el área de estudio, la Formación La Negra (Jln) se presenta como andesitas porfídicas y afaníticas, presentando algunas intercalaciones de litarenitas rojas. Aflora exclusivamente en el bloque este de la Falla Caleta Coloso, tanto en la zona noroeste, noreste, y algunos afloramientos aislados en la parte central y sur del área. Se dispone de manera homoclinal con rumbos de preferencia NW y manteos entre 15º a 40º al W. Su potencia es cercana a los 1.000 m en el área de estudio. En la zona central del área, esta unidad subyace bajo discordancia angular a rocas de la Formación Caleta Coloso (Wenzel según Hoffstetter et al. 1957) (Fotografía 1). Una datación radiométrica hecha por González y Niemeyer (2005) a una lava situada bajo esta discordancia arrojó una edad K-Ar en roca total de 143±5 Ma, cercano al límite JurásicoCretácico. Representa el basamento de las unidades sedimentarias cretácicas dentro de la Cuenca de Coloso.

14

Fotografía1. Contacto entre las Formación La Negra (Jla) y el miembro superior de la Formación Caleta Coloso (Kca). Fotografía tomada al sureste de las “Calizas de la Viuda”. Vista al sur. 2.2.2. Formación Caleta Coloso. (Berriasiano-Hauteriviano; Kcc y Kca)

Sobreyaciendo mediante discordancia angular a la Formación La Negra (Jln), se presenta la Formación Caleta Coloso definida por Brüggen (1950), quien denomina “Formación Roja de Caleta Coloso” a una secuencia sedimentaria compuesta por conglomerados y areniscas, que en su parte más alta incluye rocas calcáreas marinas. Posteriormente, Wenzel (según Hoffstetter et al. 1957) la restringe sólo a las rocas clásticas.

Sus afloramientos se distribuyen exclusivamente al este de la Falla Caleta Coloso y a lo largo de la Quebrada El Way, donde se presentan como una secuencia homoclinal con rumbos que fluctúan entre NW y ENE y con manteos entre 10º y 40º hacia el S. También existen afloramientos de esta formación en

15

la parte centro sur de la Península de Mejillones y en el borde occidental del Salar del Carmen. Los afloramientos de esta unidad se distribuyen bajo un marcado control estructural, es decir, limitados por fallas. Su potencia mínima, medida en la parte alta de la Quebrada Mal Paso, es de unos 900 m.

La edad K-Ar en roca total de 143±5 Ma obtenida por González y Niemeyer (2005) en rocas de la Formación La Negra marca la edad máxima Berriasiano a la Formación Caleta Coloso. Por otra parte, la edad mínima de esta unidad está marcada por las capas basales de edad Hauteriviano superior de la Formación El

Way

(Kwa)

(González

y

Niemeyer,

2005),

la

cual

sobreyace

concordantemente a la Formación Caleta Coloso. Según los antecedentes presentados anteriormente, se le asigna una edad Berriasiano - Hauteriviano superior a esta formación.

Alarcón y Vergara (1964) dividen esta unidad en dos miembros, uno inferior compuesto principalmente por conglomerados (Kcc) y otro superior compuesto por areniscas (Kca).

El miembro inferior (Kcc) se ubica en los afloramientos occidentales de la cuenca y de manera muy restringida en el borde oriental, conteniendo principalmente conglomerados matriz soportados, con clastos generalmente de andesita y en algunos casos de intrusivos gábricos (Guerra, en prep.). Los clastos son sub-redondeados y su tamaño máximo puede llegar a los 70 cm. Es común encontrar grietas de desecación y clastos imbricados que indican direcciones de aporte desde el oeste hacia el este (Flint et al., 1986; Flint y Turner, 1988; González y Niemeyer, 2005; Rojas et al., 2006; Guerra, en prep.). Su estratificación es generalmente masiva y métrica, llegando incluso a los 2 m. Su potencia se estima en ~800 m. En los niveles estratigráficos medios de este miembro es común la presencia de lentes de areniscas, los cuales aumentan en 16

potencia y número a medida que se sube en la secuencia. Al norte de Cerro Tableado, el miembro inferior se acuña hacia el este, interdigitándose con las areniscas rojas del miembro superior (Fotografía 2).

El miembro superior (Kca) se distribuye en la parte este de los afloramientos de la Formación Caleta Coloso y corresponde a litarenitas rojas medias a finas, llegando en algunos casos a lutitas. En los afloramientos más altos de esta unidad se encuentran restringidos niveles de yesos y dolomitas, los cuales en su totalidad llegan hasta 4 m de potencia. Estos depósitos son interpretados como pequeñas cuencas cerradas o sabkhas (Guerra, en prep.). En las cercanías de los depósitos evaporíticos es frecuente encontrar abundantes yesos secundarios que invaden y cortan los planos de estratificación. En algunos lugares las areniscas presentan ripples de oscilación y estratificación paralela y cruzada. La potencia de los bancos va desde algunos centímetros hasta medio metro. La potencia total calculada para este miembro es ~600 m.

En general, la Formación Caleta Coloso presenta un marcado cambio vertical y lateral, el que se caracteriza por el paso gradual de conglomerados a areniscas desde los niveles inferiores a superiores y desde los afloramientos occidentales a los orientales. Según esta variación, se deduce que la Formación Caleta Coloso corresponde a un sistema de abanicos aluviales donde los miembros de conglomerados y de areniscas corresponden respectivamente a las facies proximales y distales con aportes desde el oeste (Flint et al., 1986; Flint y Turner, 1988; Rojas et al., 2006). Ver figura 3.

Respecto a su ambiente depositacional, Flint et al. (1986) y Flint y Turner (1988) indican que esta formación se habría depositado en un régimen extensional de una cuenca de antearco. Por otra parte, Maksaev (1990), 17

basado en los trabajos de Hervé (1987a) y de Scheuber y Andriessen (1990), propone que los sedimentos de la Formación Caleta Coloso se depositaron en una cuenca “pull-apart” relacionada al movimiento sinistral del Sistema de Falla de Atacama durante el Cretácico inferior.

2.2.3. Formación El Way. (Hauteriviano-Barremiano; Kwa)

Sobre la Formación Caleta Coloso, y mediante contacto concordante, se presenta la Formación El Way (Kwa) (Wenzel según Hoffstetter et al. 1957) de edad Hauteriviano – Barremiano (Tavera, 1954; Jurgar, 1974; Díaz, 2002; González y Niemeyer, 2005) (Fotografía 2). Esta unidad fue en un principio incorporada por Brüggen (1950) dentro la Formación Roja de Caleta Coloso. Posteriormente Wenzel (según Hoffstetter et al., 1957) extrae y nombra como “Calizas del Way” a las rocas calcáreas marinas presentes en la Formación Roja de Caleta Coloso (Brüggen, 1950). Aflora en el lugar denominado “Calizas de la Viuda” y ampliamente en el extremo sur del área.

Tiene un característico color amarillo y está compuesta por calcarenitas, calcilutitas, margas, calizas y bancos de corales. Se dispone generalmente con rumbos cercanos a EW y manteos al alrededor de 10º a 30º S, sin embargo, en los afloramientos más meridionales sus capas son afectadas por fallas de arrastre, reconociéndose allí un sinclinal. Su potencia se estima en ~500 m. Basado en las características litológicas y fauna presente, Peri (1986) afirma que la Formación El Way se depositó en un ambiente marino infralitoral. Por otra parte, Jurgan (1974) propone que la depositación de esta unidad se produjo en ambientes litorales, plataforma somera y plataforma profunda.

18

Figura 3. Columnas estratigráficas de la Fm. Caleta Coloso en sus afloramientos superiores. Se observa el marcado cambio lateral de facies (modificado a partir de Rojas et al., 2005).

19

Fotografía 2. Contacto concordante entre la Formación El Way (Kwa) y la Formación Caleta Coloso (Kcc, conglomerados; Kca: areniscas). Se observa la interdigitación entre los miembros (Kcc y Kca) de la Formación Caleta Coloso. Fotografía tomada al oeste de Cerro Tableado. Vista al oeste. 2.2.4. Gravas Antiguas. (Mioceno; Mga)

Sobreyaciendo de manera horizontal y mediante discordancia angular sobre las formaciones La Negra, Caleta Coloso y El Way, aflora la unidad de Gravas Antiguas (Mga) de edad Mioceno (González y Niemeyer, 2005) (Fotografía 3). Se distribuyen ampliamente en la zona noreste del área de estudio presentándose como un paquete de estratos de entre 30 a 50 m de potencia

formado

por

gravas

conglomerádicas

y

areniscas

gruesas,

parcialmente consolidadas y a veces cementadas con carbonatos y sales. La litología de los clastos depende de su área fuente, teniendo generalmente características polimícticas, sin embargo, al norte de Cerro Tableado estos depósitos son marcadamente monomícticos con clastos calcáreos de la Formación El Way. Destacan clastos redondeados de dimensiones métricas, indicando condiciones de depositación más húmedas que las actuales (González y Niemeyer, 2005). 20

Fotografía 3. Contacto entre el miembro superior de la Formación Caleta Coloso (Kca) y la unidad Gravas Antiguas (Mga). Fotografía tomada en la zona norte del área de estudio, a un costado de la ruta B-550. Vista al sureste.

2.2.5. Depósitos aluviales antiguos. (Plioceno – Pleistoceno; Paa)

Unidad subhorizontal escasamente consolidada y mal estratificada compuesta por gravas, arenas y limos, los cuales se encuentran ubicados en los causes de las quebradas actuales y en planicies intramontanas. Son de naturaleza polimíctica con clastos subangulosos a subredondeados, con tamaños máximos de clastos que rara vez superan los 10 cm. Esta unidad sobreyace mediante discordancia de erosión a las unidades preexistentes, debido a lo cual se le asigna una edad Plioceno-Pleistoceno.

21

2.2.6. Depósitos aluviales modernos. (Holoceno; Qm)

Consisten generalmente en arenas y linos no consolidados que se disponen de manera subhorizontal en los cursos de quebradas activas. Corresponde a la fracción más fina de corrientes de barro. Debido a que se presentan cubriendo a todas las unidades preexistentes, se le asigna una edad Holoceno.

22

3. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL.

3.1. Introducción.

3.1.1 Cuencas en régimen transcurrente.

Las cuencas en régimen trasncurrente (también conocidas como “cuencas transtensionales”, “strike slip basin” o en algunos casos como “pull apart”) se desarrollan en zonas de traslape extensional o codos extensionales a lo largo y al borde de fallas de rumbo, (Mann et al., 1983) siendo además una parte integral en zonas de fallas de rumbo de intraplaca e interplaca (Sylvester, 1988). Son generalmente de pequeña extensión, de intervalos de vida cortos (en comparación a aquellas desarrolladas en otros marcos tectónicos), y corresponden a las cuencas con mayor actividad tectónica (Nielsen y Sylvester, 1995). Ver figura 4.

Christe-Blick y Biddle (1985; según Nielsen y Sylvester, 1995) señalan cuatro factores estructurales importantes que se desarrollan a lo largo de los sistemas de fallas de rumbo y que influyen en estas cuencas, estos son: a) la cinemática de los sistemas de fallas (convergente, divergente o paralela), b) la magnitud del desplazamiento, c) las propiedades físicas de las rocas y del relleno sedimentario en la zona deformada, y d) la arquitectura de estructuras preexistentes.

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Figura 4. Formación de una cuenca en régimen transcurrente a lo largo de una falla de rumbo sinistral. a) Estado original con la presencia de un codo extensional y un traslape extensional. b) Estado final con la formación de una cuenca en las zonas extensionales (esquema basado a partir de Dooley y McClay, 1997). Típicamente, estas cuencas tienen formas romboidales y frecuentemente están limitadas por estructuras normales u oblicuas de alto ángulo, y dependiendo de la naturaleza del movimiento de rumbo, tienen forma de “s” para rechazos sinistrales y forma de “z” para rechazos dextrales (Mann et al., 1983). Presentan una fuerte asimetría, prominentes tamaños de grano grueso en las cercanías de sus fallas maestras, diversas facies depositacionales, abruptas variaciones laterales de facies, secciones muy potentes, altas tazas de sedimentación (~2,5 – 3,0 mm/año), depocentros migratorios que se sitúan próximos a las fallas maestras y una sedimentación con abundantes slumping sinsedimentarios, (Nielsen y Sylvester, 1995).

La evolución de estas cuencas ha sido estudiada utilizando modelos análogos, los cuales se asemejan de buena manera a ejemplos reales (McClay y Dooley, 1995; Rahe et al., 1998).

Respecto a la relación entre la magnitud del rechazo y la subsidencia, existen diversas opiniones. Rodgers (1980, según Mann et al., 1983) estima 24

que la profundidad de la cuenca es el 15% del rechazo, Aydin y Nur (1982, según Mann et al., 1983) concluyen una razón de 3:1 del rechazo respecto a la profundidad, y Hempton y Neher (1986), basados en modelos análogos, determinan la ecuación y = 0,36x – 1,4, donde “y” representa la subsidencia y “x” el rechazo.

Nielsen y Sylvester (1995) señalan que el reconocimiento de antiguas cuencas en régimen transcurrente es difícil debido a: sus complejas historias depositacionales; la separación, rotación y/o traslado de la cuenca o parte de ella a causa de movimientos laterales a lo largo de las fallas principales; episodios policíclicos de subsidencia y alzamiento de la cuenca; los perfiles y plantas de estas cuencas se asemejan a los de cuencas de rift y de antepaís; la común reactivación de las estructuras maestras de rumbo en fallas normales, inversas, oblicuas, cabalgamientos y muchas complejas zonas de falla; y a que pocos mares someros antiguos de cuencas en régimen transcurrente sobreviven intactos a episodios de subducción. Por otra parte, en el área de estudio no existen sondajes ni perfiles sísmicos que puedan ayudar a reconocer su geometría, sin embargo ésta se puede inferir a partir de los afloramientos de buena calidad presentes. 3.1.2. La Zona de Falla de Atacama (ZFA).

La Zona de Falla de Atacama (ZFA) (Arabasz, 1971) representa el principal rasgo estructural en la Cordillera de la Costa del norte de Chile, extendiéndose desde Iquique por el norte (20ºS) hasta La Serena por el sur (30ºS), abarcando una longitud de ~1.100 km (Figura 5). Presenta un rumbo principal de tendencia N-S y manteos subverticales, teniendo además, juegos de fallas secundarias con rumbos que van desde NW a NE. Las estructuras van desde cientos de kilómetros a escasos metros y cortan a rocas comprendidas entre el Paleozoico 25

y Cenozoico. La ZFA se subdivide en tres segmentos cóncavos hacia el oeste los cuales de norte a sur son: Segmento Salar del Carmen, Segmento Paposo y Segmento El Salado.

Respecto a la actividad de esta estructura, diversos autores han registrado movimientos de rumbo sinistrales, tanto dúctiles como frágiles, para el Jurásico y Cretácico inferior (Arabasz, 1971; Hervé, 1987a; Thiele y Pincheira, 1987; Scheuber y Andriessen, 1990; Brown, et al., 1993; González, 1996; Scheuber y González, 1999; Cembrano, et al., 2005). Un estudio más detallado de la evolución de la deformación de la ZFA en este período lo dan Scheuber y González (1999), quienes determinan cuatro estados deformativos. En el Estado I (195 a 155 Ma), en niveles profundos y someros, se formaron estructuras sinistrales paralelas al arco. En este periodo se formaron pliegues y fallas normales de alto ángulo. Durante el Estado II (~160 a 150 Ma), existió un régimen extensional de arco, en donde se produce la intrusión de plutones en niveles profundos y fallas normales de bajo ángulo en niveles someros. Durante el Estado III (155 - 140 Ma), la extensión normal del arco fue reemplazada por una extensión oblicua, la cual provocó la intrusión de dos generación de diques, siendo la más antigua de orientación NE-SW (Estado IIIa) y la más reciente NW-SE (Estado IIIb), lo que indicaría una inversión en el régimen de stress. Finalmente, en el Estado IV (~125 Ma), se produjeron movimientos sinistrales, los que llevan a la formación de la ZFA.

La tectónica del fallamiento de rumbo de la ZFA, coexistente con el arco magmático durante el Jurásico Tardío y el Cretácico Temprano, ha sido atribuida a la subducción altamente oblicua y al fuerte acoplamiento de las placas seguido de un incremento en el vector de convergencia (Cembrano et al., 2005).

26

La ZFA es reactivada durante el Cenozoico con movimientos verticales, dando lugar a escarpes de falla que llegan hasta los 300 m de altura (Marinovic et al., 1995) los cuales cortan a aluvios y coluvios del Mioceno al Reciente (Arabasz, 1971; Hervé, 1987b; Naranjo, 1987; Armijo y Thiele, 1990; Carrizo, 2002; González y Carrizo, 2003; González et al., 2003).

La zona de estudio se sitúa en el límite norte del Segmento Paposo, en donde se ubica el Sistema de Falla El Way (Scheuber y Andriessen, 1990) y la Falla Caleta Coloso, estructuras que limitan a la Cuenca de Coloso (Figura 5). La Falla Caleta Coloso se desprende desde la Falla Paposo, ubicándose al oeste de esta última y presentando un rumbo aproximado de N18W. Según Cembrano et al. (2005), la falla Caleta Coloso tiene un rechazo sinistral mínimo de 5 Km, el cual ha sido medido en el borde occidental de la cuenca. Aquí, esta estructura pone en contacto dos niveles estructurales diferentes pero, de edades similares (Jurásico – Cretácico inferior), es decir, al oeste de la estructura afloran rocas intrusivas de niveles profundos y al este de ella afloran rocas de las formaciones La Negra, Caleta Coloso y El Way depositadas en la superficie. Una situación similar ocurre en la Falla El Way, la cual separa a las formaciones La Negra, Caleta Coloso y El Way (al norte) de intrusivos jurásicos y cretácicos (al sur), presentando un desplazamiento vertical post-Jurásico a lo largo de la falla estimado en más de 12,5 Km (Scheuber y Andriessen, 1990).

27

Figura 5. Sistema de Falla de Atacama en el norte de Chile. (a) Se muestran las principales estructuras y los segmentos en el cual se subdivide la Zona de Falla de Atacama (ZFA) (modificado a partir de Arabasz, 1971; Brown, et al., 1993; Marinovic et al., 1995; Scheuber y González, 1999). (b) Zona de Falla de Atacama (ZFA) en las cercanías de la ciudad de Antofagasta mostrando las principales estructuras en las cercanías del área de estudio (modificado a partir de Scheuber y Andriessen, 1990; Cembrano et al., 2005).

28

3.2. Eventos deformativos en la Cuenca de Coloso.

En la Cuenca de Coloso se han reconocido cuatro eventos deformativos desde el origen de la cuenca hasta el presente, los cuales de describen a continuación según su orden cronológico.

3.2.1. Deformación post-arco volcánico.

3.2.1.1. Estructuras.

Este evento deformativo está representado en el área de estudio por la discordancia angular que pone en contacto a las rocas de la Fm. La Negra (Jln) bajo las rocas de la Fm. Caleta Coloso. Este contacto se puede observar claramente al sureste de las Calizas de La Viuda (Fotografía 4) con un ángulo de discordancia de 10º con dirección de rotación al S12W, y en sector centronorte del área (el borde oriental de la cuenca) donde el ángulo de discordancia es de 33º con dirección de rotación hacia W. Los valores de dirección de rotación antes mencionados no toman en cuenta posteriores rotaciones tectónicas locales ni regionales. 3.2.1.2. Edad de la deformación.

La edad de esta deformación esta dada por el término de la actividad del arco volcánico en el sector y el comienzo de la depositación de la Fm. Caleta Coloso. Una datación hecha por González y Niemeyer (2005) a una lava de la Fm. La Negra (Jln) bajo la discordancia arrojó una edad de 143±5 Ma, lo que da a entender una edad tentativa Berriasiano a este evento.

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Fotografía 4. Discordancia angular entre andesitas de la Fm. La Negra (Jln) y el miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca). Fotografía tomada al sureste de las Calizas de la Viuda. En el círculo rojo un bolso para efectos de escala. Vista al sur. 3.2.2. Deformación sindepositacional.

3.2.2.1. Estructuras.

En esta etapa deformacional no se han encontrado registros asociados a fallas sindepositacionales dentro de la cuenca, sin embargo, se han reconocido estructuras sedimentarias que pueden indicar deformación desde un punto de vista indirecto, tales como minidiscordancias, slumping y acuñamiento lateral de facies.

Se han observado tres minidiscordancias angulares, de las cuales dos se asocian a los niveles de areniscas intercalados en los conglomerados del miembro inferior de la Fm. Caleta Coloso (Kcc) (Fotografía 5) y una ubicada próxima a la discordancia angular entre la Fm. La Negra (Jln) y la Fm. Caleta

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Coloso en la parte alta de la Qda. El Way (Fotografía 6). Los ángulos entre capas discordantes varían desde 6º a 36º (Figura 6). 0°

270°

0°

90°270°

180°

Cerro Lombriz

0°

90°270°

180°

Qda. Mal Paso

90°

180°

Qda. El Way

Figura 6. Proyecciones estereográficas de minidiscordancias en el área. En azul capas inferiores y el rojo capas superiores.

Fotografía 5. Minidiscordancia en areniscas en un afluente de Qda. Mal Paso. Se encuentra en un nivel de areniscas intercalado en el miembro inferior de la Fm. Caleta Coloso (Kcc). El ángulo de la discordancia es de 14º y la dirección de la rotación es S62W. Vista hacia el norte.

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Al norte del Cerro Tableado se observa un acuñamiento hacia el este de las facies conglomerádicas de la Fm. Caleta Coloso (Kcc). Esta forma de dimensiones kilométricas está dada por una variación en el rumbo de las capas, que en este sector se inclinan hacia el sur, desde N56W a N79E, presentando un ángulo de acuñamiento de 45º aproximadamente. La opción de que el origen de esta forma resulte de una diferencia de manteo de las capas ha quedado descartada por las mediciones efectuadas en terreno, las cuales no muestran grandes variaciones en manteo (Figura 7).

Se ha reconocido un slumping afectando a las areniscas rojas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) en el curso superior de la Qda. El Way. La deformación de las capas indica un paleotalud inclinado hacia el sur (Fotografía 7).

Fotografía 6. Minidiscordancia en afluente del curso superior de la Qda. El Way. a) Fotografía original. b) Dibujo esquemático. A. areniscas rojas y B. brechas. El ángulo de la discordancia es de 26º y la dirección de rotación es N7E. Vista al este.

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Fotografía 7. Slumping de areniscas rojas en el curso superior de la Qda. El Way. Se observa el desplazamiento de las capas hacia el sur. a) Fotografía original. b) Dibujo esquemático sobre fotografía. Kca: Miembro superior de la Fm. Caleta Coloso; Kwa: Fm. El Way; Mga: Gravas Antiguas. En el círculo rojo un vehículo para efectos de escala. Vista al sureste.

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Figura 7. Acuñamiento lateral de facies conglomerádicas al norte del Cerro Tableado. a) Fotografía aérea a color, b) Mapa geológico del sector.

Las estructuras y formas descritas anteriormente pueden ser interpretadas reflejando una actividad tectónica durante la sedimentación. Además, la disminución de las potencias de las facies conglomerádicas puede ser la 34

respuesta a una actividad sinsedimentaria de la Falla Caleta Coloso como falla de crecimiento durante la depositación de la Fm. Caleta Coloso (Figura 8).

Figura 8. Diagrama esquemático del acuñamiento lateral de facies. Se representa el instante de la sedimentación de la Fm. Caleta Coloso y el origen del acuñamiento lateral de facies a causa de la actividad de la Falla Caleta Coloso como posible falla de crecimiento durante ese período. 3.2.2.2. Edad de la deformación.

Las estructuras descritas anteriormente ocurrieron durante la depositación de la Fm. Caleta Coloso, por lo tanto al este evento deformacional se le asigna la edad de esta unidad mesozoica, es decir, una edad Berriasiano-Hauteriviano. 3.2.3. Deformación sinistral post-Barremiano.

3.2.3.1. Estructuras y cinemática.

Este evento deformacional se caracteriza por la aparición de estructuras frágiles de tipo sinistral, las cuales cortan a la Cuenca de Coloso. Respecto a la longitud de las trazas de las estructuras de este sistema, estas van desde pocos metros hasta varios kilómetros, como es en el caso de las fallas Caleta Coloso, Lombriz y La Viuda (Fotografía 8). El rumbo de estas estructuras es 35

generalmente NW (Figura 9a) y sus manteos son principalmente subverticales. Estas estructuras tienen espesores variables desde pocos milímetros hasta más de 10 metros en algunos casos (Falla Caleta Coloso). Presentan rellenos de salbanda o una mezcla de yesos y sales de naturaleza secundaria.

Fotografía 8. Falla Lombriz en el sector noroeste del área. En este sector la estructura pone en contacto a rocas del miembro inferior de la Fm. Caleta Coloso (Kcc) y a rocas de la Fm. La Negra (Jln). Vista al sur. Respecto a la cinemática de este evento, fue difícil encontrar sitios con indicadores cinemáticos de buena calidad debido a la presencia de materiales secundarios que rellenan las estructuras. Sin embargo, en 17 lugares se reconocieron junto a las estrías indicadores de cizalle Riedel, los que sirvieron para determinar el sentido de movimiento (Figura 11). El grueso de los ángulos de barrido de las estrías reconocidas en las estructuras activas durante este evento se encuentra entre 0º y 30º, medidos tanto desde el noroeste como del sureste (Figura 9b), las cuales indican movimientos sinistrales en el rumbo, sin embargo, al norte del Cerro Tableado existen un set de estructuras dextrales de rumbo noreste que se interpretan como fallas antitéticas a la Falla Lombriz en el extremo sur de esta (Figura 9a). Las separaciones laterales de estas fallas van desde pocos centímetros hasta siete kilómetros como es el caso de la Falla La Viuda. 36

a)

b)

Figura 9. Gráfico de rumbo de fallas y estrías de falla las estructuras del evento deformativo sinistral post-Barremiano. a) Diagrama de rosa de las estructuras donde se observa la clara tendencia noroeste del rumbo de las estructuras, y en menor frecuencia las estructuras dextrales antitéticas de orientación noreste. b) Proyección del ángulo de barrido de las estrías de falla (rake) en donde la tendencia esta de 0º y 30º.

Además, se reconoció en algunos sectores la presencia de pliegues de arrastre asociados a estas estructuras, principalmente en las areniscas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) y en las rocas calcáreas marinas de la Fm. El Way (Kwa), presentando direcciones de eje NW–SE y buzamientos hacia el SE. Las dimensiones de estas estructuras van desde pocos metros hasta centenares de metros (Fotografía 9 y Figura 10).

37

Fotografía 9. Dibujo sobre fotografía de pliegue de arrastre causado por falla sinistral. La estructura, subsidiaria de la Falla Lombriz, corta a las areniscas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso al norte del Cerro Tableado. En el círculo negro un martillo geológico de escala. Vista al este. En la base de las Calizas de la Viuda (al costado de la Qda. El Way) se encuentra un pliegue afectando a areniscas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) el cual se interpreta como pliegue de arrastre asociado al movimiento sinistral de la Falla La Viuda (Fotografía 10) en este periodo. Esta falla habría desplazado a las Calizas de la Viuda desde la parte sureste del área hasta el centro de esta, indicando una separación horizontal sinistral de 6,5 km aproximadamente. Relacionado a este movimiento, en el extremo sureste del área, se reconoce un “slidewall-ripourt” (Swanson, 1989) asociado a la Falla La Viuda, el cual va rotando y desplazando sinistralmente una “tajada” de rocas de la Fm. El Way (Kwa) unos 500 m hacia el noreste (Figura 11).

38

Figura 10. Fotografía aérea de pliegue de arrastre cercano a la Falla Caleta Coloso. Este sinclinal afecta a rocas de la Fm. Caleta Coloso (Kcc) y Fm. El Way (Kwa). La Falla Caleta Coloso se encuentra cubierta por las Gravas Antiguas (Mga) en el extremo suroeste de la foto. En la esquina superior derecha de la figura se muestra un diagrama de contorno a partir de polos de flancos del sinclinal, donde la línea roja corresponde al plano axial y el círculo rojo al eje del pliegue, el cual buza hacia el sureste con un ángulo de 36º. Análisis de ejes de deformación a partir de datos obtenidos desde fallas relacionadas a este evento arrojan como resultado ejes de acortamiento de dirección cercana a N-S y muy cercanos a la horizontal. Por otra parte, los ejes de extensión tienen direcciones cercanas a E-W. Sin embargo, en algunos casos los ejes de acortamiento presentan una dirección NW-SE, los cual esta íntegramente vinculado con el rumbo WNW de algunas estructuras sinistrales

39

registradas. La disposición de los ejes de acortamiento y extensión es asociada a estructuras sinistrales (Figura 11).

Fotografía 10. Pliegue en la base de las Calizas de la Viuda. Esta estructura se ha interpretado como pliegue de arrastre asociado a la actividad sinistral de la Falla La Viuda. En la esquina inferior derecha de la fotografía se muestra un diagrama de contorno a partir de polos de flancos del pliegue, donde la línea roja corresponde al plano axial y el círculo rojo al eje del pliegue, el cual buza hacia el noroeste con un ángulo de 34º. Vista al norte. En los afloramientos de calizas cercanos a la Falla El Way y Falla La Viuda se observan sinclinales con eje paralelo a las fallas señaladas. Estas estructuras dúctiles serían respuesta a un cambio de manteo en profundidad de las Fallas Mayores (ver mapa anexo).

40

Figura 11. Mapa geológico-estructural de la deformación de la Cuenca de Coloso durante el evento sinistral post-Barremiano. Se muestran los diagramas PT de deformación y las estructuras activas durante esta deformación. Mapa original en anexo.

41

3.2.3.2. Edad de la deformación.

Debido a que este sistema afecta a la totalidad de las unidades que conforman la Cuenca de Coloso (Fm. Caleta Coloso y Fm. El Way), se le asigna una edad máxima post-Barremiano. Por otra parte, ya que estos movimientos sinistrales no han sido registrados afectando a la unidad de Gravas Antiguas (Mga) de edad miocena, se asume como pre-Mioceno la edad mínima de esta deformación.

3.2.4. Deformación extensional post-Mioceno.

3.2.4.1. Estructuras y cinemática.

Esta deformación esta representada por la reactivación extensional de algunas estructuras preexistentes y la creación de nuevas estructuras de naturaleza normal que afectan las unidades que rellenan la cuenca (Fm. Caleta Coloso y Fm. El Way) y las Gravas Antiguas (Mga). Las longitudes de las trazas de las estructuras activas durante este evento van desde decenas de metros hasta algunos kilómetros. Respecto al rumbo de estas estructuras, existen dos tendencias. La primera, de orientación NW-SE, corresponde en gran parte a estructuras

reactivadas

extensionalmente

en

este

evento

deformativo

(Fotografía 11); en cambio, la segunda, de orientación NE-SW corresponde a estructuras originadas en este evento que se ubican en gran número al costado suroeste del Cerro Tableado (Figura 12a). El manteo de estas fallas es principalmente vertical, aunque en algunos casos las estructuras extensionales originadas en este evento se inclinan con ángulos de hasta 50º (Fotografías 13 y 14). Los rellenos de estas fallas corresponden a salbanda o a una mezcla de yesos y sales secundarios. 42

Fotografía 11. Vista panorámica de Falla La Viuda al norte del Cerro 785. En este sector la estructura pone en contacto a rocas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) con unidad de Gravas Antiguas (Mga). La potencia de las gravas en este sector es de 30 a 40 m aproximadamente, indicando esta magnitud para la separación mínima producida por esta falla en este sector. Las flechas blancas indican la traza de la falla. Vista al este.

Fotografía 12. Detalle de Falla La Viuda al norte del Cerro 785. Se observa el contacto por falla de areniscas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) con unidad de Gravas Antiguas (Mga). En el circulo rojo un martillo geológico para efectos de escala. 43

A pesar de la mala conservación de los indicadores cinemáticos en estas estructuras, se han identificado 11 localidades donde fue posible determinar el sentido de movimiento, basado principalmente en indicadores de cizalle Riedel y fracturas de tensión. La media de los ángulos de barrido de las estrías es subvertical (Figura 12b), indicando principalmente movimientos normales o verticales con predominancia de descenso de los bloques orientales. Los rechazos de estas estructuras van desde pocos metros hasta varias decenas de metros, como es el caso de la Falla La Viuda (Fotografías 11 y 12) y las fallas que cortan a las Calizas de la Viuda (Fotografía 14).

Fotografía 13. Falla normal cerca del curso medio de la Qda. Mal Paso. La estructura en este sector corta a un nivel de areniscas 8 m de potencia del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) ubicado dentro de conglomerados del miembro (Kcc). La separación vertical que produce esta falla se calcula en unos ~25 m. Al fondo se observan rocas de la Fm. El Way (Kwa). Vista al sureste.

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Fotografía 14. Fallas normales cortando las Calizas de La Viuda. La separación vertical que producen estas fallas es aproximadamente de 60 m con descenso de los bloques orientales. Esta separación esta basada en la posición del contacto entre el miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) y las rocas de la Fm. El Way (Kwa). La línea segmentada de color blanco representa la posible traza de la Falla La Viuda en este sector. En el círculo un vehículo para efectos de escala. Vista al noreste.

a)

b)

Figura 12. Gráfico de rumbo de fallas y estrías de falla las estructuras del evento deformativo extensional post-Mioceno. a) Diagrama de rosa de las estructuras donde se observan dos tendencias de rumbo, una de orientación NW-SE que corresponde en gran parte a las estructuras reactivadas, y otra de orientación NE-SW que corresponde a las estructura desarrolladas al oeste del Cerro Tableado. b) Proyección del ángulo de barrido de las estrías de falla (rake) en donde la tendencia está entre 80º y 90º.

45

Se han reconocido pliegues de arrastre asociados a estos movimientos, afectando principalmente a las areniscas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso.

En la parte noroeste del área, al costado de la Qda. El Way se presentan areniscas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso en contacto por falla con conglomerados del miembro inferior de la Fm. Caleta Coloso. La particularidad de este contacto es la disposición de las areniscas, las cuales parecen estar depositadas sobre los conglomerados formando una aparente discordancia angular, sin embargo, esta disposición se debe al plegamiento de las areniscas producto del descenso de estas respecto a los conglomerados. La presencia de esta estructura al borde de la quebrada da a pensar la presencia de una estructura mayor oculta bajo los depósitos aluviales que rellenan la Qda. El Way en el lugar (Fotografía 15).

Por otra parte, se ha observado una estructura que pone en contacto a conglomerados del miembro inferior (Kcc) con areniscas del miembro superior (Kca) de la Fm. Caleta Coloso en los afloramientos más orientales de la cuenca. Esta estructura tendría aparentemente un movimiento vertical, donde las areniscas descenderían respecto a los conglomerados.

Los análisis de deformación realizados a los datos correspondientes a las mediciones referidas a este evento muestran principalmente movimientos verticales, los cuales están asociados a la reactivación de estructuras verticales preexistentes, donde los bloques ubicados al oriente de las estructuras son los que descienden (Figura 13). Sin embargo, aunque de manera más restringida, se observan ejes de acortamiento cercanos a la vertical, los cuales corresponden a estructuras formadas en este evento. Es el caso de la falla que

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pone en contacto a la Fm. La Negra (Jln) con areniscas del miembro inferior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) al sureste de las Calizas de la Viuda (Figura 13).

Fotografía 15. Contacto por falla entre areniscas del miembro superior de la Fm. Caleta Coloso (Kca) y conglomerados del miembro inferior de la Fm. Caleta Coloso (Kcc). Al otro lado de la Qda. El Way esta falla corta a las Gravas Antiguas (Mga). Fotografía tomada al noreste del área de estudio a un costado de la Qda. El Way. Las flechas blancas indican la traza de la estructura donde las areniscas descienden respecto a los conglomerados. Vista al sureste. En el centro del área (parte baja y media de la Qda. Mal Paso) los ejes extensionales se ubican cercanos a la vertical, indicando movimientos verticales. Como ya antes se mencionó, estas estructuras corresponderían a fallas antitéticas menores asociadas a fallas mayores de carácter normal ubicadas inmediatamente a su costado, en donde no fue posible observar indicadores cinemáticos (Figura 13).

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Figura 13. Mapa geológico-estructural de la deformación de la Cuenca de Coloso durante el evento extensional post-Mioceno. Se muestran los diagramas PT de deformación y las estructuras activas durante aquella deformación. Mapa original en anexo.

48

3.2.4.2. Edad de la deformación.

En algunas localidades al sureste del Cerro Lombriz, sobre estrías subhorizontales (desarrolladas en roca) pertenecientes al evento deformativo sinistral post-Barremiano, se encontraron estrías subverticales desarrolladas en salbanda. Esta situación posiciona a este evento deformativo en un tiempo geológico

posterior

a

la

otra

deformación.

Además,

las

estructuras

pertenecientes a este evento cortan en algunos sectores a la unidad de Gravas Antiguas (Mga). Según lo antes mencionado, se le asigna una edad postMioceno a esta deformación.

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4. CONCLUSIONES.

El basamento de la Cuenca de Coloso corresponde a lavas jurásicas de la Fm. La Negra (Jln). Su relleno lo constituyen rocas de la Fm. Caleta Coloso y rocas marinas de la Fm. El Way (Kwa), ambas de edad Cretácico inferior.

La Fm. Caleta Coloso está constituida por dos miembros. El miembro inferior (Kcc) está formado por facies conglomerádicas que se ubican preferentemente en el sector occidental de la cuenca, en cambio, el miembro superior (Kca) , lo forman facies de areniscas, las que afloran en la parte oriental de la cuenca; observándose una interdigitación entre ambos miembros (ver mapa anexo). Según datos de paleocorriente, el relleno de la cuenca ocurrió desde el oeste hacia el este. Concordantemente sobre la Fm. Caleta Coloso se presenta la Fm. El Way (Kwa), formada por rocas calcáreas marinas de edad Hauteriviano-Barremiano (Tavera, 1954; Jurgar, 1974; Díaz, 2002; González y Niemeyer, 2005).

Durante la evolución estructural de la Cuenca de Coloso se han reconocido cuatro estadios deformativos, los que incluyen estructuras sinsedimentarias y deformación tanto dúctil como frágil. El primer evento deformativo observado en la Cuenca de Coloso es la “Deformación post-arco volcánico”, y corresponde a la discordancia angular que pone en contacto a la Fm. La Negra (Jln) bajo la Fm. Caleta Coloso. Esta discordancia se formó en la parte más baja del Cretácico.

En segundo lugar se registra la “Deformación sindepositacional”, la cual se expresada con minidiscordancias, slumping y acuñamiento lateral de facies. La

50

presencia de estas estructuras al interior de la cuenca señala una actividad tectónica contemporánea a la depositación de ésta.

Las estructuras sinsedimentarias nombradas anteriormente, sumado a las características de la Cuenca de Coloso, como son sus afloramientos limitados por estructuras, su gran potencia depositada en un corto periodo de tiempo, rápidos cambios de facies laterales y verticales, y contemporaneidad con el movimiento sinistral del Sistema de Falla de Atacama en el Cretácico inferior (Arabasz, 1971; Hervé, 1987a; Thiele y Pincheira, 1987; Scheuber y Andriessen, 1990; Brown, et al., 1993; González, 1996; Scheuber y González, 1999; Cembrano, et al., 2005), dan a entender que la Cuenca de Coloso se depositó en un marco tectónico transtensional en un posible codo extensional formado a lo largo de la Falla Caleta Coloso, el cual habría formado un hemigraben con basculamiento hacia el oeste (Figura 8). Esta situación sería la causa de la gran potencia de la cuenca en su borde occidental.

Luego ocurre la denominada “Deformación sinistral post-Barremiano”, en donde la Cuenca de Coloso es cortada en su totalidad por estructuras subverticales de rumbo NW, en donde destacan la Falla Lombriz y Falla La Viuda, alcanzando esta última una separación sinistral de hasta siete kilómetros. Estas estructuras NW estarían jugando un rol importante en la disposición y arquitectura actual de la cuenca, la cual se repite al menos tres veces a lo largo de la Quebrada El Way. Estos desplazamientos son sustentados no solo por la presencia de indicadores cinemáticos, sino también por correlaciones de unidades geológicas a ambos costados de las fallas (Calizas de la Viuda), pliegues de arrastre y estructuras de “sidewall-ripourt” (Swanson, 1989). Este evento correspondería al estado IV de deformación descrito por Scheuber y González (1999).

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El ultimo evento deformativo corresponde a la “Deformación extensional post-Mioceno”, caracterizada por una reactivación extensional de algunas de las estructuras preexistentes y la formación de nuevas. Esta deformación afecta a todas las unidades de la Cuenca de Coloso y a las Gravas Antiguas (Mga) de edad Mioceno, alcanzando en algunos lugares hasta una separación mínima vertical de 40m. Estos movimientos verticales post-Mioceno también son observados por Hervé (1987b) a lo largo de la Falla Paposo, aproximadamente 80km al sur del área estudiada.

Por ultimo, a futuro sería importante estudiar el rol de la Falla El Way en el basculamiento de las capas hacia el suroeste, la naturaleza del borde norte de la Cuenca de Coloso, efectuar perfiles geofísicos a través de la Cuenca y realizar un detallado análisis de paleocorrientes. Además, realizar análisis de trazas de fisión en apatito a los intrusivos al oeste de la Falla Caleta Coloso para determinar la edad de su exhumación, y así aumentar la información de la historia geológica de la Cuenca de Coloso.

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REFERENCIAS

Alarcón, B. y Vergara, M. 1964. Nuevos antecedentes sobre la geología de la quebrada El Way. Universidad de Chile, Instituto de Geología, Publicación No. 26. p. 101-128.

Arabasz, W. 1971. Geological and Geophysical studies of the Atacama Fault Zone in Northern Chile. PhD Thesis, California Institute of Technology. 264 p.

Armijo, R. y Thiele, R. 1990. Active faulting in Northern Chile: ramp stacking and lateral decoupling along a subduction plate boundary?. Earth and Planetary Science Letters, v. 98, p. 40-61.

Brown, M., Díaz, F. y Grocott, J. 1993. Displacement history of the Atacama fault system 25º00’S – 27º00’S northern Chile. Geological Society of America Bulletin, v. 105, p. 1165-1174.

Brüggen, J. 1950. Fundamentos de la geología de Chile. Instituto Geográfico Militar. Santiago. 374 p.

Buchelt, M. y Téllez, C. 1988. The Jurassic La Negra Formation in the area of Antofagasta, northern Chile (lithology, petrography, geochemistry). In: The southern Central Andes (Bahlburg, H., Breitkreuz, C. y Giese, P., editores). Lecture Notes in Earth Sciences. V. 17, p. 171-182.

Carrizo, D. 2002. La deformación Neógeno-Cuaternaria del Sistema de Fallas de Atacama, en el borde oriental de la Cordillera de la Costa de

Antofagasta, norte de Chile. Memoria de Título (inédito). Departamento de Ciencias Geológicas. Universidad Católica del Norte. Antofagasta. 140 p.

Castillo, R. y Pizarro, A. 2008. Origen de la mineralización cuprífera albergada en rocas ígneas del distrito el Way en las inmediaciones de la Falla Caleta Coloso: región de Antofagasta, Chile. Memoria de Título (inédito). Departamento de Ciencias Geológicas. Universidad Católica del Norte. Antofagasta. 111 p.

Cembrano, J., González, G., Arancibia, G., Ahumada, I., Olivares, V. y Herrera, V. 2005. Fault zone development and strain partitioning in an extensional strike-slip duplex: a case study from the Atacama Fault System, northern Chile. Tectonophysics, v. 400, p. 105-125.

Damm K.W., Pichowiak, S. y Todt, W. 1986. Geochemie, Petrologie und Geochronologie der Plutonite und des metamorphen Grundgebirges in Nordchile. Berliner Geowissenschaftliche Abhandlungen, Serie A, No. 66, p. 73-146.

Díaz, C. 2002. Geología del sector Cerros Coloso-Jarón, Sur de Antofagasta, Chile. Memoria de Título (inédito). Departamento de Ciencias Geológicas. Universidad Católica del Norte. Antofagasta. 116 p.

Díaz, M., Cordani, U.G., Kawashita, K., Baeza, L., Venegas, R.; Hervé, F. y Munizaga, F. 1985. Preliminary radiometric ages from the Mejillones Peninsula, northern Chile. Universidad de Chile, Departamento de Geología, Comunicaciones, No. 35, p. 59-67.

Dooley, T. y McClay, K. 1997. Analog Modeling of Pull-Apart Basins. AAPG Bulletin, v. 81, No. 11, p. 1804-1826.

Espinoza, S. 1983. Geología y génesis de la mineralización cuprífera del Sector de Caleta Coloso, al Sur de Antofagasta. Revista Geológica de Chile, No. 19-20, p. 81-91.

Ferraris, F. y Di Biase, F. 1978. Hoja Antofagasta. Región de Antofagasta. Instituto de Investigaciones Geológicas, Carta Geológica de Chile, No 30, 48 p., 1 mapa 1:250.000.

Flint, S., Clemmey, H. y Turner, P.1986, The Lower Cretaceous Way Group of northern Chile; an alluvial fan-fan delta complex: Sedimentary Geology, v. 46, p. 1-22.

Flint, S. y Turner, P. 1988. Alluvial sedimentation in a forearc extensional setting: the Cretaceous Coloso Basin of Northern Chile. In Fan deltas: sedimentology and tectonic setting (Nemec, W. y Steele, R.J., editores). Blackie and Sons, p. 387-399. Oxford.

García, F. 1967. Geología del Norte Grande de Chile. Sociedad Geológica de Chile. Simposium sobre el Geosinclinal Andino, 1962, Publicación No. 3, 138 p., Santiago.

González, G. 1996. Evolución tectónica de la Cordillera de la Costa de Antofagasta (Chile): con especial referencia a las deformaciones sinmagmáticas

del

Jurásico-Cretácico

Inferior.

Berliner

Geowissenchaftliche Abhandlungen, Serie A, No. 181, IX + 111 p., Berlin.

González, G. y Carrizo, D. 2003. Segmentación, cinemática y cronología relativa de la deformación tardía de la Falla Salar del Carmen, Sistema de Falla de Atacama, (23º40’S), norte de Chile. Revista Geológica de Chile, No. 30, p. 223-244.

González, G., Cembrano, J., Carrizo, D., Macci, A. y Schneider, H., 2003. The link between forearc tectonics and Pliocene – Quaternary deformation of the Coastal Cordillera, northern Chile. Journal of South American Earth Sciences, v. 16. p. 321-342.

González, G. y Niemeyer, H. 2005. Geología de la Hoja Antofagasta, Región de Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica, No 89, 35 p., 1 mapa 1:100.000.

Guerra, M. In prep. Análisis Estratigráfico y Sedimentario de la Cuenca de Coloso, Segunda Región, Chile, una posible cuenca pull-apart. Memoria de Título. Departamento de Ciencias Geológicas. Universidad Católica del Norte. Antofagasta.

Harrington, H. 1961. Geology of parts of Antofagasta and Atacama Provinces. Northern Chile. American Association of Petroleum Geologists, Bulletin, Vol. 45, No. 2, p. 169-197.

Hartley, A., Turner, P., Rex, D. y Flint, S. 1992. Paleomagnetic, geochonological and geological constraints on the tectonic evolution of the Mejillones Peninsula, northern Chile. Gological Journal, v. 27, p. 59-74.

Hempton, M.R. y Neher, K. 1986. Experimental fracture, strain and subsidence patterns over en échelon strike-slip faults: implications for the structural

evolution of pull-apart basins. Journal of Structural Geology, v. 8, p. 597605.

Hervé, M. 1987a. Movimiento sinistral en el Cretácico Inferior de la Zona de Falla Atacama al norte de Paposo (24°S), Chile. Revista Geológica de Chile, No. 31, p. 37-42.

Hervé, M. 1987b. Movimiento normal de la Falla Paposo, Zona de Falla de Atacama, en el Mioceno, Chile. Revista Geológica de Chile. No. 31, p. 3136. Hervé, N. y Marinovic, N. 1989. Geocronología y evolución del batolito Vicuña Mackenna, Cordillera de la Costa, sur de Antofagasta 24-25°S. Revista Geológica de Chile, v. 16, No.1, p. 31-49.

Hoffstetter, R. , Fuenzalida, H. y Cecioni, G. 1957. Chile. In Lexique Stratigraphique Internacional, Amérique Latine. Centre de Recherches Scientifiques, Vol. 5, Pasc 7, 444 p. Paris.

Jurgan, H. 1974. Die marine Kalkfolge der Unterkreide in der Quebrada El WayAntofagasta, Chile. Geologische Rundschau, v. 63, p. 490-516.

Lucassen, F. y Thirlwall, M.F. 1998. Sm-Nd ages of mafic rocks from the Coastal Cordillera al 24ºS, northern Chile. Geologische Rundschau, v. 86, p. 767-774.

McClay, K. y Dooley, T. 1995. Analogue models of pull-apart basins. Geology, v. 23, No. 8, p. 711-714.

Maksaev, V. 1990. Metallogeny, geological evolution, and thermochronology of the Chilean Andes between latitudes 21° and 26° South, and the origin of major porphyry copper deposits. Ph.D. Thesis, Dalhousie University, Department of Geology, Halifax, Canada, 554 p.

Mann, P., Hempton, M.R., Bradley, D.C. y Burfce, K. 1983. Development of pullapart basins. Journal of Geology, v. 91, p. 529-554.

Marrett, R. y Allmendinger, R.W. 1990. Kinematic analysis of fault-slip data. Journal of Structural Geology, v. 12, No. 8, p. 873-986.

Marinovic, N., Smoje, I., Maksaev, V., Hervé, M. y Mpodozis, C. 1995. Hoja Aguas Blancas. Región de Antofagasta. Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería. Carta Geológica de Chile, No. 70, 150 p., 1 mapa 1:250.000.

Mourgues, F. 2001. Shasticrioceras del Cretácico Inferior del área al sur de Antofagasta. II Región. Informe Paleontológico No. 2001-05. Sección Paleontología y Estratigrafía (Inédito). Servicio Nacional de Geología y Mineria. 3 p.

Naranjo, J. 1987. Interpretación de la actividad cenozoica superior a lo largo de la Zona de Falla de Atacama, norte de Chile. Revista Geológica de Chile. No. 31, p. 43-55.

Nielsen, T.H. y Sylvester, A.G. 1995. Strike-slip basins. In Tectonics of sedimentary basins(Busby, CJ. y Ingersoll R.V., editores). BlackweII Science Publications, 549 p. Oxford.

Peri, A. 1986. Geología de los Cuadrángulos Estación La Negra y Cabo Jara, II Región de Antofagasta, Chile. Memoria de Título (inédito). Departamento de Ciencias Geológicas. Universidad Católica del Norte. Antofagasta. 148 p.

Petit, J.P. 1987. Criteria for the sense of movement on fault surfaces in brittle rocks. Journal of Structural Geology 9 (5-6). p 597-608.

Pichowiak, S. 1994. Early Jurassic to early Cretaceous magmatism in the Coastal Cordillera and the Central Depression of North Chile. In Tectonics of the Southern Central Andes (Reutter, K.J., Scheuber, E. y Wigger, P.J., editores). Springer, p. 203-217. Heidelberg.

Pichowiak, S., Buchelt, M. y Damm, K-W. 1990. Magmatic activity and tectonic setting of the early stages of the Andean cycle in northern Chile. Geological Society of America, Special Paper, No. 241, p. 127-144.

Rahe, B., Ferril, D. A. y Morris, A. P. 1998. Physical analog modeling of pullapart basin evolution. Tectonophysics, v. 285, p. 21-40.

Rojas, R., Guerra. M., Cembrano, J. y Wilke, H -G. 2006. Antecedentes preliminares sobre un posible pull-apart en la Cuenca de Coloso, Antofagasta, Chile. In Actas del XI Congreso Geológico Chileno, v1, p. 329-332. Sesiones de poster.

Rössling, R. 1989. Petrologie in einem tiefen Krustenstockwerk des jurassischen magmatischen Bogens in der nordchilenischen Küstenkordillere südlich von Antofagasta. Berliner Geowissenschaftliche Abhandlungen, Serie A, v. 112, 73 p.

Scheuber, E. y Andriessen, P.A.M., 1990. The kinematic and geodynamic significance of the Atacama Fault Zone, northern Chile. Journal of Structural Geology, v. 12, p. 243– 257.

Scheuber, E. y González, G. 1999. Tectonics of the Jurassic–Early Cretaceous magmatic arc of the north Chilean Coastal Cordillera (22º–26ºS): a story of crustal deformation along a convergent plate boundary. Tectonics 18, p. 895– 910.

Swanson, M.T. 1989. Sidewall ripouts in strike-slip faults. Journal of Structural Geology, v. 11, No. 8, p. 933– 948.

Sylvester, A.G. 1988. Strike-slip faults. Geological Society of America Bulletin, v. 100, p. 1666-1703.

Téllez. C. 1986. Estratigrafía de la Formación La Negra en la Cordillera de la Costa a la latitud de Antofagasta, II Región, Chile. Memoria de Título (inédito). Departamento Geociencias. Universidad del Norte. Antofagasta. 90 p.

Thiele, R. y Pincheira, M. 1987. Tectónica transpresiva y movimiento de desgarre en el segmento sur de la Zona de Falla de Atacama, Chile. Revista Geológica de Chile. No. 31, p. 77-94.