Geología del sector Cerro Islote (25ºS), Depresión

Geología del sector Cerro Islote (25ºS), Depresión Central,
Región de Antofagasta, Chile.
Diego Mardonez C.1, Felipe Espinoza G.2, Luis A. Quinzio S3.
1
IANIGLA, CCT Mendoza, CONICET, Av. Ruiz Leal s/n, Parque General San Martín, Mendoza, Argentina.
Servicio Nacional de Geología y Minería, Av. Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile.
3
Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Víctor Lamas 1290, Concepción, Chile.
2
Resumen: El sector de Cerro Islote registra la
evolución tectónica temprana del sistema andino,
desde el periodo extensional primario en el
Mesozoico, y el cambio del régimen tectónico
ocurrido durante el Cretácico Superior, donde se
registra una primer evento compresivo con
características regionales, opuesto a los ocurrido con
la fase K-T, la cual se observa claramente en esta
zona, pero que no es considerada en otros lugares
de los andes. En esta contribución se aborda la
geología en detalle de la zona y se propone una
evolución geológica estructural acorde con los datos
regionales existentes, y se muestra una corta pero
intensa deformación de las unidades del Cretácico
Superior, respondiendo a la inversión de estructuras
extensivas que generaron la configuración actual de
esta particular zona.
Palabras Calves: Cerro Islote, K-T, evolución
1 Introducción
El Cerro Islote (2694 m.s.n.m. 24º55'45''S/69º28'35''W)
ubicado en la Depresión Central, cercano a las primeras
manifestaciones de la Cordillera de Domeyko
(Precordillera), esto lo hace una área de interés, ya que
comparte características geológicas y tectónicas con ambas
morfoestructuras. La zona posee un relieve bajo, con
influencia de tectónica extensiva durante el Cenozoico y
potentes secuencias volcánicas cretácicas y paleógenas,
similar a lo observado para la Depresión Central, además
posee características que se observan en la Cordillera de
Domeyko, como lo son los depósitos de plataforma
calcárea y rocas clásticas continentales que se desarrollan
durante el Mesozoico y la compresión que afecta a las
mismas. En esta zona también se puede resumir la historia
geológica del norte chileno en la Región de Antofagasta,
que se caracteriza por el marcado par arco volcánico cuenca de tras arco durante el Jurásico, la contientalización
del sistema marino al final del periodo y la migración
progresiva del magmatismo hacia el este.
2 Geología del Cerro Islote
La geología de este sector fue estudiada en detalle (escala
1:25.000) por Mardonez (2014), y en esta capítulo se
mostrará un resumen de la geología del Cerro Islote, la que
se sintetiza en el mapa de la figura 1. Las rocas
estratificadas y estructuras se disponen en franjas de
dirección NS, las zonas bajas se encuentran cubiertas por
el espeso relleno aluvial que conforma las planicies. Las
rocas más antiguas que afloran en el sector son los
depósitos calcáreos de la Fm. Profeta, se disponen en la
ladera oriental de cerro y tienen una fuerte deformación en
pliegues de pequeña escala, por eso se estima una potencia
mínima de 300m. Las litologías presentes son calcáreas y
evaporíticas, las primeras se componen de intercalaciones
decimétricas (hasta dos metros) de calcarenitas, calcilutitas
y margas de tonos pardo, gris, verdoso y blanquecino, con
cantidades variables de aloquímicos, poseen además
laminación cruzada y paralela, nódulos y concreciones
esféricas y discoidales, además muchas de estas rocas
poseen fragmentos fósiles de peces, pelecípodos y
abundantes amonites que permiten situarla en el
Oxfordiano medio a superior. En tanto las evaporitas
corresponden principalmente a yeso con anhidrita en
colores blanco y gris y se les asigna una edad Oxfordiano
superior a Kimmeridgiano. Se interpreta un ambiente de
depositación en plataforma carbonática de baja
profundidad y energía variable, durante un periodo
regresivo mayor de la cuenca marcado por la presencia de
evaporitas, que indican el secamiento total de la misma,
este episodio se registra ampliamente en las cuencas del
norte y centro de Chile, como también en territorio
argentino. En contacto aparentemente transicional con la
unidad antes descrita se desarrolla una secuencia clástica
de aprox. ~300 m de espesor, que aflora en el extremo sur
y centro norte del cerro, informalmente denominada
Estratos Areniscas Islote, ya que la definición original de
Fm. Santa Ana fue recientemente reemplazada por Fm.
Llanta en su localidad tipo (Venegas et al., 2013),
denominación que no se ajusta a lo encontrado en esta
zona. Las rocas de esta unidad corresponden a areniscas
negro rojizas con intercalaciones menores de brechas y
lentes de limolitas con grietas de desecación.
Corresponden a litarenitas feldespáticas y arcosas líticas,
con fragmentos de rocas volcánicas básicas oscuras
(vidrio) con microlitos de plagioclasa, y máficos de
piroxeno y anfíbol, los líticos calcáreos son poco comunes.
Estas rocas se depositaron probablemente en un ambiente
de sabkhas costeros, que indica aguas someras,
relativamente tranquilas sometidas a fases de secamiento
esporádicos, con un marcado aporte del arco volcánico. La
edad de estos estratos, no pudo ser determinada con
precisión, y se les asigna una edad Jurásico SuperiorCretácico Inferior en base a sus relaciones de contacto,
similar a la edad interpretada para las rocas ubicadas en el
flanco occidental de la Sierra de Candeleros denominadas
Estratos Quebrada del Chaco (Venegas et al., 2013).
Abarcando gran parte del Cerro Islote, y su continuación al
sur, se encuentran rocas piroclásticas de la Fm. Quebrada
Mala, son capas resistentes de más de 1000 m de espesor,
que se disponen homoclinalmente y cubren en
discordancia angular a las calizas de la Fm. Profeta y a los
Estratos Areniscas Islote. Las rocas que componen esta
formación corresponden a lavas de composición
intermedia, rocas piroclásticas félsicas y, en menor medida
horizontes sedimentarios. Aunque se acuñan, intercalan e
interdigitan mutuamente se separaron 4 litofacies: a)
Algomerados, brechas y areniscas: dispuestos bajo las
tobas se encuentran areniscas y brechas con importante
aporte de clastos volcánicos intermedios y fragmentos de
toba y en menor medida calizas. Además niveles de
aglomerado de fragmentos de rocas volcánicas intermedias
a basálticas. b) Lavas andesítcas – andesítico-basálticas: Se
disponen en el sector occidental de la zona de estudio y
corresponden a capas delgadas interdigitadas en las tobas,
litológicamente se trata de lavas con fenocristales de
plagioclasa, piroxeno y anfibol en masa fundamental vítrea
oscura, con microlitos de plagioclasa orientados. c) Tobas
riolíticas: constituye el mayor volumen de afloramientos
de esta formación por lo que se subdividió en 4 tipos: c1)
Tobas soldadas: De coloraciones rojizas, las fiamme y
esquirlas se encuentran orientadas y aplastadas, además se
observan fragmentos de cristales de plagioclasa cuarzo y
máficos muy alterados, la matriz a menudo está
desvitrificada en forma de esferulitas radiales o axiales, o
bien como agregado felsofídico. c2) Tobas de cristales: de
coloración gris amarillenta, presenta grandes cristales de
cuarzo como “ojos” además de sanidina, la plagioclasa es
menos abundante y más pequeña, escasamente se
encuentra oxibiotita, la matriz posee esquirlas sin
aplastamiento pero levemente fluidales, la desvitrificación
es menor y lo hace en forma de esferulitas y mayormente
felsofídica. C3) Tobas líticas: menos abundantes que las
anteriores, se diferencian por gran la cantidad de líticos
tobáceos que se observan a simple vista. C4) Tobas vítreas:
(fuera del mapa al SW), presentan un color blanquecino,
con “ojos” de cuarzo y cristales de biotita en una matriz
porosa con abundantes esquirlas sin aplastamiento, la
desvitrificación es felsofídica, esferulítica o silicificación.
d) Brechas verdes: afloramientos dispersos se disponen
sobre las tobas, muestran notoria coloración verdosa, y se
trata de rocas sedimentarias de variada litología, donde
predominan las brechas con clastos de tobas (hasta 60 cm),
en una matriz de mala selección y compuesta de
abundantes líticos de rocas volcánicas intermedias y tobas
riolíticas, los fragmentos cristalinos son de plagioclasa y
máficos variados, inmersos en una granulometría fina y/o
cemento arcilloso, calcáreo, silíceo y clorítico.
Al sur del Cerro Islote cerca de la base de esta unidad se
obtuvo una edad U-Pb en zircón de 72,5 ±1,0 Ma
(Mardonez, 2014) concordante con edades previamente
realizadas en la zona, que la sitúan entre los 73 y 69 Ma
(Campaniano – Maastrichtiano) (Espinoza et al., 2011,
2012; Venegas et al., 2013). Se propone que estas rocas se
formaron producto de vulcanismo subaéreo de caldera
anular del tipo bisagra, que se inició con depósitos
sedimentarios y volcánicos distales, que dan paso a una
fase netamente piroclástica donde se acumulan espesos
paquetes de tobas con niveles vitrófiros, sin participación
de clastos accidentales, indicando ambiente de intracaldera
donde se depositan sucesivos flujos piroclásticos
provenientes del borde activo, las lavas y tobas líticas
representan el estado post-colapso de las facies de caldera.
Esta configuración a menudo desarrolla intrusiónresurgencia de cuerpos subvolcánicos o plutónicos de
composición variada, se interpreta que esto podría estar
representado por el Intrusivo Cerro Islote, dispuesto en el
núcleo del cerro homónimo y en la continuación sur,
intruyendo a tobas de la Fm. Quebrada Mala. Discordante
sobre las rocas del Cretácico Superior se disponen las
rocas volcánicas de la Fm. Chile-Alemania. Estas
conforman afloramientos continuos en la Depresión
Central, formando grandes sierras como los son Sierra de
las Pailas, del Limbo, del Relincho y Peñafiel. Al sur de la
zona de estudio los afloramientos se ubican en los
extremos SE y SW, se disponen de manera subhorizontal y
alcanzan espesores de 300-500m. La edad es acotada por
trabajos regionales y se sitúa en el rango de 65 a 56 Ma
correspondiente al Paleoceno (Puig et al., 1988; Matthews
et al., 2007; Espinoza et al., 2011,2012; Vengas et al.,
2013). El ambiente es del tipo volcánico subaéreo de
amplio espectro composicional controlado por fallas
extensionales. Al oeste del Cerro Islote se sitúa la Sierra
del Relincho y Peñafiel, donde se encuentran domos
alineados según la Fractura Peñafiel, la que habrían
controlado las emanaciones volcánicas en esta zona. Las
gravas que cubren las depresiones representan la erosión
de las sierras encontradas al este, en la Cordillera de
Domeyko.
3 Evolución estructural
Las principales estructuras de la zona son dos
discordancias angulares que marcan importantes episodios
compresivos. La más antigua se desarrolla entre los
depósitos del Jurásico (Fm. Profeta) y Cretácico Inferior
(Estratos Areniscas Islote), intensamente deformados,
principalmente en pliegues de meso escala y algunas
tendencias mayores, discordantes bajo las rocas volcánicas
félsicas del Campaniano-Maastrichtiano, estas últimas
están dispuestas homoclinalmente, que indican un
plegamiento (con fallas asociadas) de gran escala, sellado
por las rocas de la Fm. Chile-Alemania del Paleoceno
Inferior que se disponen subhorizontalmente. La primera
corresponde a la compresión denominada Fase Peruana,
reconocida ampliamente en los andes y que ocurrió
aproximadamente a los 90 Ma. La segunda discordancia se
relaciona con la Deformación Compresiva “K-T”, que se
desarrolla entre 65-62 Ma (Cornejo et al., 2003). La corta
duración de la compresión y la similitud de las rocas que
se encuentran bajo y sobre la discordancia, en conjunto con
que la angularidad de las capas no siempre se registra, hace
difícil reconocer regionalmente esta etapa deformacional.
Los trabajos publicados sobre este periodo se ocupan
principalmente de diferenciar los episodios volcánicos
mediante dataciones y datos geoquímicos, estos últimos
registran engrosamiento cortical para las rocas paleocenas,
concluyendo que la deformación K-T generó tal condición
(Cornejo y Matthews, 2001; Cornejo et al., 2003; Espinoza
y Fanning, 2012). En esta zona es posible restringir el
evento K-T entre 69 y 65 Ma debido a que existen
dataciones cercanas, sobre y bajo la discordancia, la cual se
observa claramente en terreno, por lo que las rocas
volcánicas de la Fm. Quebrada Mala registran el estilo
estructural de este periodo, aunque la evidencia es poco
concluyente. A continuación se discutirá la posible
evolución que registran estas rocas en el sector de Cerro
Islote. No se ha efectuado trabajos específicos sobre la
estructura de este lugar, ya que constituye un pequeño
cerro isla dentro de las amplias llanuras. El trabajo regional
de Chong (1973) describe al Cerro Islote como un
anticlinal de eje NNE erodado en su parte central y oriental
que deja expuesto un núcleo de rocas jurásicas. En el perfil
generalizado de la Carta Aguas Blancas Marinovic et al.,
1995 proponen una falla normal vertical, cuyo bloque
colgante corresponde a las rocas calcáreas de la Fm.
Profeta. Más recientemente Amilibia (2002) describe al
Cerro Islote como la continuación hacia el sur de la flexión
generada por el cabalgamiento de la Sierra de Argomedo
producto de la falla homónima de vergencia occidental, la
estructura generada en el bloque colgante (Anticlinal de
Sierra Áspera) quedaría sepultada bajo los depósitos
aluviales en su prolongación sur, el mismo autor indica que
parte de la deformación de la cobertura Mesozoica es
anterior a los 60 Ma. Asimismo Matthews et al. (2007) en
un perfil regional de la zona Catalina-Los Vientos,
interpretan estructuras de basamento invertidas con
vergencia occidental como responsables de los
plegamientos observados en las rocas del Cretácico
Superior. En este trabajo se propone una estructura de gran
escala, controlada por la Fractura Peñafiel (Puig et al.,
1988) que se interpreta como una falla cortical que
controla la depositación en hemigraben del volcanismo de
la Fm. Quebrada Mala, y que posteriormente se invierte
durante la compresión del K-T (Espinoza et al., 2013;
Mardonez, 2014). Los escasos afloramientos de la Fm.
Quebrada Mala cercanos a la Fractura Peñafiel
corresponden a tobas riolíticas expuestas en las cercanías
al distrito Cachinal de la Sierra, además datos de subsuelo
en el distrito indican la presencia de lavas andesíticas,
areniscas y brechas verdes, estas últimas interpretadas
como depósitos endorreicos de caldera (Puig et al., 1988).
Así las presencia de lavas en el flanco occidental del Cerro
Islote y la ocurrencia de las mismas en la zona de Cachinal
de la Sierra, indican un probable centro emisor hacia el W,
sumado a que el relleno sedimentario intracaldera se
deposita en las zonas deprimidas, es posible interpretar que
la Fractura Peñafiel controla este depocentro de la
actividad volcánica durante el Cretácico Superior, como un
hemigraben abierto hacia el este. Las rocas de la Fm.
Quebrada Mala que afloran en Cachinal de la Sierra
muestran manteos al E, contrarios a los observados en el
Cerro Islote, donde el manteo homoclinal de las capas es
hacia el E, esto advierte la presencia de un sinclinal abierto
que se encuentra rellenado en su concavidad por los
depósitos aluviales actuales (Espinoza et al., 2013), esta
estructura responde a la interacción entre la inversión de la
Falla Peñafiel y la generación de una falla, asociada a la
inversión, que controla la estructura del Cerro Islote. Los
datos de superficie no son concluyentes en cuanto a la
geometría en profundidad de esta última, pudiendo tratarse
de una falla de vergencia oriental, como un
retrocorrimiento, similar a lo descrito por Chong (1973) o
bien, como una falla con transporte tectónico hacia el
oeste, cercano a lo propuesto por Amilibia (2002), en
ambos casos la generación de esta falla responde a un alto
acople en la falla principal (Falla Peñafiel), que impide una
mayor inversión y transmite la deformación hacia el este.
Adicionalmente se puede interpretar que las unidad de
Brechas Verdes de la Fm. Quebrada Mala corresponden a
una depositación sintectónica al evento deformacional K-T,
ya que se disponen sobre las rocas volcánicas y se
distribuyen de forma irregular en el área (con mayores
espesores hacia el W), además la litología gruesa (brechas)
y líticos mayoritariamente tobáceos permite interpretarlas
como depositadas en una pequeña cuenca que deposita
productos erosionados de la topografía creada durante la
deformación.
4 Conclusiones
La diversidad en el registro geológico del Cerro Islote
permite estudiar parte de la evolución andina, donde se
registra además un evento contraccional poco estudiado, la
fase compresiva K-T, que presenta una deformación fuerte
pero corta en el tiempo. Al situarse entre dos
morfoestructuras distintas, el Cerro Islote se muestra como
una pieza importante para comprender la evolución
estructural, tanto de la Depresión Central como de la
Cordillera de Domeyko, la migración de la deformación y
la importancia de las estructuras extensivas previas en la
configuración actual.
Referencias
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Figura 1: Mapa geológico del Cerro Islote (basado en Mardonez, 2014)