INFORME MAPA QUILLOTA PORTILLO

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GEOLOGIA DE LAS HOJAS
QUILLOTA Y PORTILLO
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Sergio Rivano G.
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SERVICIO NACIONAL DE
GEOLOGIA Y MINERIA
SUBDIRECCION NACIONAL DE GEOLOGIA
1996
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CONTENIDO
Resumen
Abstract
Introducción
Ubicación y acceso
Relieve
Drenaje
Clima y vegetación
Método de trabajo
9
10
13
.
.
.13
13
15
15
16
Trabajos anteriores
...17
Paleozoico
21
Unidad Cochoa
21
Definición, distribución y litologia
21
Edad y correlaciones
22
Mesozoico
23
Introducción
23
El Triásico-Jurásico
23
Introducción
.23
El Triásico-Jurásico del sector occidental (Hoja Quillota) 23
23
Formación Pichidangui
Formación La Ligua
29
Significado geotectónico-paleogeográf ico de las unidades
volcánicas del Triásico Superior del sector occidental 32
34
Formación Los Molles
.
38
Formación Quebrada del Pobre
.
.43
Grupo Melón
..
43
Formación Ajial
.
Formación Cerro Calera
48
51
.
Formación Horqueta
57
El Jurásico del sector Oriental (Hoja Portillo)
. .57
Introducción
58
Formación Tordillo
61
Formación Rio Damas
62
.
El Yeso principal
62
Consideraciones paleogeográf icas del Triásico-Jurásico
64
El Cretácico Inferior
64
..
Introducción
El Cretácico Inferior del sector Occidental (Hoja Quillota) 64
Formación Lo Prado
.64
69
Formación Veta Negra
Litologia del miembro Purehue
70
Litologia del miembro Ocoa
.. .70
72
Formación Las Chilcas
El Cretácico inferior del sector Oriental (Hoja Portillo) 80
80
.
Estratos Rio Alitre
81
.
Formación San José
91
.
Formación Cristo Redentor
94
Formación Pelambres
100
Conclusión general del Cretácico Inferior
101
El Cretácico Superior
.
101
Introducción
.
101
Formación Salamanca
107
Conclusión del Cretácico Superior
.
109
Meógeno
109
Introducción
...
.
.
.
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Formación Farellones
..
. ......
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.
Formación Caleta Horcón
Formación Confluencia
.
109
.118
120
.
.
Conclusión del Neógeno
Cuaternario
Introducción
121
122
122
122
Sedimentos eólicos antiguos
Terrazas de Depósitos marinos, en parte sin sedimentos ....123
123
Terrazas continentales, en parte sin sedimentos
124
Sedimentos cuaternarios no consolidados
128
Rocas intrusivas del Meso-Cenozoico
Introducción
128
Intrusivos de la franja jurásica
128
Superunidad Mincha
128
Unidad Puerto Oscuro
128
Subunidad Cuarzodioritas de Cachagua
130
Subunidad Gabro de Las Cujas
130
Subunidad Cuarzodioritas de La Laguna
131
Unidad Tranquilla
133
134
Unidad Cavilolén
.
135
Rocas intrusivas asociadas a la Superunidad Mincha
135
Granitos de Punta Sanfuentes .
.
136
Filones dioriticos
Intrusivos de la franja cretácica
136
Superunidad Illapel
136
Unidad La Campana
138
138
Unidad Chalinga
.
Unidad Quebrada Herrera
140
Unidad Chagres
141
Intrusivos de la franja cretácica-paleogena
142
142
Unidad san Lorenzo
.
.
Unidad Fredes
144
Intrusivos de la franja neógena
.145
Unidad Rio Cerro Blanco
.
145
Unidad Portezuelo del Azufre
147
148
.
Unidad Tambillos
Intrusivos de la franja Transversal Oligoceno-Mioceno de
Montenegro-Cerro Manquehue
149
151
Quimismo de . la rocas intrusivas Meso-Cenozoicas .
Estructura y Tectónica
157
.
Introducción
157
.
157
El Dominio Costero
.
El Dominio Central .
.
.
....159
El Dominio Cordillerano
160
.
Sistemas de Fallas
..166
.
.
Discordancias
169
.
.
Recursos Naturales
172
Geología Económica
172
...
.....
...
..
.
....
.....
..........
.....
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.......
......
.
......
......
Introducción
Yacimientos metálicos
Yacimientos no-metálicos
Recursos hidricos
Agradecimientos
Referencias
.
.
.
.
.
...
.
172
.
172
186
190
190
191
.
..
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Toponimia cartográfica, principales accesos y
.
.12
localidades del área de estudio
Figura 2. Elementos geográficos principales de las Hojas
14
Quillota y Portillo
Figura 3. Distribución del Paleozoico {Unidad Cochoa) en
las Hojas Quillota- Portillo
20
Figura 4. Distribución de las unidades triásicas y jurásicas
en las Hogas Quillota-Portillo
24
Figura 5. Columnas estratigráf icas generalizadas de la
.
26
Formación Pichidangui
31
Figura 6. Columna estratigráf ica de la Formación La Ligua
Figura 7. Esquemas de los probables dispositivos
paleogeográf icos y estructurales del área de
33
La Ligua-Los Molles durante el Triásico Superior
Figura 8. Columna estratigráf ica de la Formación
.....40
Quebrada del Pobre
Figura 9. Diagrama de A1203 vs. Plagioclasa normativa
y diagrama AFM para discriminar entre volcanitas de
afinidades calcoalcalinas y toleiticas en la Formación
...
.......
.
Ajial
.
.46
.
Figura 10. Diagrama álcalis vs. Si02 para las vocanitas
de la Formación Ajial
...47
Figura 11. Diagrama TÍ02-K20-P205 para discriminar entre
basaltos oceánicos y no oceánicos para las volcanitas
.
47
de la Formación Ajial
.
Figura 12. Funciones discriminantes de ambientes geoquímicos
...47
.
para las lavas de la Formación Ajial
Figura 13. Modelo de dispositivo paleogeográf ico-estructural
para el sector de La Ligua-Los Molles durante el
48
.
Jurásico Medio.
Figura 14. Columna estratigráf ica de la Formación Cerro
50
.
Calera
54
Figura 15. Columna estratigráf ica de la Formación Horqueta
Figura 16. Diagrama de A1203 vs. Plagioclasa normativa
y diagrama AFM para discriminar entre volcanitas de
afinidades calcoalcalinas y toleiticas en la Formación
56
Horqueta
.
Figura 17. Diagrama Ti02-K20-P205 para discriminar entre
basaltos oceánicos y no oceánicos para las volcanitas
.
....56
de la Formación Horqueta...
Figura 18. Diagrama de discriminación petroquímica de
BAILEY (1981) para muestras basálticas y andesiticas
..56
de la Formación Horqueta
Figura 19. Columna Litoestratigráf ica generalizada del
.59
Jurásico de la Cordillera Principal de Argentina.
Figura 20. distribución de las unidades del Cretácico
Inferior en las hojas Quillota-Portillo
....65
Figura 21. Columnas litoestratigráf icas de la Formación
Lo Prado entre La Ligua y el valle del Aconcagua...
.66
Figura 22. Esquema estructural explicativo de la foto 12
75
Figura 23. Perfil litoestratigráf ico de la sección basal
78
de el morro del Gato (Formación Las Chilcas)
Figura 24. Esquema explicativo de la foto 17........
...83
Figura 25. Columna litoestratigráf ica de la parte superior
de la Formación San José en la vertiente occidental
del estero San José.....
......85
.....
.......
.........
.....
.....
.....
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.
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.
......
........
.
Figura 26. Equivalencias litoestratigráf icas entre la Formación
.
89
San José y el Grupo Mendoza
Figura 27. Esquema del probable dispositivo paleogeográf ico99
estructural durante el Cretácico Inferior
Figura 28. Distribución del Cretácico Superior (Fm.
Salamanca) en las Hojas Quillota-Portillo
102
104
Figura 29. Esquema explicativo de la foto 20
Figura 30. Esquema explicativo de la foto 21
105
Figura 31. Distribución de las unidades del Neógeno en
las Hojas Quillota-Portillo
108
Figura 32. Perfil de la parte inferior de la Formación
Farellones en la Laguna del Pelado, ribera sur
111
Figura 33. Columna litoestratigráf ica de la Formación Caleta
.
119
Horcón en la playa de Horcón
Figura 34. Distribución de los derrumbes cuaternarios en
las hojas Quillota-Portillo. y su relación con la
megafalla Pocuro
125
Figura 35. Distribución de las unidades intrusivas de la
franja jurásica en las Hojas Quillota-Portillo
129
Figura 36. Diagrama QAP de composición modal para las
unidades intrusivas de la Superunidad Mincha.....
133
Figura 37. Distribución de las unidades intrusivas de
137
la franja cretácica
Figura 38. Diagrama QAP de composición modal para las
139
rocas de la unidad Chalinga
Figura 39. Distribución de las unidades intrusivas de la
143
franja cretácica-paleogena
Figura 40. Diagrama QAP de composición modal para las
144
rocas de la unidad Fredes
Figura 41. Distribución de las unidades intrusivas de la
franja neógena y de la franja transversal
146
Figura 42. Diagrama QAP de composición modal para las
...147
rocas de la unidad Rio Cerro Blanco
Figura 43. Diagrama de composición modal de las franjas
152
intrusivas meso-cenozoicas
Figura 44. Diagrama AFM para los granitoides meso152
cenozoicos de las Hojas Quillota-Portillo
Figura 45. Gráfico de K20 versus Si02 para las rocas
153
intrusivas mesocenozoicas
Figura 46. Diagramas de variación de elementos para las
154
rocas intrusivas mesocenozoicas
Figura 47. Diagrama K20 versus RB para las rocas
155
intrusivas meso-cenozoicas
Figura 48. Diagrama de discriminación entre granitoides
Iy S y entre granitoides meta y peraluminosos para
155
las rocas intrusivas meso-cenozoicas
Figura 49. Dominios estructurales y principales accidentes
158
entre los 32a y 33a de latitud sur....
Figura 50. Relación entre las isoanomalias de Bouguer y la
traza de la megafalla Pocuro
161
.
Figura 51. Esquema estructural explicativo de la panorámica
163
de la foto 32
Figura 52. Esquema explicativo estructural de la panorámica
165
.
de la foto 35
Figura 53. Ubicación de las áreas de prospectos para
proyectos de embalses en las Hojas Quillota-Portillo.
189
.
..
.
...
.
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LISTA DE FOTOS
.
Foto 1. Lacolitc intruyendo sedimentos de la Formación
Picnidangui en el sector de El Puquén
...25
25
Foto 2. Detalle del contacto inferior del lacolito
Foto 3. Pliegue smsedimentario en playa Los Molles, al
norte de El Chivato en el miembro de lutitas arenosas
.
de CECIONI y WESTERMANN (1968)
36
Foto 4. Intraciasto de lutitas redondeados y numerosos
intraclastos de arenisca mas pequeños en una matriz de
36
lutita. Playa Los Molles
36
Foto 5. Intraclastos de arenisca deformados en la lutita
Foto 6. Moldes de grietas de barro en las intercalaciones
areno-limcliticas de la parte superior de la Formación
.
Horqueta
55
Foto 7. Estructuras de desecación en las sedimentitas de la
55
parte superior de la Formación Horqueta
Foto 8. Panorama de laFormación Tordillo en la ladera NE y
60
E de la Laguna del Pelado
.
Foto 9. Panorama de la ladera oriental del estero San José
60
Foto 10. Panorama hacia el sur de la ladera oriental del
valle del Estero San josé
60
Foto 11. Detalle de una intercalación tobácea en la secuencia
calcárea de la parte media de la Formación Las Chilcas . . . .74
Foto 12. Panorama hacia el sur desde la carretera entre San
74
Felipe y Llayllay
Foto 13. Panorama general hacia el sureste de la secuencia
sedimentaria de la parte media de la Formación Las
76
Chilcas en la quebrada El Bosquial.
Foto 14. Panorama hacia el norte del cordón del morro
. .76
El Gato. . .
Foto 15. Panorama hacia el norte en la ladera norte del
82
estero Monos de Agua............
Foto 16, Detalle de una de las brechas tectónicas
intercaladas en el perfil de la parte superior de la
82
.
.
Formación San José
Foto 17. Panorama del cordón fronterizo en el estero Navarro... 83
Foto 18. Panorama de detalle hacia el sur del flanco oriental
95
del anticlinal del cerro Juncal
Foto 19. Aspecto de los niveles calcáreos fosiliferos
intercalados entre los niveles de conglomerados en la
95
Formación Pelambres
Foto 20. Panorama hacia el sur por el camino de acceso a la
104
mina Rio Grande..........
Foto 21. Panorama general hacia el NNW del sector de la
105
confluencia del rio Hidalgo con el rio Rocin
Foto 22. Panorama hacia el SW de la ladera occidental del
rio Los Leones, curso superior..
112
Foto 23. Panorama de detalle del sector del perfil de la
Formación Farellones en la Laguna del Pelado
112
.
Foto 24. Panorama general hacia el sur por la bajada del
115
rio Los Leones hacia el estero La Cañada
.
Foto 25. Panorama de detalle de la ladera sur del estero La
Cañada
.....115
123
Foto 26, Detalle del aspecto de las paleodunas
126
Foto 27. Panoramam hacia el sur del Glaciar del Juncal
126
Foto 28. Glaciar de roca en el Rio Blanco......
Foto 29. Panorama hacia el norte desde el rio Blanco
.150
mostrando los Columpios del Diablo
.....
.
.
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.....
.
............
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....
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......
...........
.....
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......
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..
Foto 30. Pamorama de detalle de las fallas inversas hacia
el este que afectan a las calizas de las Chxlcas al
.
este del Cerro La Giganta
Foto 31. Panorama hacia el sur desde la Laguna de El Toro.
Foto 32. Panorama al norte del Rio Rocin
Foto 33. Panorama del lado sur del valle del Aconcagua
desde la ladera norte
Foto 34. Pliegue en el Estero Monos de Agua en volcanitas
de la Formación Pelambres
Foto 35. Panorámica hacia el sur del Estero san José desde
el pié del portezuelo Navarro...
Foto 36. Detalle de espejo de falla en la traza principal
de la Megafalla Pocuro
Foto 37. Panorámica de una de las zonas de alteración a lo
largo de la Megafalla Pocuro...
Foto 38. Panorama hacia el NNE de la ladera norte del Rio
Colorado
Foto 39. Panorámica de detalle de la foto anterior
159
.....162
.
.
163
164
164
165
167
..167
170
............170
LISTA DE LAMINAS
Lámina I. Fragmento de helécho, probablemente DICROIDIUM sp.,
recolectado en las intercalaciones sedimentarias de la
28
parte superior de la Formación Pichidangui
37
Lámina II. Arnmonoideos de la Formación Los Molles
Lámina III. Fósiles y microfacies de la intercalación marina
77
de la Formación las Chilcas
Lámina IV. Microfacies de la intercalación marina de la
Formación San José
87
Lámina V. Microfacies de la intercalación marina de la
88
Formación San José....
Lámina VI. Macrofacies y Microfacies de los niveles
estromatoliticos de la Formación Cristo Redentor
92
Lámina VII. Detalles de las microfacies de los niveles
96
carbonatados intercalados en la Formación Pelambres
113
Lámina VIII. Microfacies de la Formación Farellones
.......
LISTA DE TABLAS
Tabla
Tabla
Tabla
Tabla
Tabla
Tabla
1 ERRORCRONA DE REÑACA
...22
22
2 EDADES K-Ar DE LA UNIDAD COCHOA
3 LISTADO DE. FOSILES DE LA FORMACION QUEBRADA DEL POBRE.. 42
68
4 LISTADO DE FOSILES DE LA FORMACION LO PRADO
5 EDADES K-Ar DE LA FORMACION VETA NEGRA (MIEMBRO OCOA)..71
6 LISTADO DE FOSILES RECOLECTADOS EN LA FORMACIÓN SAN
86
JOSE
Tabla 7 EDADES K-Ar DE LA FORMACION SALAMANCA
...106
Tabla 8 EDADES RADIOMETRICAS DE LA FORMACION FARELLONES
117
Tabla 9 EDADES K/Ar y Pb-« DE LA FRANJA JURASICA
132
Tabla 10 EDADES RADIOMETRICAS PARA LA FRANJA CRETACICA
140
Tabla 11 EDADES RADIOMETRICAS DE LA UNIDAD SAN LORENZO...
142
145
Tabla 12 EDADES RADIOMETRICAS DE LA UNIDAD FREDES
149
Tabla 13 EDADES RADIOMETRICAS DE LA FRANJA NEOGENA. .
Tabla 14 EDADES RADIOMETRICAS DE LA FRANJA TRANSVERSAL
150
HUECHUN-MANQUEHUE
.
.
.......
RESUMEN
Las Hojas Quillota y Portillo se ubican entre los 32° v
S, comprendiendo ambas todo el ancho del territorio nacional.
Alli afloran rocas del basamento (Paleozoico) y rocas de cobertura
(Mesocenozoico)
El basamento, que aparece sólo en la costa (Hoja
Quillota) ai sur de la desembocadura del Rio Aconcagua, corresponde
a rocas intrusivas (Unidad Cochoa) . La cobertura mesocenozoica
33°
.
corresponde a una sucesión de sedimentitas y voicanitas cortadas, al
igual que el basamento, por una serie de franjas de intrusivos
mesocenozoicos con edades decrecientes de oeste a este.
La cobertura mesocenozoica está constituida por: a. En la
costa por una secuencia de carácter volcánico ácido a intermedios,
en parte subacuáticos (Formación Pichidangui) , del Triásico, y hacia
el interior por una formación volcanoclástica de carácter
continental;
estas unidades son sobreyacidas,
concordante y
discordantemente respectivamente, por sedimentitas marinas y
voicanitas continentales del Jurásico Inferior a Superior
(Formaciones Los Molles, Quebrada del Pobre, Ajial, La Cantera y
Horqueta) en la Hoja Quillota. En la Cordillera de Los Andes (Hoja
Portillo) el Jurásico mas bajo corresponde a unidades del Jurásico
Superior (formaciones Rio Damas y Tordillo) . b. Una secuencia de
unidades discordante sobre la anterior, que se inicia en el Jurásico
Superior Terminal a Cretácico Inferior, con un amplio predominio de
y
voicanitas
sedimentarias marinas
rocas
y
continentales
(formaciones Lo Prado , Veta Negra Arqueros, Las Chilcas en la Hoja
Quillota y San José, Cristo Redentor y Los Pelambres en la Hoja
Portillo, tedas estas unidades del Cretácico Inferior y que concluye
con facies transicionales al Cretácico Superior temprano (parte
superior de las formaciones Las Chilcas y Pelambres) .
c. Una
potente secuencia volcánica del Cretácico Superior (Formación
Salamanca), discordante sobre las secuencias más antiguas, d. Una
(Formación
Farellones)
secuencia volcánica del Mioceno
que
corresponde a un complejo volcánico con desarrollo
inicial de
depósitos piroclásticos e ignimbriticos seguidos de un volcanismo
mas efusivo y andesitico.
En
la costa
se reconocen depósitos aterrazados
asimilables al Mioceno-Plioceno marino-litoral (Formación Coquimbo),
relacionados con las desembocaduras de los grandes rios, en tanto
que sus equivalentes continentales se reconocen en varios niveles de
terrazas a lo largo de los valles (Formación Confluencia).
La
cubierta cuaternaria corresponde a depósitos de playa, fluviales,
glacio-f luviales y abundantes depósitos de remoción en masa.
Tanto el basamento como la cobertura son cortados por
rocas intrusivas que se ordenan en cuatro franjas principales,
orientadas de norte a sur y de edades decrecientes de oeste a este:
a. Franja jurásica constituida por la Superunidad Mincha; b. Franja
cretácica constituida por la Superunidad Illapel; c. Franja
Cretácio-Paleogena que corresponde a la Superunidad Cogoti y Unidad
San Lorenzo; d. Franja neógena conformada por la Superunidad Rio
Chicharra y sus unidades, todas del Mioceno.
En las Hojas Quillota-Portillo se reconocen tres dominios
estructurales: el Dominio Costero, esencialmente conformado por el
basamento paleozoico y la unidades estratificadas jurásicas, y que
corresponde a las planicies litorales y Cordillera de la Costa; el
Dominio Central, conformado por la cobertura mesozoica esencialmente
9
cretácica, y que corresponde, en su totalidad, a la mediana montaña;
y el Dominio Cordillerano, que corresponde a la Cordillera Principal
y conformado por las unidades mesocenozoicas en general desde el
Jurásico Superior hasta el Mioceno .
Los yacimientos de minerales metálicos en las Hojas
Quillota-Portillo se distribuyen asociados a las franjas de
intrusivos, encontrándose la mineralización más importante asociada
a la Superunidad Illapel (Cretácico) y a la Superunidad Rio
Chicharra (Mioceno) . Los yacimientos de minerales no metálicos son
(calizas,
feldespato, cuarzo, caolin,
abundantes y variados
combarbalita y rocas ornamentales, entre otros) .
ABSTRACT
The Quillota and Portillo geological sheets are located
between 32° and 33°S Latitude, both covering the whole width of the
Chilean territory. Rocks of the basement (Paleozoic) and cover
(Mesozoic) crop out at this area. The basement is exposed only at
the coastal sector (Quillota sheet), south of the Aconcagua river
Unit)
(Cochoa
and it corresponds to intrusive rocks
The
mesocenozoic cover corresponds to a series of sedimentites and
volcanites cut, the same as the basement, by mesozoic intrusive
layers of decreasing ages from west to east.
The mesocenozoic cover is constituted by: a: at the
coastal sector and intermediate to acid volcanic sequence, partly
suoacqueos (Pichidangui Formation) of the Triassic, and towards the
interior by a volcaniclastic formation of continental origin; these
units are conformably overlain by marine sedimentites and
and
unconformably by continental volcanics of the Lower and Upper
Jurassic (Los Molles, Quebrada del Pobre, Ajial, La Cantera and
Horqueta formations) at the Quillota geological sheet. At the Andean
Range (Portillo Sheet) the Lowest Jurassic corresponds to upper
jurassic units (Rio Damas and Tordillo Formations) b: a sequence of
units which covers unconformably the above described unit, that
begins in the late Upper Jurassic to lower Cretaceous where marine
and sedimentary rocks and vocanics are predominant (Lo Prado, Veta
Negra, Las Chilcas formations in the Quillota Sheet and San José,
Cristo Redentor and Los Pelambres Formations in the Portillo Sheet),
all these units belong to the Lower Cretaceous and finally become
transitional facies of the early upper Cretaceus (upper part of the
Las Chilcas and Pelambres Formations)
c: a voluminos volcanic
(Salamanca
Formation),
sequence
of
Upper
the
Cretaceous
unconformably above older sequences, d: a Miocene volcanic sequence
(Farellones Formation) which constitutes a volcanic sequence with
initial development of piroclastic to ignimbritic deposits followed
by a most efusive to andesitic volcanism.
Terrace deposits, which can be assigned to the marinelitoral Miocene- Pliocene period are exposed at the coastal area
(Coquimbo Formation) which are related to the most large rivers,
while the continental equivalents are recognized at distinct terrace
levels along the valleys (Confluencia formation)
The Quaternary
cover consists of coastl, fluvial, glacio-fluvial deposits and and
abundant mass removed deposits.
Both the basement and the cover are cut by intrusive
rocks which are disposed in four main stripes, distributed from
north to south and with decreasing ages from west to east: a: a
.
.
.
.
10
jurassic stripe constituted by the Mincha Superunit; b: a cretaceous
stripe constituted by the Illapel Superunit; c: a CretaceousPaleocene stripe which corresponds to the Cogoti Superunit andtne
San Lorenzo Unit; d: a Neogene stripe constituted by the Rio
Chicharra Superunit and its respective units, ail of them of Miocene
age.
In the Quillota Portillo Sheets three structural domains
are recognized: the Coastal Domain, mainly constituted by the
paleozoic basement and the jurassic stratified units, which
corresponds to the litoral and coastal Range hills; the Central
Domain, constituted by the mainly cretaceous mesozoic cover and
which mainly corresponds mediana montana; and the Main Range domain
constituted by mesocenozoic units which mainly correspond to the
upper jurassic till Miocene.
The metallic mineral ores of the Quillota Portillo Sheets
are distributed asociated to intrusive stripes; the most important
mineralization is associated to the Illapel Superunit (Cretaceous)
and Rio Chicharra Superunit (Miocene)
The non metallic mineral
deposits are abundant and diverse (shales, feldspars, quarts,
caolin, combarbaiita and ornamental rocks, among others)..
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Figura 1. Toponimia cartográfica, principales accesos y localidades del área de estudio.
INTRODUCCION
UBICACION Y ACCESO
La Hoja Cu i
Ilota - Portillo comprende la totalidad del
territorio chileno entre los 32° a 33° Lat. S, desde la frontera con
Argentina hasta el Océano Pacifico, abarcando una superficie de
aproximadamente 14.000 Km2. Esta región, a excepción del sector
cordillerano o fronterizo, tiene buen acceso (Fig. 1} permitiendo el
trabajo de terreno durante todo el año.
Las vias principales son la ruta 5 o Panamericana, la ruta
CH-60 que une la frontera con Argentina con la costa, pasando por
Los Andes y San Felipe, la ruta CH-57, que une el valle del
Aconcagua con Santiago; existiendo además varios caminos regionales
tales como: el camino regional E-35 (pavimentado) que une La Ligua
con Cabildo, el camino regional E-71 (pavimentado) desde San Felipe
a Putaendo, el camino costero E-30-F (pavimentado) desde Viña del
Mar a Papudo y el camino interior desde Putaendo a Caimanes que pasa
por Cabildo, Pedegua y Tilama.
Una red de caminos secundarios permiten el acceso fáacil a por
lo menos un 70% del área.
RELIEVE
El área comprendida por la Hoja Quillota - Portillo presenta
el relieve característico del Norte Chico con cordones montañosos
orientados en sentido este - oeste y separados por valles profundos
y amplios, con vias de agua permanentes pero de baja escorrentia en
los meses de verano -otoño; es un sector típico de la clásica Región
de los Valles Transversales de la que constituye su extremo
meridional .
En el área se distinguen algunos rasgos geomorf ológicos de
orientación preferencial norte-sur (Fig. 2a):
. Las Planicies Litorales, que corresponden a un escalón costero de
ancho variable entre 0 a 10 Km de ancho. Se trata de antiguas
terrazas de abrasión marina (Costa de rasas, PASKOFF, 1970) talladas
sobre terrenos Triásico- Jurásicos intruidos por granitoides
Jurásicos o sobre depósitos inconsolidados del cenozoico superior y
parciálmente cubiertos por depósitos costeros y aluviales del
Terciario terminal a Reciente. La altura promedio de estas terrazas
es de 70 a 120 m sobre el nivel del mar y están generalmente
asociadas a las desembocaduras de los grandes ríos.
. La Cordillera de la Costa, su margen occidental es irregular aun
cuando sigue en general la forma de la costa en tanto que su margen
oriental es más marcado y controlado en parte por fallas, que siguen
un rumbo sursureste desde Tilama hasta la confluencia del Estero Los
Angeles con el Estero Guayacán y de ahi en linea recta hacia el sur
hasta Llaillay por el valle de Catemu. Su ancho promedio es de unos
20 a 25 Km. con alturas variables entre 1500 a 2300 m.s.n.m. Su
constitución geológica corresponde a terrenos triásicos a jurásicos
cortados por intrusivos jurásicos y/o cretácicos.
. La Mediana Montaña, que en esta parte del pais reemplaza al Valle
Central, está formada por una serie de cordones de cerros de
orientación noreste - suroeste que se desprenden de la Cordillera
Principal para unirse a la Cordillera de la Costa. Estos cordones
aparecen separados por los valles de los rios que bajan en
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Figura 2.
Portillo,
climáticas
Elementos
a:
.
geográficos principales de las Hojas Quillota y
unidades morfológicas; b: hoyas hidrográficas; c: zonas
14
dirección suroeste. El limite oriental de esta unidad morfológica es
una linea que de norte a sur sigue el curso del estere rio Pedernal
atravesando los rios El Sobrante y Alicanue para continuar por ei
Estero La Mostaza, San José de Piguchén hacia Jahuel en el Valle de
Aconcagua y de ahi al sur seguir la traza de la megafalla Pocuro.
Con un ancho promedio de unos 25 a 30 Km y alturas entre 1500 v 3000
m.s.n.m., decrecientes de este a oeste y de norte a sur, está
constituida por rocas sedimentarias, piroclásticas, volcánicas e
intrusivos cretácicos.
La Cordillera Principal de relieve áspero y juvenil, constituye un
elemento morfológico dominante. Su limite occidental es la linea ya
mencionada, en tanto que su limite oriental se ubica en la vertiente
argentina del cordón fronterizo. Con un ancho promedio de 35 Km y
alturas de 3000 a 4500 m.s.n.m. en el sector chileno, está formada
por terrenos voicanosedimentarios y volcánicos del Cretácico y
Terciario intruidos por plutonitas cenozoicas.
.
DRENAJE.
El drenaje de la zona (Fig. 2b) lo efectúan de sur a norte las
hoyas de los rios: Quilimari, en el extremo norte; Petorca, con sus
afluentes norte, Pedernales, estero El Bronce y estero Las Palmas;
La Ligua, formado por la unión de los esteros Alicahue y Los Angeles
y al que se le unen por el sur los esteros de La Patagua y
Quebradilla;
Estero de Catapilco, que nace de la vertiente
occidental de la Cordillera de la Costa.
Más al sur la hoya del Aconcagua ocupa la mitad sur del área;
sus afluentes principales, de este a oeste son, por el norte, rio
Colorado, estero de San Francisco, rio Putaendo, estero de Catemu
y estero El Melón.
Por el sur rio Juncal, rio Blanco, estero
Riecillos, estero Pocuro, estero Los Loros, estero de Rabuco y
estero de Limache.
En el extremo NE de la hoja, los rios Chicharra y del Valle
pertenecen a la parte más meridional de la hoya del Choapa.
CLIMA Y VEGETACION.
área se distinguen 5 tipos principales de
En el
climáticas (Fig. 2c) (ANTONIOLETTI et al., 1972):
zonas
. Una primera zona climática que comprende las planicies litorales
y la mitad occidental de la Cordillera de la Costa desde la latitud
de Zapallar hacia el norte y que corresponde a un clima de ESTEPA
CON NUBOSIDAD ABUNDANTE (BSn) caracterizado por la presencia de una
nubosidad nocturna y matinal originada por la subsidencia de aire
subtropical y el mar frió adyacente, que provee la humedad, hecho
acentuado por la barrera topográfica que forma la Cordillera de la
Costa (FUENZALIDA, 1971) .
. Una zona que se extiende al sur de la primera en los mismos
dominios morfológicos y que corresponde a una zona de CLIMA
TEMPLADO-CALIDO CON LLUVIAS INVERNALES Y ESTACION SECA Y PROLONGADA
(CSbn) . El efecto temperante del mar se hace sentir menos que al
norte de Zapallar. Las precipitaciones promedio son de 350 mm. La
atmósfera se presenta normalmente nublada en las mañanas durante la
estación seca.
. una zona de ESTEPA TEMPLADA CON PRECIPITACIONES INVERNALES (BSks)
que abarca desde la mitad oriental de la Cordillera de la Costa
hasta aproximadamente el limite entre la Mediana montaña y la
Cordillera Principal. Las características principales son la
existencia de al menos tres a cuatro meses húmedos con una
precipitación anual promedio de 300 mm. La atmósfera se presenta
normalmente libre de nubosidad desde noviembre a marzo excepto en
los valles en donde la nubosidad baja persiste normalmente hasta el
mediodía .
. Una zona de ESTEPA FRIA DE MONTAÑA (BSk'G) que comprende todo el
ámbito de la Cordillera Principal, desarrollándose incluso en
algunas zonas altas de la Mediana Montaña. Es caracterizado por una
fuerte sequedad del aire, una oscilación diaria muy amplia de la
temperatura y precipitaciones niveas en invierno. En general son
normales las tormentas de lluvia y nevadas en verano.
La vegetación se desarrolla de acuerdo a estas franjas
climáticas correspondiendo en general a una asociación de tipo
Xercmórfico en la Cordillera Principal y Mesomórfica en el resto del
En las planicies costeras y parte occidental de la
área.
Cordillera de la Costa, se distingue una asociación de hierbas,
matorrales y arbustos cuyos exponentes más característicos son el
cardón, el sandillón, el guayacán, el espino, el molle y el boldo.
En la parte oriental de la Cordillera de la Costa y Mediana
Montaña se desarrolla una asociación de espinos, algarrobo, guayacán
y romerillo, hacia el sur grada a una asociación en que predomina el
espino, el litre, el chacay, el maitén y algunas cactáceas que
aparecen en alturas sobre los 400 m s.n.m. y especialmente en la
ladera sur de los valles transversales. Cerca del limite con la
Cordillera principal la asociación es reemplazada por una en la que
dominan la tola y el quisco.
En la Cordillera principal la zona Xeromórfica muestra un
amplio predominio del tolar compuesto entre otras especies por:
tola, dadi, tolilla, pingo-pingo. Finalmente, en los grandes valles
de altura cerca de los 3500 m s.n.m. se desarrolla extensamente el
llaretal, especialmente al norte del rio Aconcagua, siendo la
Cordillera al sur de éste virtualmentie desprovista de vegetación.
METODO DE TRABAJO
El levantamiento geológico de la Hoja Quillota - Portillo es
parte del programa Carta Geológica de Chile 1:250.000 del Servicio
Nacional de Geología y Minería.
Durante el trabajo realizado para esta publicación se han
efectuado diversas actividades que abarcan desde la recuperación y
consulta de informes inéditos hasta el mapeo en detalle en el
terreno en prácticamente la mayoría de los cuadrángulos que forman
la hoja.
área; para ello se
El mapeo geológico cubrió el 99% del
utilizaron mapas topográficos a escala 1:50.000 y fotos aéreas del
vuelo HYCON a escala aproximada 1:66.000.
El trabajo de terreno se efectuó durante los años 1985, 1986,
1987 y 1988; una última campaña se realizó en febrero de 1989
totalizando 600 días de geólogo/terreno. RIVANO se encargó de la
parte centro - oriental de las hojas en conjunto con SEPULVEDA y de
la completación del sector noroeste (costa) además de la revisión
final. BORIC completó la geología del cuadrángulo Petorca y realizó
observaciones a lo largo de la franja mineralizada del Cretácico.
16
SEPULVEDA estudió también la franja de afloramientos triásicos y
jurásicos entre Tilama y Nogales. ESPIÑEIRA centró su trabajo en la
parte costera entre Papudo y Viña del Mar. Para los recorridos se
utilizaron vehículos de tracción a las cuatro ruedas y mulares,
estos últimos especialmente para la Hoja Portillo y mitad oriental
de la Hoja Quillota (Mediana Montaña y Cordillera Principal) asi
como para algunos sectores de la Cordillera de la Cesta.
Se prepararon y estudiaron aproximadamente 1.700 secciones
delgadas, parte de las cuales fueron analizadas en el laboratorio de
Petrografía del Servicio Nacional de Geología y Minería por L.
En los laboratorios del Servicio se
Cuitiño y P. Cornejo.
realizaron además determinaciones por rayos X, análisis químicos de
elementos mayores y trazas en rocas y geoquímicos de zonas de
alteración y de muestras mineralizadas. También se efectuaron 80
determinaciones radiométricas según el método K/Ar de rocas
intrusivas,
y
hipabisales
volcánicas,
de
algunas
además
determinaciones de edades de alteración.
La clasificación
petrográfica de lavas y piroclastitas se basó en WILLIAMS et al.
(1968) y la de rocas intrusivas en STRECKEISEN (1973).
Para las
rocas sedimentarias detríticas se usó el trabajo de PETTIJOHN et al.
(1973) y para las rocas carbonatadas el esquema de FOLK (1962) y de
DUNHAM (1962) modificados.
Durante el trabajo en terreno se continuó con la búsqueda de
localidades fosiliferas distintas de las clásicas, además del
remuestreo de estas últimas. La ubicación de las distintas
localidades se figuran en el mapa con un número de referencia acorde
con su cita en el texto.
Las determinaciones paleontológicas fueron realizadas en su
mayor parte por V. COVACEVICH, acompañadas por comentarios respecto
de su valor cronoestratigráf ico . Tanto las edades en base a fósiles
como las edades obtenidas por radiometria han sido asimiladas a la
escala del Tiempo Geológico compilada por HARLAND et al. (1982).
TRABAJOS ANTERIORES
El segmento de Chile entre los 32° a 33ü Lat. Sur, ha sido
objeto de numerosas visitas y estudios desde la primera mitad del
siglo pasado. Sin embargo, dado el carácter puntual de muchos de
ellos, y el énfasis minero de otros, el número de ellos en los que
destaca la geología regional del área, es reducido.
La serie de estudios se inicia con la travesía de DARWIN en
1835, y su posterior publicación en 1846; en su recorrido destaca la
descripción del área del cerro La Campana y valle del Aconcagua. En
1894 MOERICKE publica la primera mención de fósiles del Dogger,
comprobando la zona del STEPHANOCERAS HUMPHRIESANUM para las
intercalaciones sedimentarias en los alrededores del Cerro Estación
Melón. Más tarde GROEBER, en 1922, describió formas de HALOBIA y
ammonoideos de afinidad rética en la costa de Los Vilos.
En 1938 MUÑOZ-CRISTI realizó el primer
levantamiento
geológico de la región de Longotoma - Guaquén, encontrando
importantes afloramientos del Triásico superior, Lias inferior y
Dogger los que posteriormente serán estudiados por FUENZALIDA (1937,
1938) .
Mientras, FLORES en 1946 realizó estudios geológicos a
escala 1:50.000 en el sector fronterizo entre Juncal y Puente del
Inca a propósito del proyecto de construcción del túnel trasandino.
En el verano de 1952-1953 una comisión de CORFO a cargo de
17
Herbert THOMAS recorrió la región del cordón Tuquito, parte de la
zona del rio Juncal y el interior del valle del estero San
Francisco, concluyendo el estudio en un informe inédito y un mapa
1:100.000. THOMAS (1958) continuó hacia el sur el levantamiento de
MUÑOZ CRISTI (1938) efectuando un vasto reconocimiento entre el
valle de La Ligua y el rio Aconcagua. Estableciendo el primer
estudio estratigráf ico de la Cordillera de La Costa de Chile
Central
En 1957 y 1960 AGUIRRE publicó su estudio de la parte
fronteriza de la hoya del Aconcagua entre el valle de San Felipe Los Andes y el limite internacional; mientras que LEVI (1960)
realizó un perfil detallado del cerro Navio y cordón de Chacana, al
este de El Melón, destacando la litología de la secuencia bajociana
y neocomiana . CARTER y ALISTE, en 1960 efectuaron el levantamiento
del cuadrángulo El Melón donde definen la Formación Patagua que
atribuyen al Neocomiano en base al hallazgo de ammonoideos
(CUYANICERAS , ARGENT INICERAS, OLCOSTEPHANUS y THURMANNICERAS ) del
Berriasiano y Valanginiano .
En 1962 los mismos autores levantaron los cuadrángulos La
Ligua, El Melón, San Lorenzo y Nilhue modificando algunas de las
observaciones de THOMAS (1958) . Entre 1963 y 1964 CORVALAN y DAVILA
estudiaron el área entre los rios Aconcagua y Mataquito, definiendo
la Formación El Cajón a la que asignaron una edad paleozoica. En
1968 CECIONI y WESTERMANN realizaron una síntesis bioestratigráf ica
de las unidades triásico- jurásicas expuestas entre Los Vilos y Los
Molles. Mientras que JAROS y ZELMAN (1969) dieron a conocer sus
resultados acerca del análisis de las relaciones estructurales entre
las formaciones Abanico y Farellones en la Cordillera del Mesón.
En 1970 TIDY dá a conocer la litoestratigraf ía del sector del
cerro La Campana realizando determinaciones radiométricas K/Ar del
Batolito de Caleu. Ese mismo año VITERI realiza el mapeo detallado
.
de la región de las minas Cerro Negro y Portales. En 1972 HUETE
estudia el distrito minero de Pedernal y mina Dulcinea presentando
un mapa geológico detallado del área; mientras que EGERT hacia el
levantamiento geológico del sector norte del distrito cuprífero de
Cabildo. En el mismo año, CORVALAN y MUNIZAGA (1972) presentan
numerosas edades radiométricas del complejo batolitico de la zona
costera cercana a Valparaiso. AGUIRRE et al. (1974) presentan un
estudio sobre el magmatismo andino entre los 30°
y 35°
S,
destacando la disposición de las rocas intrusivas en franjas de edad
decreciente en sentido oeste a este. MAKSAEV (1975) realiza el
levantamiento geológico y estudio estratigráfico del sector sur
oriental del cuadrángulo El Melón, modificando el mapa de CARTER y
ALISTE (1962), a la vez que entre 1972 y 1976 VICENTE presenta una
serie de trabajos sobre aspectos diversos de la geología regional
del
área, tanto en la zona costera como en la
Cordillera
Principal .
1977)
(1976,
presenta
esquema
PIRACES
nuevo
un
litoestratigráfico y formacional para la Cordillera de la Costa
entre la cuesta El Melón y Limache.
PIRACES y MAKSAEV (1977)
presentan un mapa preliminar de la geología de la Hoja QUILLOTA, en
versión inédita.
Entre 1976 y 1980 aparecen varios trabajos de DRAKE y VERGARA
con otros autores acerca de la edad del magmatismo en los Andes de
Chile Central. En estos trabajos se presentan numerosas edades K/Ar.
Entre los trabajos más recientes hay que mencionar el de PADILLA
18
(1981) que versa sobre la geología y petrología de las rocas
volcánicas e intrusivas en la hoya superior del Aconcagua; MOSCOSO
et al. (1982) quienes publican la geología de la Hoja Los Andes
(Base topográfica LAMBERT) 1:250.000, trabajo con carácter de
reconocimiento; MUÑIZAGA y VICENTE (1982) quienes efectuaron un
estudio detallado de la zonación plutónica y del volcanismo
miocénico en la zona del Aconcagua entre los 32° a 33°S
y el
trabajo de GODOY (1982) sobre la geología del área Montenegro Cuesta de Chacabuco. Por último, en 1986 RIVANO et al. dan a conocer
nuevas evidencias radiométricas para una edad cretácica inferior de
la Formación Las Chilcas mientras que CAMUS et al. (1986) presentan
la geología del distrito minero El Bronce, destacando la existencia
de una probable caldera del Cretácico superior.
En 1988 GODOY presenta sus estudios sobre el sector de Laguna
Verde, al sur de Valparaíso, concluyendo en una edad jurásica para
las plutonitas allí
expuestas, las que anteriormente eran
consideradas de edad paleozoica; ese mismo año LEVI et al. (1988)
presentan un modelo de distribución de la alteración regional en las
secuencias mesocenozoicas de Chile Central y también una
distribución de las tendencias geoquímicas para las volcanitas
mesocenozoicas de Chile Central. Entre tanto VILLARROEL y VERGARA
(1988) describen la Formación Abanico en su localidad tipo; mientras
que ARIAS y VERGARA (1988) describen la Formación Farellones en el
sector del Río Roción. Finalmente PARDO y FUENZALIDA (1988) proponen
un modelo de estructura cortical entre los 31° a 34° S.
En 1989 LEVI et al. muestran aspectos e implicancias del
metamorfismo regional de bajo grado en las secuencias del
Mesocenozoico .
En 1990 RAMOS et al. presentan la geología del cordón limítrofe
entre el valle del Río Aconcagua y del Río Las Cuevas, estableciendo
la correlación estratigráfica para la unidades mesozoicas expuesta
a ambos lados de la Cordillera Principal. Al mismo tiempo RIVANO et
al. proponen una redefinición de la Formación Farellones con lugar
tipo en el sector del cerro La Gloria al norte del Río Aconcagua.
Finalmente BECK et al. publican sus resultados del análisis
paleomagnético de las unidades volcánicas cretácicas en el sector de
San Felipe - La Ligua.
CANCINO en 1992 presenta su trabajo sobre la petrología e
interpretación tectónica de las rocas triásico-jurásicas de la
región central de Chile entre los 32° a 34° L.S.
19
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— A.
Figura 3. Distribución del Paleozoico (Unidad Cochoa) en las Hojas Quillota- Portillo.
PALEOZOICO
El Paleozoico está poco representado en las Hojas QuillotaPortillo apareciendo una sola unidad intrusiva en el sector
suroccidental de ellas en el borde costero entre Viña del Mar y
Concón, la que ha sido denominada en este trabajo como Unidad
COCHOA.
Unidad COCHOA (ESPIÑEIRA, 1989; este trabajo)
Definición, distribución y litologia.
Se ha definido como Unidad Cochoa (ESPIÑEIRA, 1989) a los
granitoides leucocráticos a mesocráticos que afloran entre Concón y
Reñaca, en el cuadrángulo Limache, y cuya composición varia desde
granodioritas a tonalitas gnéissicas de grano grueso de colores
blanquecino a rosáceo; estas rocas aparecen intruidas por abundantes
filones máficos de grano fino a medio, oscuros con orientación
subparalela muy consistente y de dirección general NW. Constituyen
un cuerpo de dimensiones batoliticas de forma elongada norte-sur y
que al este está
limitado por la intrusión de los granitoides
jurásicos, mientras que al norte aflora sólo en la orilla sur de la
desembocadura del rio Aconcagua; hacie el oeste el limite es la
linea costera en tanto que hacia el sur el límite sobrepasa los
limites de la Hoja Quillota. El batolito de la Unidad Cochoa en su
parte centro occidental se encuentra erodado y cubierto por
sedimentos inconsolidados del Neógeno. El mejor sector ""de
afloramientos se ubica a lo largo del camino costero entre Viña del
Mar y Concón (figura 3)
.
Las rocas de la unidad Cochoa corresponden a tonalitas, granodioritas y, en
menor proporción, a sienogranitos de hornblenda y oiotita. Presentan textura
inequigranular con megacristales de microclina (2-3 cm) y plagioclasa (1,5-2
cm) que se distribuyen en una masa de grano medio fuertemente orientada. Es
frecuente observar en la masa de grano medio, cristales doblados con
extinción ondulosa y f racturamiento del cuarzo. Las plagioclasas corresponden
a Oligoclasa (An10.n) con hábito tabular y frecuentemente zonadas; el
feldespato potásico es microclina xenomórfica con macla de Carlsbad y de
enrejado; en ocasiones reemplaza a plagioclasa. La biotita aparece doblada y
con pleocroísmo pardo-verdoso con inclusiones de zircón. La hornblenda es
fina, pleocroica y de color verde intenso con alteración parcial a clorita.
Como accesorios aparecen opacos, esteno, epidota y zircón ¡ESPIÑEIRA, 1989).
Las escasas inclusiones máficas observadas son de formas
elongadas con bordes bien definidos y orientación acorde con la
foliación que afecta a la roca; su abundancia no sobrepasa el 2% en
volumen de la roca. La composición de estas inclusiones varía desde
cuarzodioritas a melanodioritas de hornblenda y biotita con textura
de tendencia porfírica.
son de
Los filones máficos que afectan a los granitoides
composición diorítica y se presentan como juegos de filones
paralelos a subparalelos orientados N60°-45° W y cercanos a
la
vertical, la potencia oscila entre los 0,5 a 5 m. Las relaciones de
contacto de los filones con los granitoides muestran bordes de
enfriamiento y alteración de la roca de caja lo que sugiere su
pertenencia a un ciclo magmático posterior.
21
Edad y correlaciones
Para esta unidad se dispone de una sola datación Rb/Sr que
consiste en una errorcrona en roca total de 299±31 Ma en el
Balneario de Reñaca (no figurada en el mapa) (Tabla 1) (HERVE et. al.,
1988) la que es coincidente con otras isócronas obtenidas más al
sur, en Valparaiso (SHIBATA et al., 1984) y Algarrobo y Santo
Domingo (HERVE et al., 1988) que señalan edades de 296, 3± 5,4; 292±2
y 308 ±15 Ma respectivamente, todas con razones iniciales entre
.7058 y .7061.
Tabla 1 ERRORCRONA DE REÑACA
Rb ppm
MUESTRA
Sr ppm
Rb87/Sr"
Sr'VSr"
cbv 47
103
121
2.479
0.71650
CBV 4 8
86
119
2.098
0.71508
81
121
1.840
0.71407
CBV 50
80
122
1.906
0.71408
CBV 51
86
121
2.050
0.71481
CBV 52
89
107
2.390
0.71630
CBV 53
138
142
2.800
0.71758
208
1.501
0.71206
CBV 49
.
CBV 54
108
RAZON INICIAL
EDAD (Ma)
299 ± 31
0.70597 ± 94
Otras edades efectuadas por el método K/Ar en tonalitas en
filones pegmatiticos y aplíticos pertenencientes a la Unidad Cochoa
señalan edades cercanas a los 160 Ma (tabla 1) lo que es discordante
con las edades más antiguas obtenidas por el método Rb/Sr; muy
probablemente, estas edades corresponden a una homogenización
isotópica causada por el magmatismo jurásico.
Tabla 2 EDADES K-Ar DE LA UNIDAD COCHOA
MUESTRA
1141-R
COORDENADAS
GEOGRAFICAS
TIPO DE
ROCA
MATERIAL
32°56'-71°33 1
Tonalita
Biotita
% K
7.143
VolAr"
% Ar
rad
Atm
48,339
14,2
EDAD Ma
REFERENCIA
160 ± 4
ESPIÍÍEIRA,
Gneissica
1992
1144-R
32°55'-71°31'
Tonalita
Gneissica
Biotita
7.499
49,689
9,1
163 t 4
espiReira,
1992
1209-R
32°58 ' -7 1°33 '
Filón de
Muscovita
8.242
51,081
24,1
153 ± 4
ESPIÑEIRA,
1992
32058,-71o33'
Filón de
Biotita
7.411
47,725
20,5
158 ± 4
ESPIÑEIRA,
1210-R
Pegmatita
Pegmatita
1992
el
Además,
mineralógico,
bandeamiento
probablemente
sinmagmático que presenta la unidad (figura 3), el grano grueso e
inequigranular, así como su mineralogía, recuerdan fuertemente el
aspecto y petrografía de la Unidad Guanta de la Superunidad Elqui,
por lo que, de acuerdo con esta similitud litológica, sus relaciones
de contacto con los granitoides jurásicos, y edades radiométricas
obtenidas, se le asigna una edad Carbonífero Superior.
22
MESOZOICO
EL
TRIAS ICO
-
JURASICO.
Introducción
Estos terrenos aparecen representados principalmente en el
sector occidental de la Hoja, mientras que en la zona oriental se
reconoce solo una formación atribuidle al Jurásico medio: la
Formación Rio Damas (KLOHN, 1960) y otra atribuida al Jurásico
superior: la Formación Tordillo ( YRIGOYEN, 1976)
En el sector
.
occidental afloran unidades triásicas: Formación Pichidangui
(CECIONI y WESTERMANN, 1968; en, VICENTE, 1974) y Formación La Ligua
(THOMAS, 1958); jurásicas: Formación Los Molles (CECIONI, 1961),
Formación Quebrada del Pobre (THOMAS, 1958) y las formaciones Ajial
(THOMAS, 1958), Cerro Calera y Horqueta (PIRACES, 1976) que en este
trabajo se agrupan bajo la denominación de Grupo Melón (figura 4) .
EL TRIASICO
Formación
-
JURASICO DEL SECTOR OCCIDENTAL (HOJA QUILLOTA)
PICHIDANGUI (CECIONI y WESTERMANN,
.
1968; en, VICENTE,
1976).
Definición y relaciones estratigráficas
.
La Formación Pichidangui fue definida originalmente por CECIONI
y WESTERMANN (1968) como una "secuencia de flujos queratof iricos,
tobas y brechas volcánicas" expuestas a lo largo de la costa entre
Punta Pichicuy y Punta Pichidangui. Se apoyarla
concordantemente
sobre la Formación El Quereo del Anisico y es cubierta por la
Formación El Puquen del Nórico superior (FUENZALIDA, 1937, 1938;
STIPANICIC Y BONETTI, in GROEBER, 1952; CECIONI y WESTERMANN, 1968;
AZCARATE y PASOLA, 1970). Sin embargo, VICENTE (1974) propuso
incluir en la formación Pichidangui los estratos de El Puquén o
Formación Puquén (CECIONI y WESTERMANN, 1968) mismo concepto que
utilizan más tarde PIRACES y MAKSAEV (1977), RIVANO y SEPULVEDA
(1991) y CANCINO (1992) .
El limite inferior de la Formación Pichidangui lo constituye
el contacto concordante con la Formación El Quereo fuera del limite
norte de la Hoja, entre Punta Lobos y Los Vilos (RIVANO y SEPULVEDA,
1991), Alli
se observa un contacto concordante de brechas
y
grauwackas volcánicas (base de la formación) depositadas sobre
fangolitas finamente laminadas de la Formación El Quereo.
El limite superior, en el sector de Caleta Los Molles y al sur
de ella, aparece cubierto por los depósitos más modernos, sin
embargo, la presencia en la base de la Formación Los Molles de
flujos lávicos félsicos y el carácter volcanigeno del material
clástico, asi
como las características estructurales de ambas
unidades sugieren que el contacto es concordante, aún cuando CECIONI
Y WESTERMAN (1968) indican que este contacto es por falla.
Distribución y litologia.
La Formación Pichidangui aflora en la zona noroeste de la Hoja
Quillota, desde el rio La ligua hacia el norte (figura 4); los
23
ro
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Crt/TAENOO
LLAILLÍT
Figura 4.
Portillo.
Distribución de las unidades triásicas y jurásicas
en las Hojas Quillota-
-
1.- Fm. Pichidangui; 2.- Fm. La Ligua; 3.- Fin Los Molles; 4.- Fm. Quebrada del Pobre; 5.
Principalmente Fm.r Ajial metamórf ica; 6.- Fm. Aiial;% 7.- 1 Fm. Cerro Calera; 8 - Fm
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FOTO 1. Lucoiito incruyendo sedimentos de
sector do SI Puquén (Los Holies)
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FOTO 2. Detalle del contacto inferior del lacoiieo, se aprecia la
deformación en ios sedimentos lo que indica un emplazamiento
en sedimentos blandos (intrusión s insedirneritaria j .
CAMONO «992)
VICENTE (1977)
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Figura 5. Columnas estratigráf icas generalizadas
Pichidangui (según CANCINO, 1992 y VICENTE, 1976)
.
.
de
la
Formación
5. Andesitas. 6.
1. Areniscas. 2. Pelitas. 3. Ruditas . 4.
3. brechas. 9. brechas volcánicas. 10.
. 7. .
—Fósiles
.
26
.
11.
afloramientos aparecen en forma continua a lo largo de la costa
desde Los Molles hasta el limite norte de la Hoja. Al sur del rio
Quilimari, una cuña de terrenos pertenecientes a la formación Los
Molles separa sus afloramientos en dos franjas de orientación
submeridiana (figura 4).
La litologia corresponde a brechas volcánicas y volcanitas
principalmente intermedias a ácidas interestratif icadas con tobas
y rocas sedimentarias en su parte media a superior, que aparecen
tanto en la costa como en el este de la carretera; junto con estas
volcanitas aparecen abundantes filones y cuerpos lacoliticos (fotos
1 y 2). Importantes afloramientos de rocas sedimentarias se ubican
al este de la carretera a 1 Km al norte de Los Molles (Localidad
Fosilifera No. 2); alli se reconocen restos vegetales en muy buen
estado de preservación (Lámina 1)
La caracterización más completa
de esta unidad corresponde a VICENTE (1976) con una descripción de
un perfil tipo de los 4.000 m d e la secuencia expuesta en la costa
entre Los Vilos y Los Molles y a CANCINO (1992) que describe un
perfil ininterrumpido con un total de 2326 m estimando la potencia
total de la secuencia en unos 3500 m (figura 5) .
.
Edad, correlaciones y ambiente de depositación.
Los únicos elementos paleontológicos encontrados en esta unidad
(Flora de
corresponden a "Estherias" y restos de plantas fósiles
Los Molles y Flora de Punta Puquén) ( FUENZALIDA, 1937, 1938; CAÑAS,
1964 y AZCARATE y FASOLA, 1970) que permiten atribuir esta flora, de
acuerdo con GROEBER (1953), al Cárnico superior - Nórico. Por otra
parte, considerando que en la costa la formación sobreyace
concordantemente a la Formación El Quereo (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991) ,
y que infrayace a la Formación Los Molles, se confirma el rango de
cárnico a nórico tardio.
La edad minima nórica tardía se atribuye en base a la presencia
de "Sandlingites" (CECIONI Y WESTERMANN, 1968), que reconoció en los
niveles inferiores de la Formación Los Molles (CECICNI Y WESTERMANN,
op. cit. )
A lo largo de Chile se conocen varios sectores con afloramientos de
rocas volcánicas del Triásico superior (Formación Estero Los Sauces,
CORVALAN, 1976; Estratos del Cajón Troncoso, MUÑOZ y NIEMEYER, 1984;
Estratos de Los Arrayanes, LAGNO, 1981; Formación La Ligua, THOMAS,
1958; Formación La Totora, REUTTER, 1974) lo que sugiere la
existencia de una extensión considerable de este volcanismo en el
Triásico superior por lo que, aún cuando la Formación Pichidangui
sea la más importante en volumen y extensión de estas
manifestaciones, no puede considerarse como un evento único e
inusitado durante el Triásico Superior.
Las condiciones de depositación han sido previamente discutidas por
CECIONI y WESTERMANN (1968) y por VICENTE (1976) concordando en un
ambiente litoral-neritico de borde de plataforma continental
subsidente y con un importante volcanismo activo bimodal
caracterizado por efusiones ácidas a intermedias. El volcanismo,
principalmente explosivo, habria sido prácticamente continuo, con
escasas interrupciones, como lo demuestran las escasas y delgadas
intercalaciones sedimentarias. VICENTE (1976) ha demostrado el
carácter local del volcanismo, el que se habria depositado
alternativamente en condiciones subaéreas y subacuáticas (foto 1) en
un margen continental activo y de rápida subsidencia; al respecto
edad;
.
27
VERGARA et al. (1991) indican que las lavas básicas de la unidad se
diferencian de las lavas calcoalcalinas clásicamente "andinas"
(sic.) jurásicas y/o cretácicas por presentar características
químicas que indican afinidades con los basaltos de fondo oceánico
similares a los de la actual Placa de Nazca, pero con un grado de
diferenciación algo más avanzado, lo que los hace compatibles con un
volcanismo de arco originado sobre un basamento cuasi-oceánico,
conclusión también indicada por CANCINO (1992) .
La muy buena
estratificación, asi como la gradación de la granulometria que
presentan los niveles sedimentarios finos, indican que se tratarla
de turbiditas distales depositadas mas bien en un ambiente de
plataforma neritica antes que en el fondo oceánico abierto, esto es
apoyado por la ausencia en los sedimentos de cualquier forma macro
o microfósil que sugiera condiciones de depositación pelágica,
asi como por la presencia en las intercalaciones sedimentarias de
abundantes restos de vegetales en buen estado de conservación
(Lám.l) La presencia de estructuras sedimentarias tales como marcas
paleocanales, pliegues sinsedimentarios,
de fondo,
pliegues
convolutos, flames y slumps en la parte media, ya descritos
tempranamente por CECIONI y WESTERMAN (1968) y por VICENTE (1974);
asi como la presencia de fallas sinsedimentarias y figuras de carga
señalan una intensa actividad volcánica que daba origen a corrientes
densas de material volcánico que fluían sobre depósitos no del todo
consolidados (CANCINO, 1992) La presencia de marcas de fluidez
(VICENTE, 1974) en los niveles piroclásticos, asi como de
esferulitas y amígdalas sugieren enfriamiento rápido en condiciones
subacuáticas de magmas muy félsicos (CANCINO, 1992) .
.
.
Formación La Ligua (THOMAS, 1958)
Definición y relaciones estratigráf icas .
THOMAS (1958) definió la Formación La Ligua como una secuencia
estratificada débilmente plegada y compuesta de lavas de
queratóf iros, brechas y tobas con intercalaciones de lutitas,
areniscas cuarciticas y conglomerados, la que se expone en la
vertiente inmediatamente al norte deÿ la ciudad de La Ligua. Más al
norte aún, en el Cerro Colorado, MUÑOZ CRISTI (1938) describe una
secuencia del todo similar (tobas de "queratóf iros" , areniscas,
conglomerados y lavas que sobreyacen a un horizonte de lutitas
fosiliferas asignadas al Mesotriásico) . Las rocas de la Formación La
Ligua presentan un aspecto tectonizado, el que es especialmente
notorio en los niveles sedimentarios intercalados en la parte
inferior. En esta región no hay una buena exposición de su base, ya
que en general está intruida por el batolito jurásico (unidad
Cavilolón) . Sólo al norte de La Ligua, al pié
SE del cerro El
Quisco, a 225 m snrn, (THOMAS, 1958), se encuentra un conglomerado
grueso
que
sobre
gneiss
descansa
un
granítico
f uertementesericitizado, el hecho de que la base de la formación
presente también foliación, sugiere que el contacto inferior de la
unidad sea mas bien tectónico y no depositacional, siendo ésta la
LAMINA I. Fragmento de helécho, probablemente DICROIDIUM sp.,
recolectado en las intercalaciones sedimentarias ce la parte superior de
la Formación Pichidangui.
29
opinión prevaleciente entre los autores de este trabajo. El limite
corresponde a la base de las arcosas blancas, muy
superior
cuarciferas, de la Formación Quebrada del Pobre.
Thomas (1958) señala una discordancia angular entre la Formación La
Ligua y la Formación Quebrada El Pobre. En este estudio no se
encontraron antecedentes de terreno para esta afirmación, sin
embargo CANCINO (1992) señala una relación de discordancia de
erosión y levemente angular en las cercanías de la cima del Co.
Pulmahue, aunque sin dar mayores antecedentes, corroborando asi las
observaciones de THOMAS (1958).
Distribución y litologia.
Los afloramientos de la Formación La Ligua se distribuyen en tres
sectores orientados en sentido N-S: al norte del rio Petorca, en la
vertiente sur de los cerros Pulmahue y Quisco; al norte del valle
del rio de La Ligua, y al sur de La Ligua en el sector entre La
Higuera y el Co. Cuentas (figura 4) De estos sectores el central es
el de mayor extensión areal.
Un perfil realizado por CANCINO (1992) muestra de abajo hacia arriba
(figura 6) :
.
1 - 03 m de filitas abigarradas, pardo-rojizas, muy sericitizadas que corresponden
a metabrechas volcánicas. Los clastos están fuertemente deformados y orientados.
50 m de zona cubierta por escombros.
2 - 03 m similares al primer nivel.
3
03 m de toba cinerítica blanquecina.
- 20 m de zona cubierta por escombros.
4 - 04 m de limolitas (2 m inferiores) y areniscas gris verdosas.
30 m de tobas finas blanquecinas con escasos clastos subredondeados de hasta
5
0.5 cm y alterados a óxidos de fierro.
6 - 12 m de tobas de lapilli con clastos totalmente alterados a hematita siendo
fácilmente disgregables El tamaño no sobrepasa el centímetro.
7
05 m de toba brechosa pardo rojiza con clastos de igual color y matriz
-
.
cineritica oxidada.
8 - 10 m de toba fina blanquecina con manchas de óxido.
9 - 03 m de conglomerado color pardo rojizo, volcarudita
hialinas,
y
con clastos de andesitas
la matriz consiste en volcarenita fina rojiza.
10- 04 m de arenisca gris amarillenta a rojiza, ligeramente tobáceas.
11- 05 m de brechas volcánicas violáceas con clastos andeslticos y hialinos
desvitrificados, la matriz es volcarenita tobácea.
12- 02 m de lutitas pizarrosas (foliadas) rojizas.
40 m de zona cubierta por escombros.
13- 23 m de brechas volcánicas similares a las brechas descritas mas atrás.
Presentan intercalaciones centimétr icas de volcarenitas tobáceas pardo rojizas.
30 m de zona cubierta por escombros.
14- 70 m de brechas volcánicas similares a las ya descritas más atrás; en la parte
basal se observa una alternancia de brechas y volcarenitas de colores mas
verdosos. Se aprecia una ligera foliación con recurrencia cada 15 cm
y que
corta oblicuamente a la estratificación.
15- 17 m de tufitas de tonalidades violáceas debidas a la presencia de clastos
subangulosos de andesitas; en los 8 m básales los clastos son subangulosos a
subredondeados siendo éstos de naturaleza félsica en
el primer metro
desde la base. A los 12m desde la base las tufitas son cortadas por un filón manto
de composición granodiorí tica .
16- 430 m de tufitas gris blanquecinas, volcarenitas y volcarruditas angulosas
intercaladas en niveles métricos; las volcarruditas abundan hacia la base, los
clastos son angulosos, centimétricos (2,5 cm), de colores verdosos a violáceos
hacia la base. Se observan fajas decimétricas de roca tectonizada (filitizada)
rocas
-
-
.
El techo de este perfil lo constituyen areniscas cuarciferas
conglomerádicas asignadas a la base de la Formación Quebrada del
Pobre, dispuestas en leve discordancia de erosión y angular.
El espesor total de la secuencia levantada es de 763 m con una
potencia total observada de 623m lo que concuerda con la estimación
de 800 m de espesor para la formación hecha por THOMAS (1958). Sin
embargo los autores del presente trabajo estiman que estos
30
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. .
Figura 6. Columna
estratigráf ica de la
Formación La Ligua.
.
(modificado de CANCIN0,
1992)
1
Lutitas
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pizarrosas. 2.
Conglomerado. 3. Toba.
4. Brecha volcánica. 5.
Tufitas con
intercalaciones de
arenitas y ruditas 7.
Filitas (metabrechaa
volcánicas). 8. Fósiles.
9 Discordancia.
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espesores, considerando las características del contacto basal
pueden ser considerados espesores mínimos siendo muy probablemente
el espesor real bastante mayor.
Edad y correlación
La edad de la formación La Ligua se basa en el hecho que Muñoz
Cristi (1938) describe en el cerro Colorado, ubicado unos 17 km al
(el sector más
norte del cerro Pulmahue
septentrional de
afloramientos de la Formación La Ligua, tal como se entiende en este
trabajo), una secuencia similar a la de esta formación (tobas de
aueratóf iros, areniscas, conglomerados y lavas de queratóf iros,
dispuestos en este orden de abajo hacia arriba) que se sobrepone a
un horizonte de pizarras marinas fosiliferas asignadas a la parte
superior del Mesotriásico . El mismo autor ya citado (1942) quien
estudió anteriormente estos estratos en el Cerro Pulmahue, los
asignó al Triásico Superior.
Aun cuando se observan diferencias litológicas importantes
entre esta unidad y la Formación Pichidangui, tales como el hecho de
que la Formación Pichidangui presenta caracteres de sedimentación
31
subacuática, en tanto que la Formación La Ligua tenga un carácter
continental,
ellas
son
fundamentalmente
subaéreo
netamente
correlacionables,
al menos
parcialmente, puesto que ambas
representan el volcanismo del Triásico Superior. Lo anterior unido
a la vecindad de afloramiento, permite considerarlas como partes de
un mismo dispositivo paleogeográf ico .
Ambiente y condiciones de depositación.
Las características litológicas
de la Formación La Ligua
indican que ésta se habria depositado en un ambiente continental
durante un periodo de intenso volcanismo de tipo explosivo, con
etapas de inactividad que habrían permitido la acumulación de los
niveles sedimentarios terrigenos. El gran desarrollo de brechas
volcánicas y tobas de colores rojizos, asi
como la oxidación
omnipresente, señalan claramente una depositación subaérea cuya
fuente de origen se situarla al oeste (PIRACES, 1977) y (SEPULVEDA,
1988), posiblemente material originado en el ambiente volcánico de
la Formación Pichidangui y expulsado y/o transportado hacia el este,
hasta el área de depositación de la Formación La Ligua.
Significado geotectónico-paleogeográf ico de las unidades volcánicas
del Triásico Superior.
En 1987, FORSYTHE et al. plantearon la posibilidad de una
aloctonia del sector de Pichidangui en base a mediciones
paleomagnéticas preliminares por ellos efectuadas en Pichidangui, y
que indican que el bloque occidental, esto es el sector costero de
Pichidangui, habria sido acrecionado durante el Jurásico Inferior
(Hettangiano-Bajociano) mediante un movimiento transcurrente en
sentido norte-sur, es decir dextral (figura 7a) y de unos 15° de
latitud respecto de su posición actual. En apoyo de esta hipótesis
CANCINO (1992) hace notar el hecho de que mientras la Formación La
Ligua presenta una notoria foliación, la suprayacente Formación
Quebrada del Pobre, no presenta estas características, haciendo
además hincapié que seria la única unidad con esas características
en el sector. De lo anterior deduce que la foliación seria previa a
la depositación del Jurásico Inferior, sin observar que las
características de foliación, incluso en la formación La Ligua,
tienen una disposición en franjas y no aparecen necesariamente hacia
el techo de la unidad. Por otra parte, la Formación La Ligua no es
la única unidad con esas características: las intercalaciones
sedimentarias de la Formación Pichidangui al este inmediato de la
carretera presenta un clivaje muy fino y penetrativo oblicuo a la
estratificación; la Formación Los Molles (Triásico Superior-Jurásico
Inferior) también presenta en gran parte de sus afloramientos un
fuerte clivaje angular respecto de la estratificación, el que está
relacionado a una estructura más reciente; por último hacia el
norte en el sector de Caimanes, en el limite norte de la hoja y en
la parte sur de la Hoja Illapel, los sedimentos y volcanitas del
Cretácico Inferior, cerca del contacto con el granito Cretácico
(Superunidad Illapel) , aparecen fuertemente replegados y foliados al
punto de no reconocerse a menudo las texturas originales de las
rocas volcánicas. También la actual disposición y los espesores
involucrados de la unidades triásicas tienden a sugerir un ambiente
geotectónico en expansión, con rápida subsidencia y creación de
32
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cortical continuo
7. Esquemas de los probables dispositivs paleogeográf icos y
estructurales del área de La Ligua-Los Mollea durante el Triásico
Superior, a.- Considera los datos de paleomagnetismo (FORSYTHE et al., 1987)
que ugieren un desplazamiento dextral de unos 15° de latitud, b.- Esquema
mas probable de acuerdo con les datos geológicos dispnibles y la
distribución de facies.
Figura
33
espacio vacío, el que era rellenado por el material volcánico expulsado,
compensando así la tasa de subsidencia, de tal modo que todo el espesor
de la Formación Pichidangui se depositó siempre en condiciones de aguas
someras .
Lo anteriormente dicho dificulta imaginar que casi inmediatamente
después, todo ese bloque se hubiera desplazado a lo largo de 15° de
latitud, para ir a acretarse justo frente a una secuencia similar en origen
y en edad. La explicación más plausible nos parece es la de un dispositivo
geotectónico
paleogeográf ico en el cual el borde occidental de Gondwana,
mientras el supercontinente se desplazaba rotando en sentido horario hacia
el norte, en su borde suroccidental se producían desgarros extensionales
con adelgazamiento cortical suficiente para permitir el desarrollo de un
intenso y extenso magmatismo, que al tiempo que iba compensando la
subsidencia, se derramaba también sobre las áreas continentales cercanas
{figura 7b) este dispositivo, sin descartar una posible componente de
desplazamiento en el rumbo explica mejor lo observado en el sector y
también la existencia de los otros sectores de afloramientos de unidades
triásicas con características similares a las ya descritas.
Finalmente
este dispositivo geotectónico-paleogeográfico concuerda en lo general con
el modelo propuesto por MPODOZIS y ALLMENDIGER (1992) para el gran
magmatismo fini Jurásico a Cretácico, del cual esta unidades serían tan
sólo los precursores.
-
Formación Los Molles (CECIONI, 1961)
Definición y relaciones estratigráf icas
.
CECIONI (1961, p.19) denominó así a la parte media a superior
de "Las capas de Los Molles" ( FUENZALIDA, 1938) . La localidad tipo
de esta unidad corresponde a la orilla de la costa entre el estero
La Ballena por el sur y el estero El Chivato por el norte.
En el sector de la playa Los Molles - estero La Ballena, esta
unidad, hacia el este está en contacto por falla con la Formación
Pichidangui (este trabajo), mientras que hacia el norte de la playa
Los Molles el contacto es cubierto en gran parte por los sedimentos
cenozoico - cuaternarios del valle del estero Huaquén.
En los
lomajes que separan al estero Huaquén del río Quilimarí, se observa
que el contacto occidental de la franja que conforma la unidad, es
Al norte del río Quilimarí la franja
también una falla.
de
afloramientos se estrecha para desaparecer tectónicamente entre las
prolongaciones de las fallas que la dejan, a ambos lados, en
contacto con la Formación Pichidangui.
Distribución y litología.
Los afloramientos de la Formación Los Molles (figura 4) se
presentan formando una franja norte
sur que, angostándose hacia el
norte, desaparece unos pocos kilómetros al norte del río Quilimarí;
se restringen por lo tanto, a la parte noroccidental de la Hoja
Quillota. Su litología corresponde en general a pelitas y areniscas
con intercalaciones conglomerádicas en la parte inferior.
La
sección descrita por CECIONI y WESTERMAN (1968) en la costa entre el
estero la Ballena y el estero El Chivato muestra una secuencia de
747 m (fide CECIONI Y WESTERMANN, op. cit.) en la cual los autores
distinguen cuatro mienbros que son desde abajo hacia arriba :
-
1- Un miembro basal (75 m)de areniscas con intercalaciones
de conglomerados de color amarillo en capas de hasta 3 m.
34
Los clastos son cuarzo con extinción ondulosa inmersos en
una matriz cuarcifera microcristalina con cemento siliceo.
2- Un miembro lutitico (275 m) . Compuesto por lutitas con
escasas intercalaciones de areniscas de color amarillo
En su parte superior este miembro contiene
oscuro.
aproximadamente 50 m de lutitas fosiliferas con
ammonoideos entre los cuales CECIONI (IN CECIONI y
WESTERMANN, 1968) describe el género SCHLOTHEIMIA que
indica el Hettangiano. Este miembro aparece atravesado por
filones lamprof iricos
3- Un miembro de lutitas arenosas (275 m) constituido por
una alternancia de lutitas limoliticas y areniscas
(grauvacas) . Las areniscas presentan cuarzo, ortoclasa,
calcedonia,
plagioclasa y
microclina.
matriz,
La
cementada, alcanza un 30-40%. Las areniscas presentan
estratificación gradada, pliegues sinsedimentarios (foto
3) y brechización intraformacional (foto 4 y 5) .
4- Un miembro superior brechoso - arenoso (*190 m) que se
inicia con una brecha basal caótica (B30m) con clastos de
grauvacas, a la que siguen capas de grauvacas con delgadas
intercalaciones pizarrosas. Medidas de paleocorrientes
indican una paleopendiente hacia el NW (fide CECIONI y
WESTERMANN, 1968).
.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación
CECIONI y WESTERMANN (1968) dan a conocer para el miembro 2 una
tanatocenosis en la que se reconocen:
CLADISCITES;
(?)
sp.;
OXYTOMA
Inaequivalvis;
ARCESTES
cf.
MINETRIGONIA sp. nov.; ? CARDINIA cf . L. listen (SOW); (?) OTAPIRIA
cf. 0. ussuriensis (VORONETZ); PSILOCERAS cf. P. Planorbis (SOW);
PSILOCERAS sp. /subsp.nov. (?) aff. P. Planorbis erugatum ( PHILL . ) ;
(?) ENTOLIUM sp.; PSILOCERAS cf. P. Planorbis (SOW); PSILOCERAS
(CALOCERAS ?) cf. P. Peruvianum LANGE; ? PSILOCERAS AFF. P. REISSI
TILM. ; SCHLOTHEIMIA ex. gr. Angulata.
Estas formas sugieren para este miembro una edad desde Nórico
a Hettangiano.
En el miembro 3 y a 285 m desde el último nivel fosilifero:
Arietitidos (también encontrados por PIRACES y MAKSAEV, 1977 ) ;
última forma indica el Pliensbachiano
POLYMORPHITES sp.; esta
Inferior.
Durante el reconocimiento de la unidad hacia el norte se
encontraron en el estero Huaquén y en el rio Quilimari nuevos
afloramientos fosiliferos (localidades fosiliferas N° 1 y 3)
correspondientes al miembro 2 de CECIONI y WESTERMANN (1968) con
psilocerátidos (Lám. II).
(?) ENTOLIUM sp.; PSILOCERAS cf. P. Planorbis (SOW); PSILOCERAS
(CALOCERAS ?) cf. P. Peruvianum LANGE; ? PSILOCERAS AFF. P. REISSI
TILM.; SCHLOTHEIMIA éx. gr. Angulata.
Estas formas sugieren para este miembro una edad desde Nórico
a Hettangiano.
En el miembro 3 y a 285 m desde el último nivel fosilifero:
Arietitidos (también encontrados por PIRACES y MAKSAEV, 1977 ) ;
POLYMORPHITES sp.; esta
última forma indica el Pliensbachiano
Inferior
.
35
rÁ
i utitas
i tit ro: . a
redondeados
y
nume rosos
Je
int ra <; 1as Los
mas
r .•ñisca
pequeños en una niatri: de lutrta.
Pla ya Los Mo 1 i e
Miembro lutitrco
de CECIONI y Wi 3TERMANN (1963).
.icque sinscdiraentano
en playa Los Molies, al norte
de El Chivato en el miembro de
lutitas arenosas de CECIONI y
FOTO
ÿ
WESTEPMANN (196B).
FOTO 5. Intraclastos de arenisca deformados on la 1 ut:
Molies. Miembro lutitico de
CECÍONI
<
i,
y WKLTK-WUill
Zf0 íf*
'W&á
Durante el reconocimiento de la unidad hacia el norte se
encontraron en el estero Huaquén y en el rio Quilimari nuevos
afloramientos fosiliferos (localidades fosiliferas N° 1 y 3)
correspondientes al miembro 2 de CECIONI y WESTERMANN (1968) con
psilocerátidos (Lám. II)
Una unidad estrechamente ligada a ésta tanto por su cercanía
como por su similitud litológica y significado paleogeográfico, aún
cuando es sólo parcialmente correlacionable, es la Formación
Quebrada del Pobre del de La Ligua a la que se le asigna una edad
.
Sinemuriano - Pliensbachiano.
Hacia el norte la Formación Los Molles se correlaciona en
parte litoestratigráficamente y cronológicamente con la formación
Canto del Agua (MOSCOSO y COVACEVICH, 1982 ) de la Cordillera de la
Costa de Vallenar.
Hacia el sur de la Hoja Quillota es posible correlacionar esta
unidad con la Formación Rincón de Nuñez (CORVALAN, 1976) y unidades
equivalentes en el sector de Vichuquén - Tilicura.
La Formación Los Molles se habria depositado en un ambiente de
plataforma neritica litoral abierta en aguas someras para la parte
basal considerando las características litológicas, así como la
presencia de icnitas de decápodos (COVACEVICH et al., 1987) en la
parte basal del miembro 2 de CECIONI y WESTERMAN (1968) descritos
en el sector de playa El Chivato, junto a estas icnitas describen
Pentacrinites y algunos restos de madera petrificada; lo anterior
sugiere una continuidad depositacional con los niveles sedimentarios
de la subyacente Formación Pichidangui. La parte superior de la
Formación Los Molles (miembros 3 y 4 de CECIONI y WESTERMAN, 1968)
muestran una litología que consiste en una alternancia de areniscas
y lutitas con predominio del material arenoso hacia arriba con
características de corrientes de turbidez tales como estratificación
ÿradada en las lutitas, pliegues sinsedimentarios (CAÑAS, 1964;
CECIONI y WESTERMAN, 1968) (foto 3), brechas intraclásticas (fotos
4 y 5), slumps y varias otras estructuras (CAÑAS, 1964); esta parte
superior de la unidad, en base a las estructuras descritas ha sido
considerada por COVACEVICH et al. (1987) como de mar profundo, sin
embargo los autores del presente trabajo estiman que corresponden
a turbiditas depositadas en facies más profundas que la parte basal
de la unidad, pero siempre en ambiente nerítico. toda vez que las
relaciones de contacto entre los diferentes miembros son
absolutamente graduales sin indicios de un cambio brusco de ambiente
depositacional
.
Formación Quebrada del Pobre (THOMAS, 1958)
.
Definición y relaciones estratigxáficas
un
THOMAS (1958) denominó Formación Quebrada del Pobre a
conjunto de sedimentitas marinas, expuestas en el sector de la
quebrada homónima y cuya mejor exposición se encuentra en la parte
alta de la quebrada y en los cerros al este de ella. De acuerdo a
las observaciones de este trabajo, estas se apoyan en contacto
LAMINA II. Ammonoideos de la Formación Los Molles. 1,2,3 Psilocerátidos en
la Quebrada La Sombra (Quilimari) (LF 1) . 4 Psilocerátido en el Estero Los
Molles (ladera norte) (LF 3)
.
38
discordante de erosión angular, sobre la Formación La Ligua; en su
parte superior están cubiertas concordantemente por tobas rioliticas
pertenecientes a la Formación Ajial del Jurásico Inferior-Medio.
Esta última relación de contacto es dificil de establecer hacia el
norte de La Ligua debido a la mala calidad y exposición de los
afloramientos .
Distribución, litologia y espesor
THOMAS (1958) describe una secuencia de 1250 m de espesor al
este de la quebrada del Pobre compuesta por areniscas y lutitas con
algunas intercalaciones de calizas, conglomerados finos y areniscas
conglomerádicas en la base, destacando que la secuencia por él
descrita se encuentra a unos 600 - 800 m por debajo de las tobas
("queratófiros") de la Formación Ajial. En el transcurso de este
levantamiento se revisó detalladamente la secuencia expuesta a lo
largo de la ruta caminera del sur de la quebrada del Pobre, entre
el contacto discordante con las tobas de la Formación La Ligua y el
portezuelo (fig. 4); la columna alli expuesta se ilustra en la
figura 8 y corresponde a:
-
15ra de conglomerado medio a fino con fábrica granosoportada
1
(ortoconglomerados) , los clastos son principalmente cuarzo y feldespato,
los últimos 3m superiores son matriz soportados con matriz arenosa
arcósica a subarcósica de grano grueso a medio.
2 - 20 m de arenisca de grano grueso a medio.
3
05m de conglomerado de grano medio similares a los ya descritos
4
50m de arenisca gruesa similar a la descrita más atrás y que en los
últimos 9 m pasan a paraconglomerados con matriz de arenisca gruesa
5 - 15m de areniscas similares a las descritas anteriormente con una
intercalación coqumoidea a los 5 m de la base (Loe. Fos. 21) con CHLAMYS
sp ; GRYPHAEA sp.; CARDINIA aff.
densistriata Jaworsky; Arietitidae
indet. (Megarietites? sp.)(det. COVACEVICH, 1993).
Los últimos 5m
superiores corresponden a pelitas gris negruzcas fosiliferas que en su
techo están en contacto por falla con la unidad suprayacente; los fósiles
recolectados (Loe. Fos. 21) son OXYTOMA sp.; PALAEONE ILO sp.; CARDINIA
sp.; Bivalvia indet.í Gastropoda indet.; Dentalium indet.; ARN'IOCERAS sp.
(det. COVACEVICH, 1993).
6Sm de areniscas medias a gruesas similares a las ya descritas con
6
una intercalación coquinoídea de 1 m a los 34 m desde la base con los
siguientes fósiles recolectados (Loe. Fos. 21); Brachiopoda indet.; Weyla?
sp. ;Trigoniidae indet.; Echioceratidae indet. (Paltechioceras? sp.)(dct.
COVACEVICH, 1993) , y otra intercalación, a los 40m, de 4m de
calcilutitas calcáreas grises a negras en los últimos 5m se alternan
ortoconglomerados con estratificación gradada y areniscas que presentan
-
.
-
además estratificación oblicua.
- 02m cubiertos por escombros (no figurados en columna) .
1- 06m de areniscas medias similares a las descritas con Pectinidae indet.
y PLEUROMYA sp. (det. COVACEVICH, 1993) y restos vegetales (Loe. Fos. 20),
estos últimos en regular a mal estado de conservación.
40m cubiertos por escombros, en este nivel de la columna se
recolectaron rodados con Bivalvia indet.; P.HYNCHONELLA sp.; GRYPHAEA sp.;
ASTARTE sp.; CRINOIDEA sp. y placas de PF.NTACRINITES sp. (det. COVACEVICH,
1993) (Loe. Fos. 20).
8- 87m de pelitas calcáreas (fangolitas) con intercalaciones de niveles
mas calcáreos a los 20m y 43m desde la base; en los 35 m superiores las
fangolitas pasan a calcilutitas; se observan diques andesíticos de lm (a
los 17m) a 2m (a los 54ra) y un filón dacitico de 4m (a los 36 m) ; en la
base se recolectó Brachiopoda indet.; ASTARTE sp. y Bivalvia indet. (Loe.
Fos. 20) (det. COVACEVICH, 1993); a los 32m se encontró Pectinidae indet.;
Ammonoidea indet. (UPTONIA? sp.) y ATRACTITES sp. (det. COVACEVICH, 1993)
(Loe. Fos. 20) y a los 50m se reconoció; rinconélidos; DISCINISCA sp.;
PALAEONEILO sp.; HUCULA sp.; Bivalvia indet. ; POLYMORPHITE3? sp.;
indet.;
FANNI NOCERAS sp.; Ammonoidea
TROPI DOCERAS7/UPTONIA?
sp.;
ATRACTITES sp.; Vegetalia indet.; Pisces indet. (I.oc. Fos. 20) (det.
COVACEVICH, 1993)
-
.
04m sin afloramientos.
G2m filón andesitico.
9- 06m de fangolitas similares a las descritas mas atrás.
10- 02m de caliza (estudiar corte).
39
11- 13rn de pelitas similares a las descritas con intercalaciones de
areniscas gruesas iguales a las descritas, algunos niveles de areniscas
presentan intracrastcs de arenisca.
- 15m sin afloramiento.
12- 72m de arenisca calcárea con intercalaciones de areniscas y pelitas
más terrlgenas; la fracción terrigena es siempre la misma.
08m sin afloramiento.
13- 03m de paraconglonerado con intraclastos de pelitas.
14- 03m de pelitas arenosas.
- 02m filón aplitico.
- 02m sin afloramientos.
15- 02m de arenisca fina de composición similar a las descritas.
- 25m cubiertos de escombros.
16- 03m de conglomerados finos similares a los ya descritos.
-
Figura
8.
Columna
de
estratigráfica
la
Formación Quebrada del
(modificado
Pobre.
de
SEPULVEDA, 1988).
2
areniscas
1.
Conglomerados. 3. Caliza.
4. Arenisca calcárea. 5.
6.
Calcilutitas.
Fangolitas . 7 Tobas 8
Volcanitas. 9. Fósiles.
ÿ4a
.
.
.
. .
10. Discordancia.
- 15m sin afloramiento.
17- 07m de areniscas pelíticas que terminan en 2 m de pelitas, el
contacto con la unidad siguiente es una falla.
18- 34m de areniscas y pelitas que hacia la parte superior (últimos 10
ra) pasan a conglomerados arenosos; a los 11 m se observa un filón
andesitico (2m) ; en la parte media de la unidad aparecen niveles de
arenisca gruesa y paraconglomerados con intraclastos pelíticosj en esta
unidad se reconocen pliegues sinsedimentarios, estratificación gradada,
laminación sedimentaria y figuras de carga.
El espesor total de la secuencia en este perfil alcanza un
total de 530 m levantados, de los cuales 100 m están cubiertos.
Los niveles estratigráf icamente más altos de la unidad se
40
ubican en el flanco occidental del cerro Guanaco estando muy mal
y consistiendo principalmente areniscas y pelitas
calcáreas que terminan con intercalaciones de conglomerados de
cuarzo inmediatamente bajo el contacto concordante con las
volcanitas de la Formación Ajial.
expuestos
Edad, correlaciones y condiciones de depositación.
El primer hallazgo de fósiles del Lias inferior corresponde a
MUÑOZ-CRISTI (1338) quien encontró una asociación faunistica en la
quebrada del Pobre en la que FUENZALIDA, H. determinó 14 especies
asignadas al Lias inferior. CORVALAN (in THOMAS, 1958), determinó
al este de la quebrada del Pobre la presencia de niveles
sinemurianos . Uno de los autores (SEPULVEDA) recolectó abundante
material fósil en los niveles inferior y medio de la columna
levantada, y además al norte (Loe. Fos. 8, 9, 11, 14, 16, 17, 18, yl9) y
sur (Loe. Fos. 22 y 25) de dicha columna (ver tabla 3). Las formas
descritas por COVACEVICH (1993) confirman la edad sinemuriana para
la parte inferior de la unidad e indican por primera vez la
presencia del Pliensbachiano (Loe. Fos. 18,20y25) en la parte
superior de la formación.
La Formación Quebrada del Pobre corresponde a una unidad de
sedimentitas marinas de carácter marcadamente infralitoral a
mesolitoral destacando hacia la parte media de la unidad facies mas
carbonatadas y de mayor profundidad relativa dentro del ambiente
litoral; sin embargo la unidad posee un carácter marcadamente
terrigeno,
una
homogeneidad
composicional
y
estructuras
sedimentarias que, unidas a la presencia en algunos niveles de
restos vegetales indican corrientes de turbidez. Esta unidad, junto
con la Formación Los Molles, de posición mas occidental y con facies
de carácter más profundo (infralitoral) y también de carácter
turbiditico permiten reconstruir un modelo paleogeográf ico en el
cual es posible visualizar un ambiente de plataforma abierta barrida
por corrientes de turbidez en las que la Formación Quebrada del
Pobre corresponde a zonas más proximales del cuerpo turbiditico en
tanto que la Formación Los Molles representarla los depósitos
distales. La diferencia de edades en la base de estas dos
formaciones se explica por el avance gradual hacia el este de la
transgresión del mar del Jurásico inferior sobre los terrenos
volcánicos del Triásico, pudiendo interpretarse asi que la
discordancia descrita entre la Formación La Ligua y Quebrada del
Pobre seria un contacto transgresivo y no una discordancia angular.
Durante el periodo de depositación de esta unidad el
volcanismo no se habria manifestado en la zona.
41
TABLA 3. Listado de fósiles
N'JMIP.C IXALIEAC
res ilitera
]
:
=
3
11
14
de la Formación Quebrada del Pobre.
15
16
17
18
ó
BRACH10PODA
T roete rmi nido
Xincor.eiiíorne
Soiriieana? sp.
Oiscinisca
*
*
*
*
sp. 1
sp,2
sp.3
Bositra sp.
Cardima sp.
Cardinia aff.
*
*
*
*
*
*
*
*"
«
Gryphaea sp.
Modiota sp.
Nucuia sp.
Nucul ana sp.
Palaeoneila sp.
Pectiniciae indet.
ft
i
*
*
*
*ft
*
*
Pleuromya sp.
Trigoniidae i ndet
*
*
Weyla ap.
GASTROPODA
Indeterminado
Lissotrochus sp.
*
*
*
*
*
*
*
*
ft
ft
*
3D.
VERME
St-rpula sp.
DentalÍJm sp.
*
(*>
AMMOHOIDEA
indeterminado
ft
t
*
í
*
*
*
*
ft
*
*
*
Ech ¡ocerat idae :na
*
ft
ÿ
ft
ft
ft
ft
*
ft
*
PISCES
ft
ft
ft
TRAZAS FOSILES
Helmintnopsis sp.
Chondrites so.
VEGETAL LA
indet' erminado
ÿ
*
ft
*
Textorius
Indeterminado
ft
*
*
Densistriata
Fann: peceras sp.
Oxyloma sp.
Pa ltecruoceras sp.
Phymatoceras sp.
Tropidoceras sp.
BELEMNOIDEA
Belemnopsís sp.
ECHI
NODERMATA
Crinoidea mdet.
Pent aermites sp.
*
*
C'nlamys aff.
Ariet:tidae indet.
Arniocc-ras sp.
Atractites sp.
25
*
sp.
Lissochilus
22
*
sp.
BIVA1VIA
Indeterrr. nado
Astarte
Asearte
Astarr.e
Asíante
21
*
*
ir"
"Rpvncropel ¿a"£3.
20
ft
ft
ft
42
ft
1
*
GRUPO MELON {este trabajo)
.
Definición y relaciones estratigráficas
.
Se propone designar con el nombre de Grupo Melón al conjunto
litoestratigráf ico compuesto de abajo hacia arriba por las
formaciones Ajial (THOMAS, 1958; mod. PIRACES, 1976) , Cerro Calera
(PIRACES, 1976) y Horqueta (PIRACES, 1976);
éstas muestran en
conjunto un desarrollo litoestratigráf ico coherente y con cambios
y/o acuñamientos laterales de facies que, en ciertos sectores hace
difícil la separación entre las formaciones Ajial y Horqueta cuando
falta la formación intermedia Cerro Calera. También la similitud
de facies y su desarrollo litoestratigráf ico de conjunto hacen
aconsejable su tratamiento como grupo aún cuando han sido
diferenciadas separadamente en el mapa cuando esto ha sido posible.
El Grupo Melón asi definido sobreyace concordantemente a la
1958)
formación QUEBRADA
(THOMAS,
POBRE
DEL
e
infrayace
discordantemente a la formación LO PRADO (THOMAS, 1958; mod. PIRACES
y MAKSAEV, 1977 ) y estarla compuesto de base a techo por las
formaciones Ajial, Cerro Calera y Horqueta.
Formación
AJIAL (THOMAS, 1958; PIRACES Y MAKSAEV, 1977 )
.
Definición y relaciones estratigráficas
THOMAS (1958) propuso definir como Formación Ajial a una
secuencia de lavas "queratof iricas" con intercalaciones de tobas,
y
brechas
apoyadas
rocas
sedimentarias
lenticulares,
concordantemente sobre la Formación Quebrada del Pobre y subyacente
a una "gruesa serie de brechas y tobas con intercalaciones de
areniscas", atribuidas a los niveles inferiores de la Formación
Melón. En su definición se indicaron varias localidades que muestran
el desarrollo típico de la secuencia, Su nombre proviene del cerro
homónimo, ubicado al oeste - suroeste de la cuesta El Melón.
Trabajos posteriores modificaron la definición original de
THOMAS. Asi,
CARTER y ALISTE (1962) incluyeron en la Formación
Ajial a las "brechas y tobas con intercalaciones de areniscas" de
THOMAS (Formación Melón), de igual modo lo hicieron PIRACES (1976)
y, PIRACES y MAKSAEV (1977), quienes indicaron además que la mejor
exposición de la formación corresponde al sector de Piedra Trepada,
a 15 km al sur del cerro Ajial. Según estos trabajos el techo de la
formación son las sedimentitas marinas de la Formación Cerro Calera
(nueva unidad que reemplaza a parte de la Formación Melón), de edad
Bajociano medio y superior (COVACEVICH y PIRACES, 1976; PIRACES,
1976)
.
En el transcurso de este trabajo se concluyó que el cambio
estratigráf ico señalado para la formación Ajial, es el mas correcto
ya que no es posible reconocer el nivel guia propuesto inicialmente
por THOMAS (1958) para el techo de la formación.
Distribución, litologia y espesor.
Sus afloramientos se extienden desde el Cerro Imán, hasta el
sector de Olmué por el sur (fig. 4). Más al norte del Cerro Imán
se prolonga en la Hoja Illapel en la unidad definida en la Hoja
43
.
Illapel como Estratos de Pupio (RIVANO y SEPULVEDA, 1986) Aparece
como una franja elongada NS. Como ya se indicó se apoya en aparente
concordancia sobre la Formación Quebrada del Robre, e infrayace
concordantemente a la Formación Cerro Calera. Está intruida por
granitoides jurásicos (prolongación sur de la Superunidad Mincha)
(RIVANO y otros, 1985; RIVANO y SEPULVEDA, 1986) .
Las calizas básales de la Formación Cerro Calera, que son el
techo de la Formación Ajial sólo se reconocen en forma continua a
partir del Cerro Cuajo hacia el sur (COVACECVICH y PIRACES, 1976;
THOMAS, 1958; PIRACES y MAKSAEV, 1977), mientras que hacia el norte,
sólo afloran en forma puntual al NE del cerro Los Pozos. Dado que
las volcanitas de la Formación Horqueta en general son similares a
las de la Formación Ajial, al no estar presentes las calizas
(Formación Cerro Calera) no se puede establecer el limite entre
ambas unidades jurásicas a pesar que se realizaron numerosos
perfiles en terreno con el fin de encontrar las facies sedimentarias
marinas, lo que ha llevado a los autores a indicar en la parte norte
de la franja de afloramientos de estas formaciones un Jurásico
indiferenciado, el cual representa a las formaciones Ajial y
Horqueta. En el sector sur de la hoja entre el sector de Catapilco
y el valle del Rio Aconcagua, extensiones considerables de la
Formación Ajial se muestran afectadas por un fuerte metamorfismo
dinámico y termal que en algunos sectores oblitera totalmente las
estructuras y fábrica originales de las rocas volcánicas.
Afloramientos de estas rocas metamórficas en el sector del Cajón de
Pan Pedro fueron asignadas tempranamente por THOMAS (1958) al
P leozoico, más tarde PIRACES (1976) y PIRACES y MAKSAEV (1977)
consideraron gue gran parte de la unidad correponderia a rocas más
jóvenes. ESPINEIRA (1989) señala que el paso de las metamorfitas a
las volcanitas es gradual, por lo cual las primeras deben
considerarse parte de a Formación Ajial, constatación hecha además
por los autores compartiendo asi la opinión de ESPIÑEIRA (1989).
La Formación Ajial está
compuesta por
tobas, brechas
volcánicas y lavas andesitico-basálticas y riodaciticas , asociadas
a pórfidos andesitico-daciticos,
y escasas
intercalaciones
sedimentarias de conglomerados, areniscas ypelitas calcáreas siendo
las más importantes las que afloran al norte del rio Petorca.
Las tobas son de
colores gris a pardo, con clastos
entre 5 a 45% no mayores a 1 cm de diámetro y que son
fragmentos pumiceos, más raramente dacitico-rioliticos; la
matriz es cuarzo feldespática y alterada a clorita-
epidota-sericita; también se reconoce calcita.
Las brechas volcánicas son de colores pardo rojizo
con clastos de hasta 10 cm de diámetro de composición
(fragmentos
con
andesitica
y
textura
porfirica
hialopilitica) , riodacitica
(fragmentos pumiceos y
riodacitas) y clastos sedimentarios siempre en menor
proporción; la abundancia relativa de los tipos de clastos
volcánicos permite diferenciar entre brechas volcánicas
félsicas o máficas; los clastos varian entre el 10 a 40%
del volumen de las brechas.
Las lavas andesitico-basálticas son rocas de colores
pardo oscuro a pardo rojizo, porfiricas con fenocristales
de plagioclasa (Anl5-40) (5-30%) subhedrales (algunas lavas
presentan cristales de 2 a 3 cm de largo, variedades
44
ocoíticas), clinopiroxenos (augita - diópsido) {1-10%) con
maclas simples, algunos cristales presentan textura
poikilitica; la mesostasis es de textura pilotaxitica ,
hialoof itica, intersertal o vitrof idica, con microlitos de
plagioclasa y gránulos de piroxeno; a menudo la matriz
está parcialmente devitrif icada .
Los flujos daciticos son de color gris rojizo a
rosado con textura porf iro-volcanoclástica (CANCINO,
1992); se obsevan clastos pumiciticos alargados, los
cristales corresponden a plagioclasa (albita) , feldespato
K, y cuarzo además de escasos seudomorfos de anfibola (<
.1%), la masa fundamental es un agregado criptocristalino
con tenues lineas de fluidez alterado a sericita, clorita
y epidota.
Los conglomerados son de color amarillento con
clastos de hasta 10 cm de fragmentos volcánicos
(andesitas, dacitas, riolitas) la matriz es arena fina a
limilita con cemento calcáreo.
Las areniscas son de color amarillento a ocre
varaiando desde subarcosas a grauwacas, es frecuente el
cemento calcáreo.
Las
rocas peliticas
(fangolitas)
son lutitas
calcáreas que gradan a
veces
a
calcilutitas y
calcarenitas .
Los
niveles sedimentarios muestran a menudo pliegues
sinsedimentarios con orientación irregular, figuras de carga y
estratificación cruzada.
El espesor de la formación Ajial en el sector del cerro Piedra
Trepada fue estimado por PIRACES (1976) en 705 m, reconociendo en
dicho sector como Formación Ajial sólo las rocas no metamorf izadas;
CANCINO (1992), incluyendo las metavolcanitas en la base de la
Formación Ajial, ha medido en el mismo sector un espesor de 1405 m.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación .
Los antecedentes paleontológicos disponibles para esta unidad
consisten en el hallazgo en el sector del Cerro Piedra Trepada (Loe.
Fos. 33), por uno de los autores (D.E.), de una asociación fósil de
ASTARTE sp.; Trigoniidae indet.; NERINELLA sp.; Tróchido indet. y
Echinoidea indet . (det. COVACEVICH, 1993). También CovacevichH, en
el camino al este de San Antonio de Puchuncavi (no figurado como
localidad fosilifera en el mapa), en el sector en donde
supuestamente se habria colectado fauna atribuida al Paleozoico
Superior (CORVALAN in THOMAS, 1970), recolectó MICROPHYLLIA sp.;
COMPLEXASTREA? sp. (A y B) ; PROPEAMISSIUM sp. (A y B) ; ISOGNOMON? o
INOCERAMUS? sp.; LUCINA sp.; TRIGONIA (TRIGONIA) sp.; COELASTARTE
sp. (A?, B y C); ASTARTE sp. (A); PLICATULA? sp.; HOMOMYA? sp.;
PLEUROMYA sp.; NERINELLA sp . ; NERINEA? sp.; TROCHUS spp.; Gastropoda
indet.; Echinoidea indet. (B y C) y SERPULA sp. (det. Covacevich,
1993) Todos estos fósiles presentan una asociación que es tipica
del miembro La Cruz de la Formación Cerro Calera, es decir del
Bajociano, y según Covacevich indicarian el Bajociano Inferior.
Su edad máxima, por sobreyacer concordantemente a la Formación
Quebrada del Pobre (SEPULVEDA, 1988), seria Pliensbachiano a postPliensbachiano (Toarciano?)
Anteriormente, CovacevichH (1975)
.
.
45
recolectó en la meseta de Pucalán un sonninido indeterminado y por
consideraciones paleontológicas respecto de la Formación Cerro
Calera infirió una edad minima Bajociano medio (?) hasta Bajociano
inferior (Aaleniano alto). PIRACES (1976), PIRACES Y MAKSAEV (1977)
y SEPULVEDA (1988) no aportan nuevos antecedentes paleontológicos
manteniendo las consideraciones expuestas por CovacevichH (1975) .
La edad de la Formación Ajial queda asi comprendida entre el
Pliensbachiano y el Bajociano.
La Formación Ajial se correlaciona hacia el norte al menos
parcialmente con los Estratos de Pupio; hacia el sur sus
afloramientos se interrumpen por los granitoides mesozoicos que se
desarrollan extensamente al sur de los 33 L.S. En el sector de
Melipilla (NASI y THIELE, 1982) sólo se han reconocido las
formaciones inmediatamente sobreyacentes (Cerro Calera y Horqueta)
Las intercalaciones sedimentarias con fósiles marinos en la
Formación Ajial indican que esta unidad se habria generado en un
ambiente de engrane entre un dominio volcánico y una zona de
plataforma litoral somera con aportes de proveniencia continental
(restos vegetales)
La persistente coloración rojiza sugiere un
origen claramente subaéreo para gran parte del material volcánico
cuyos centros de emisión se habrian situado hacia el sector
occidental del área de afloramientos actual (PIRACES, 1976) los
intrusivos hipabisales de carácter félsico observados en la unidad
(PIRACES, 1976; SEPULVEDA, 1988), y que engranan con flujos
riodaciticos a diferentes niveles, sugieren centros de emisión
volcánica
Análisis geoquímicos realizados por CANCINO (1992) en los tipos
máficos a intermedios de la Formación Ajial indican que se trata de
rocas con afinidades calcoalcalinas (figura 9) con alto contenido de
potasio (figura 10), cercanas al campo de basaltos no oceánicos
(figura 11) . Los diagramas de discriminación geotectónica (PEARCE y
CANN, 1973) indican que los basaltos de la Formación Ajial son de
naturaleza shoshonitica (figura 12) los que se ubican normalmente en
cuencas de tipo extensional (SHARANSKIN, 1981) lo cual es
.
.
.
FeO*
20
Tolei'tico
O
20
40
60
80
100
Alcalis
Plag. Norm.
Figura 9. Diagrama de ALj03 vs. Plagicclasa normativa y diagrama AFM para
discriminar entre volcanitas de afinidades calcoalcalinas y toleíticas en
la Formación Ajial (modificado de CANCINO, 1992)
46
Mg
Figura 10. Diagrama
álcalis
vs. SiO,
para las vocanitas
de
la
Ajial.
Subalcol
.
lililí
Formación
(modificado
de CANCINO, 1992)
.
T.02
Bascltcs
'Oceánicos
Figura 11. Diagrama Ti0,-K20-Pr05
para discriminar entre
basaltos oceánicos y no oceám
eos para las volcanitas de la
Formación Ajial (modificado de
.
CANCINO, 1992)
Bosoltos No Oceonicos
K?0
PpO
2W5
-2 2
-2.3
r
1
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1
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alterada
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"1.4
-1.3
-1.2
j
1
--—
...1.. j
-1.0
1
-0.9
F2
Figura 12. Funciones discriminantes de ambientes geoquímicos para las lavas
de la Formación Ajial (modificado de CANCINO, 1392 ) .
47
,&i7itifé?<roztQStot¿)rrr'
>£&Pr?a.'W.
Arco VoicGQico
dd Jurtisico inferior"
aTÿt'-os Molles C
Subside ncio
Nivel del mor
Area de deposilccicr.
de ia Fm. Ajial
Magmahsmo Jurásico
/
Regimen exfensional que
provoca ctenuocion corlical continuo
Figura 13. Modelo de dispositivo paleogeográfico-estructural para el sector
de La Ligua-Los Molles durante el Jurásico Medio.
concordante con un ambiente de cuenca marginal ensiálica para el
ambiente geotectónico de esta unidad. La figura 13 resume el
dispositivo geotectónrco-paleogeograf ico en el que se habria
depositado la Formación Ajial.
Formación CERRO CALERA (PIRACES, 1976)
Definición y relaciones estratigráficas
El nombre de Formación Cerro Calera fue propuesto por PIRACES
(1976) para designar a una secuencia de sedimentitas marinas que
sobreyacen concordantemente a la Formación Ajial y subyacen
concordantemente a rocas volcánicas de la Formación Horqueta
alcanzando su mejor desarrollo en el cerro homónimo. Con
anterioridad esta secuencia sedimentaria fue incluida en el miembro
Nogales de la Formación Melón (THOMAS, 1958); TIDY (1971) reconoció
esta unidad en el área del cerro La Campana denominándola Unidad C1. PIRACES (1976) subdividió
la Formación Cerro Calera en dos
miembros: el miembro La Cruz, inferior, y el miembro Los Rodeos con
amplio predominio de areniscas, areniscas tobáceas y tufitas de
colores gris amarillento con intercalaciones de calizas y
calcarenitas cerca de la base y en la parte media; y el miembro Los
Rodeos constituido principalmente por calacarenitas y calcilutitas
de color gris claro con algunas intercalaciones de conglomerado fino
a medio cuarzo-feldespático hacia la base.
48
Distribución, litologia y espesor.
aren estudiada {Fig. 4} la Formación Cerro Calera se
como una taja eiongada NS discontinua desde e_ limite sur
de la Hcja hasta las quebradaaas Chicharra y Ossanaón, ai sur del
rio La Ligua sus
afloramientos sólo son interrumpidos por los
sedimentos que rellenan ios valles; también ai .norte del rio Petorca
presenta una
distribución continua en tanto que sólo se reconoce en forma
discontinua entre los rios Petorca y La Ligua.
El miembro La Cruz (PIRACES, 1976) presenta un amplio
predominio de areniscas, areniscas tobáceas y tufitas de colores
gris amarillento con intercalacióones de calizas y calcarenitas
cerca de la base y en la parte media; en cambio, el miembro Los
Rodeos corresponde principalmente a calcarenitas y calcilutitas de
color gris claro con algunas intercalaciones de conglomerado fino a
medio cuarzc-f eidespático hacia la base. Hacia el norte del Estero
El Cobre el miembro La Cruz no aparece, reconociéndose solamente el
miembro Los Rodeos con facies calcáreas las que aparecen
intercaladas entre las volcanitas de las formaciones Ajial y
En el
presenta
Horqueta .
PIRACES (1976) describe el perfil expuesto entre La Cruz y el
cerro Calera. Alli se distinguen de abajo hacia arriba (figura 14) :
Lavas rojizas, principalmente brecilosas y
intercalaciones tobáceas (Formación Ajial).
3ase:
íluidales con
Miembro I.a Cruz
'. - 10m de areniscas feldespáti cas verde ciaras con fauna de Nerinea
nerinella) sp. y Ceríthium sp.
2 - 350m de areniscas tobáceas y tobas muy finas, si iici í icadas, de
color oris a pardo claro con un nivel medio de lavas brechosas verdes.
3 - 225n. de areniscas finas verde ciaras. Contiene Lytoceras aff. L.
eudesianun d'Orb. in Gottsche, 1870 y Oxytoina costala Sowarbyi in
Gottscne, 1078.
1 - 205m de coicas y tobas soldadas con algunas intercalaciones de
areniscas y tobas si 1icií icadas blanco azuladas.
5 - 100m do areniscas feldespáticas finas gris amarillentas.
Espesor del -siembro La Cruz:
960 ni.
Miembro Los P.odeos
1 30m de areniscas calcáreas verde claras con estratificación cruzada
de bajo ángulo. Ai microscopio, las areniscas calcáreas que subyacen
a ios conglomerados cnarzo-feldespático corresponden a felsare.niscas
ilticas con una fracción carbonatada (-15%) que consiste en oolitas,
intraclastos, restos orgánicos y cemento calcáreo esparítico.
2 lOm de conglomerados cuarzo-feidespáticos con estratificación
cruzada constituida por clastos subrsdondeados de: cuarzo con
extinción ondulosa, a veces formando agregados cristalinos; rnicroclina
pertitica con macla polisintética y fragmentos Uticos con textura
porfirica. Esta unidad contiene abundantes ejemplares de Trigonia sp.
(ex. gr. T. exotica Stcimann?) .
3 E>0m de calcarenitas de grano fino y color gris verdoso, con
estratificación cruzada. Al microscopio corresponde a felsarenita
iitica con
escasas oolitas y biocias tos. En su parte superior
terminan en 2m de conglomerados lenticulares cor. clastos redondeados
de composición riolítica.
4 - 20m de calizas micrí ticas grises con intraclastos y oolitas.
- 30m No expuestos
5 - 20m de areniscas verdosas finas
6 - 60¡a de calizas arenosas y caicarenita gris medio.
7 - 20in de calizas
calizas arenosas gris medio; se trata de
intraesparitas con oo.itas y fracción detrítica de grano fino.
jtm
8
La fracción carbonatada
do calcilutita gris oscura.
corresponde a restos orgánicos y oolitas.
y - ICra de arenisca feldespática verdosa de grano medio.
10- lOm de caliza gris.
11- iOra de arenisca brechosa calcárea de color gris con clastos de
calizas. Al microscopio se ven principalmente (=60%) clastos
49
(Fasta
pel ecí podes .
F.spesor del Mierriro Los Rodees: 222 rr. ¡techo no aflora},
£
MiemD.'O
Le» «CtfeOS
Figura 14 . Columna
estratigráfica de la
Formación
Cerro
Miembro
LO Crur
(modificado
Calera.
de PIRACES, 1976)
.
Arenisca.
1.
2.
Conglomerado.
3.
Caliza micritica. 4.
5.
Calcarenita.
Calcilutita. 6. Toba.
7. Axenisca tobácea.
8. Lavas brechosas. 9
10.
Volcanitas.
Fósiles
.
La potencia total de la unidad de acuerdo al perfil levantado
por PIRACES (1976) seria de 1287 m en la parte sur de la Hoja,
espesor que hacia el norte llega a ser 0 m en algunos sectores
entre La Ligua y Petorca .
Edad, correlaciones y condiciones de depositación.
COVAXEVICH y PIRACES (1976) y PIRACES (1976) distinguen tres
horizontes cronoestratigráf icos que en conjunto señalan el
Bajociano Medio y Superior. El Bajociano Superior se reconoció en
base a una tanatocenosis en la que se determinó
Nannoliceras,
Lisscceras, Teloceras (?), Normannites (?) , Megasphaeroceras y
Leptosphinctes (det. CovacevichH) recolectados en el camino a la
Santa Teresita (CovacevichH y PIRACES, 1976) .
En este trabajo se reconocieron tres localidades fosiliferas
(localidades fosiliferas 4, 6 y 24) una corresponde a la meseta
ubicada al NW del cerro Marchant (localidad fosilifera 4), alli se
colectó abundante material paleontológico compuesto por una gran
variedad de invertebrados fósiles, restos de peces y vértebras de
mina
50
Lissoceras, Teioceras (?) , Normannites (?), Megasphaeroceras y
leptosphmctes (det. Covacevic'nH) recolectados en el camino a la
mina Santa Teresita (CovacevichH y PIRACES, 1976; .
En este trapajo se reconocieron tres localidades fosilíferas
(localidades fosilíferas 4, 6 y 24) una corresponde a la meseta
ubicada al NW del cerro Marchant (localidad fosilifera 4), alli se
colectó abundante material paleontológico compuesto por una gran
variedad de invertebrados fósiles, restos de peces y vértebras de
algún tipo de saurio \CovacevicnH, com. oral 1988) (Lámina III)
entre ios cuales se incluye (det. CovacevichH, 1993) ;Ammonoidea
indet.; Pisces indet.; Bositra sp.; Otapiria? sp.; Ammonoidea
indet. (Oppeiidae indet.??); Bivalvia indet.; Vegetalia indet.
Otra localidad se ubica en la ladera oriental del Estero
Ossandón (localidad fosilifera 6) en donde afloran calcarenitas
finas arenosas de color gris claro que son portadoras de material
fósil que incluye: Oxytoma sp.; Lamellaptychus sp.; Bositra sp.;
Ammonoidea indet. (a,b,c); Pisces indet.; Vegetalia indet. (det.
CovacevichH, 1993) .
Ambas localidades corresponderían a las señaladas por MUÑOZCRISTI (1938, pags. 49 y 51) para las cuales FUENZALIDA determinó
una variada fauna de invertebrados fósiles, indicando una edad
Aaleniano Medio y Bajociano, respectivamente para ellas.
Al oeste del cerro Los Pozos (localidad fosilifera 24),
afloran calizas y areniscas de color verde que corresponderían a la
base del miembro Los Rodeos de Piracés (1976) y que son portadoras
de invertebrados fósiles : Montlivaltia sp.; Modiola sp.; Entolium
sp.; Pectinidae indet.; Gryphaeidae indet.; Trigonia (Trigonia)
sp.; Astarte ? sp.; Isocardia? sp.; Homomya sp.; Bivalvia indet.;
Nerinella sp.; Cerithium sp . ; Gastropoda indet.; Brachiopoda indet.
(det. CovacevichH, 1993). Estos nuevos hallazgos confirman la edad
Aaleniano a Bajociano medio para esta localidad, tempranamente
sugerida por CORVALAN (in THOMAS, 1958), en base a determinaciones
paleontológicas hechas en la misma localidad fosilifera, asi como
la presencia del Bajociano Superior (COVACEVICH y PIRACES, 1976).
Formación HORQUETA (PIRACES, 1976)
Definición y relaciones estratigráficas .
El nombre de Formación Horqueta fue propuesto por PIRACES
(1976) para denominar a una unidad volcanoclástica continental que
se apoya concordantemente sobre la Formación Cerro Calera y subyace
en probable discordancia al miembro inferior de la formación Lo
Prado. THOMAS (1958) denominó originalmente como miembro Horqueta
a las volcanitas superiores de la "Formación Melón" (THOMAS, 1958) ,
ellas junto con los niveles de queratófiros (riolitas alteradas y/o
andesitas albitizadas) que las subyacen (parte superior del miembro
Nogales de THOMAS), fueron designadas posteriormente por PIRACES
(1976) y PIRACES y MAKSAEV (1977), como formación Horqueta (fig.
4). PIRACES (1976) distinguió dos miembros : un miembro Navio
(inferior) , constituido por riolitas fluidales de color gris rosado
a gris violáceo con intercalaciones de areniscas tobáceas y un
(superior),
miembro Santa Teresita
constituido por
lavas
queratof iricas fluidales y brechosas de color gris rosado claro y
con intercalaciones de areniscas tobáceas y brechas y conglomerados
51
arenosos hacia la base. Sin embargo SEPULVEDA (1988) señala que
esta formación no presenta diferencias litológicas significativas
que justifiquen su división en miembros.
En el desarrollo de este trabajo, se ha seguido esta última
proposición aun cuando se mantiene el nombre propuesto por PIRACES
(1976) para la formación.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación Horqueta corresponde a una alternancia e lavas
andesitico basálticas y niveles de brechas volcánicas y tobas
riodaciticas con intercalaciones de rocas sedimentarias detriticas.
La litologia predominante corresponde a lavas de colores pardo
oscuro a pardo rojizo con estructuras de fluidez, su grado de
exposición es malo. La textura es porfirica a vitrofidica con
f enocristales (3C a 35%) de plagioclasa (oligoclasa - andesina) y
piroxeno dispuestos en una masa afanitica oscura intersertai a
pilotaxitica compuesta por microlitos de plagioclasa (albita oligoclasa), gránulos de clinopiroxeno y vidrio. En los niveles
basálticos del cordón del Cerro Los Pozos se reconocieron relictos
de olivinos (SEPULVEDA, 1988).
Las brechas volcánicas tienen escasa exposición, a veces pasan
a pseudoconglomerados; se reconocen niveles de 10 m de potencia
como máximo, tienen un color violáceo a rojizo tipico y una
distribución
áreal restringida, debido a acuñamiento lateral.
Generalmente cerca del techo de la formación, se puede reconocer
mayor cantidad de niveles de brechas andesiticas finas, de color
rojo, y con algún grado de estratificación fina interna que no
excede capas de potencia de 10 cm. Composicionalmente varian desde
brechas andesiticas a riolitico-daciticas con clastos (30 a 40%) de
2 a 30cm, subredondeados los que en las variedades ácidas son
predominantemente de naturaleza pumicea y riodacitica entanto que
en las variedaddes más máficas son esencialmente andesiticos.
Las tobas son de colores gris a pardo rojizo, con lineas de
fluidez y con brecnización desarrollada hacia la parte superior de
cada flujo. Microscópicamente presentan algunos cristales de albita
(<10% ) , cuarzo bipiramidal (<5%) y anfibola (<1%) oxidada y
saussuritizada; la masa fundamental es vitrea intersertai y
parcialmenet desvitrificada y alterada a un agregado fino de
clorita, epidota y arcilla.
Las intercalaciones sedimentarias corresponden areniscas,
areniscas conglomerádicas y conglomerados rojos con algunos niveles
limoliticos; los clastos son predominantemente volcánicos con
redondeamiento y esfericidad regular a buena y con tamaños de hasta
10cm; la matriz de los conglomerados es arenosa a limolitica con
cemento hematitico y/o calcáreo. En los niveles de arenisca o
limolitas se ven estructuras de desecación, improntas de gotas y
laminación fina.
CANCINO (1992) presenta un perfil tipo de la secuencia de la
Formación Horqueta entre el cerro Altar de Piedra y cerro Horqueta
muestra en sucesión estratigráf ica normal de abajo hacia arriba
(figura 15) :
Base no expuesta
1 - 05m de lava ar.desltica, pardo oscura, fuertemente alterada por oxides de
Fe (ho.-natita) , clorita y epidota, existen rastros de cuprita y sulfatos de
Cu
de lava dacitica, alqo porfirica, de color rosado, con fenocristales
2 -
.
52
Je "o jhomatita) , que erecta a las plaqiociasas,
hacia ia base existe además ur.a fuerte epi dot isació::.
3 - ".óa de andes itas porfirices da color parco oscuro a pardo rojizo, con
ó? p'. 35ibC.la.za y óxidos
rica .
18Jm de brechas volcánicas verbosa, intercaladas con niveles de areniscas
media a iir.as ce color rojo (<40 cm a? potencia;. En la base ei tama fío de les
elastes se hace más grueso y las tonalidades se vuelven más oscuras.
ó - Jim ce ancíesitas porfiricas de color pardo. Los fenocristales son de
piroxenos y plagiociasas, en ur.a masa fundamental a fanática . Existe escasa
amígdalas orientadas en el techo, generalmente rellenas con. calcita.
6 - 60 a 80m ce tobas brechosas finas de color cris. Los
clastos son naycntariamer.ee purniceos y orientados según líneas de fluidez.
Ei t amafio de los clastos no excede ios 5 cm, siendo ei promedio 3 en. la
matriz es tobácea de coicr gris claro
1 - 60 a 80n cíe brechas volcánicas, de color gris pardo rojizo, con
intercalaciones métricas ce flujos andeslticos porfiricos, abundando éstos
hacia el techo de la secuencia, mientras que hacia la base predominan las
intercalaciones de areniscas rojizas.
8 - C4m de lava andesítica porfirica, en parte orechosa, de color verde a
rojizo, ei techo se presenta más brechóse y escoriáceo. La frecuencia de
amígdalas rellenas de calcita aumenta también hacia el techo, donde además se
puede observar ai desarrollo subordinado de epidotas. Los fenocristales
corresponden a piroxenos y plagioclasas . La masa fundamental es de
tonaiidadc-s pardo rojizas y afaniticas.
9 - 4 Oír. de brecha volcánica gruesa de color pardo a rojizo claro. Los clastos
normalmente sobrepasan los 80 cm de di úr.et :o y están constituidos por
andesitas porfídicas y fragmentos pumicoos. Caracterizados por una regular a
mala esfericidad. La matriz es aíar.itica y de tonalidades grisáceas.
10- iOrn de andesitas porfirizas de color verde claro, muy similares a las
anteriormente descritas. Sin embargo, la caso presenta colores más oscuros y
los cristales son más pequeños ccn alteración a epidota y hematita más
localizadas .
11- ÜOrn de brechas volcanoclásticas de clastos subangulosos y subredondeados,
de ? a 3C cm de diámetro, de mala esfericidad, ocupando entre un 3C% a un <10%
de la roca. La naturaleza de los clastos es volcánica porfirica de color
verde a pardo rojizo, con desarrollo de alteración a epidota. Algunos clastos
se presentar, fragmentados y comentados por una masa afanítica de color gris
oscuro a pardo ro-jizo. La presencia de amígdalas rellenas de calcita y
alargadas a modo de aplastamiento cuyos tamaños no exceden los 3 a 5 cm, es
otro rasgo notorio.
12- 30m de andesitas porfiricas, similares a las descritas anteriormente
Techo: Desconocido (cima del Cerro Horqueta)
Tota,, observado: 408 m
3 far:
i
-
En el reconocimiento general de esta unidad, no se han observado
diferencias litológicas notables que justifiquen proponer divisiones.
Df ido a la gran variabilidad lateral de facies este perfil sólo es
ilustrativo y no puede considerarse representativo de la unidad,
igualmente el espesor medido es sólo minimo, al respecto PIRACES y
yu "SAEV (1977) indican que los espesores medidos en diferentes perfiles
por PIRACES (1976) varian entre los 1200 a 2000m.
Ecÿd, correlaciones y condiciones de depositación .
La edad de la Formación Horqueta sólo puede ser establecida por su
p<~-ición estratigráf ica sobre la Formación Cerro Calera (Bajociano
Superior) y por infrayacer a la Formación Lo Prado del Berriasiano, por
1*. tanto su edad es considerada en este trabajo en un rango Bajociano
Superior a pre-Berriasiano, sin embargo la continuidad que presenta la
Formación Horqueta con las unidades subyacentes y la probale discordancia
e. la base de la Formación Lo Prado (Neocomiano) suprayacente (CARTER,
1Q62; SEPULVEDA, 1983), apuntan a la idea, sostenida por los autores de
esÿe trabajo, de que el rango de edad de la Formación Horqueta se sitúa
re el Toarciano y el Bajociano y probablemente Caloviano.
e'
La Formación Horqueta hacia el sur de la hoja Quillota aparece en
Si sector del cerro La Campana, alii TIDY (1971) la denominó Unidad C2,
Ti ; al sur en ei sector de Melipilla, NASI y THIELE (1982) reconocieron
S3
la Formación Horqueta; más hacia el sur, en el sector de Santa Cruz, la
Formación Horqueta sólo puede correlacionarse en términos generales con
la parte inferior de ce la unidad informal Estratos de La Lajueia (MUÑOZCRISTI y KARZULOVIC, 1958). Finalmente en el sector de Curepto, MCREL
(1981) reconoció una secuecia litológicamente similar a la Formación
Horqueta a la que denominó Formación Altos de Huaimapu.
La formación Horqueta es una secuencia volcanoclástica depositada
en un ambiente principalmente continental a lagunar tal como lo sugiere
su disposición concordante sobre la Formación Cerro Calera, lo que indica
un probable paso gradual del ambiente marino al continental, y las
evidencias de depositación continental que son las grietas de barro (foto
6) y otras estructuras de desecación (foto 7).
Este ambiente era dominado por un fuerte volcanismo efusivoexplosivo que de acuerdo con CANCINO (1992) presenta un carácter
calcoaicalino a toleitico (figura 16) en el que los tipos basálticos se
muestran afines al campo de basaltos no-oceánicos (figura 17) lo
zK-.
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Figura 15. Columna
estratigráfica de la
Formación Horqueta.
a
6
(modificado de
CANCINO, 1992)
1. Andesitas. 2. Dacitas.
3. Tobas. 4. Brechas
volcánicas. 5. Volcano
sedimentitas 6. Fósiles.
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FOTO 7. Estructuras de desecación en ias
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Cclcoclcolino
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Toleítico
°
O
o
Colcoolccüno
Toleítico
Alcalis
PLog. N (An)
Figura 16. Diagrama de
Al203 vs. Plagioclasa normativa y diagrama AFM para
discriminar entre voicanitas de afinidades calcoalcalinas y
toleiticas en la Formación Horqueta (modificado de CANCINO, 1992 ) .
BasoltosX
Oceánicos
Figura 17. Diagrama Ti0,-K;,0-P205
para discriminar entre
basaltos oceánicos y no-oceáni
eos para las voicanitas de la
Formación Horqueta (modificado
de CANCINO, 1992) .
Basaltos No Oceánicos
K/Rb=IOOO/ Andesitas
ondinas
Figura 18. Diagrama de
discriminación
petroquímica de BAILEY
(1981) para muestras
basálticas y andesíticas
de la Formación Horqueta
mostrando las afinidades
con andesitas andinas y de
margen continental delgado.
(según CANCINO, 1992 )
•
ondesitas de margen
continental delgado
;cndesitasde orco
- isla oceánico
/
.
cual es compatible con un esquema paleogeográf ico en el que la
corteza por acumulación de material volcánico precedente es mas
gruesa lo que deriva en una mayor afinidad de las voicanitas de la
Formación Horqueta con las andesitas andinas aún cuando todavía se
aprecian tendencias hacia andesitas de corteza atenuada y de arco
volcánico (figura 13) . Asi el dispositivo tectónico-paleogeográf ico
56
la Formación Horqueta es el de un borde continental en
extensión con ur. engrosamiento cortical relativo debido a la
i~ p t- p X vo 1.c¿ ni.co -.o cj 110 ci0 0
ooir r6iisnc cis
in2 p
renro cei dominio carino del sector en favor de un neto predominio
iei ambiente continental durante ex Jurásico Superior.
para
¿dad
y ambiente deposi tacional del Grupo Melón
El Grupo Melón, considerado en su conjunto, representa un
depcsitacional predominantemente volcánico
episodio
ubicado
orobabiernente entre el Toarciano y
el Bajociano (Caloviano?)
caracterizado por episodios efusivos y explosivos que ahogaban la
sedimentación de tipo litoral que sólo en algunos momentos
(Formación La Calera) pudo desarrollarse con alguna amplitud. La
paleontología índica que una parte importante de este ciclo
lagm.ático tuvo lugar durante el Toarciano-Ba jociano, ésto es
alrededor de ios 1S5 a ios 175 millones de años, lo que concuerda
con edades mínimas de 150 a 165 millones de años obtenidas para la
(Unidad Cavilolen) de la Hoja
-ra.nja de granitoides jurásicos
Quiiiota .
Equivalente lejano del Grupo Melón se puede considerar el
nivel III de la Formación Tres Cruces (DEDIOS, 1967; en. MPODOZIS
Y CORNEJO, 1938) en el área de la mina Los Pingos que corresponde
u un potente espesor de rocas volcánicas intermedias a ácidas
intercaladas en la secuencia sedimentaria y que se habrían
depositado en condiciones subacuáticas y subaéreas anulando casi
completamente la depositación marina normal; también es sugestivo
el hecho de que la edad de dichas volcanitas está restringido al
mismo lapso de tiempo atribuido al Grupo Melón.
Lo anterior lleva a plantear la idea de que el volcanismo en
el Jurásico Medio ocurrió en un ambiente extensional en condiciones
Je depositación supralitoral a continental y como un episodio
continuo y que las intercalaciones sedimentarias reconocidas dentro
del Grupo Melón (Formación Cerro Calera e intercalaciones en la
Formación Ajial) estarían representando episodios de ingresiones
marinas temporales sobre el borde continental cuando disminuía o se
interrumpía temporalmente la actividad volcánica.
£L JURASICO DEL SECTOR ORIENTAL (HOJA PORTILLO)
.
Introducción
La estratigrafía del Jurásico de la Cordillera Principal del
latitud ha sido poco estudiada,
lado argentino en esta
recientemente, RAMOS (1985) ha presenta una estratigrafía general
de la Cordillera Principal (sector argentino) basada en sus trabajos
en el sector de Mendoza y en los trabajos de VICENTE (1972) e
¿rigoyen (1976); en este esquema estratigráf ico reconoce para
eljurásico
las siguientes unidades (figura 19) en sucesión
estratigráf ica normal de mas antigua a mas joven:
Ciclo Loteniano-chacayano,
por
las
compuesto
formaciones :
- Formación La Manga; compuesta por una secuencia
50m de
de
disponen
calizas
se
marinas que
57
discordantemente sobre rocas volcánicas almohadilladas
daciticas, a su vez ser. cubiertas en discordancia de
erosión por los conglomerados casales del "Tordillo",
la edad de esta unidad en base a su contenido
fosiliferc es Caioviano Medio a Oxfordiano.
Formación
"Tordillo"
o
falso
Tordillo;
corresponde a una secuencia de 45 a 60 m de
conglomerados caóticos con grandes clastos angulosos
y areniscas con,
hacia arriba, estructuras de
paleocanaies :
Lateralmente
asocia
se
al
Tordillolitense gue es una secuencia de 20 a 30m de
espesor
de
posición mas
oriental con
facies
volcánicas; esta unidad se dispone en discordancia de
erosión sobre la Formación La Manga y suyace a la
Formación Auquiico; la edad de la Formación "Tordillo"
seria Oxfordiano (Kimmeridgiano ?) .
Formación Auquiico;
corresponde al Yeso
Principal de
SCHILLER (1912), que se presenta con
espesores variables desde 15 a mas de 200m. se halla
fuertemente deformado y su espesor real es difícil de
establecer debido a su fluencia plástica, su edad
seria Kimmeridgiano Inferior.
- ciclo ANDico, que incluye a las unidades:
- Formación Tordillo; es una secuencia de de 0 a
200m de espesor de conglomerados y areniscas rojas con
paleocanaies que sobreyace en discordancia de erosión
a la Formación Auquiico y subyace concordantemente al
Grupo Mendoza (Titonico a Neocomiano) . La edad de la
Formación Tordillo seria Kimmeridgiano Superior.
- Grupo Mendoza, que incluye a las formaciones
Vaca Muerta, Mulichinco y Agrio que corresponde al
segundo
ciclo
marino
del mesozoico
chilenoargentino y cuya edad en conjunto es titonico a
neocomiano en la Cordillera Principal a estas
latitudes .
En el sector chileno de la Cordillera Principal las secuencias
jurásicas están pobremente representadas reconociéndose tan sólo dos
sectores de afloramientos, uno en el rincón NE de la hoja (sector de
la Laguna del Pelado) que corresponde a la prolongación en la
vertiente chilena de la Formación Tordillo (YRIGOYEN, 1976) y otro en
el extremo SE en la vertiente occidental del cordón fronterizo en el
Cajón de San José, afluente del rio Juncal, que corresponde a la
Formación Rio Damas (C. KLOHM, 1960) .
Formación TORDILLO (YRIGOYEN, 1976)
.
Definición y relaciones estratigráf icas
Yrigoyen (1976) definió como Formación Tordillo a una secuencia
formada por conglomerados y areniscas pardo-rojizas a verdosas del
Jurásico Superior las que afloran en extensas zonas de la vertiente
argentina de la cordillera Principal. En Chile afloran rocas muy
similares en la Hoja Portillo ocupando un pequeño sector fronterizo
en el rincón NE de ella en donde subyacen en neta discordancia
58
Fm Aqnc
Fm Muiichinco
> Gruoo Menoc:o
Figura 19. Columna
Litoestratigráfí ca
generalizada del
Jurásico de la
Cordillera Principal
de Argentina, (basado
rm voce Mw-eri:
:;
en RAMOS, 1985)
1. Pelitas y
;6
.
calcilutitas negras.
2. Calcilutitas
::
yesiferas. 3.
Caicarenitas . 4.
Areniscas. 5.
Í
i -a C — — L I-:)
Conglomerados. 6.
Yeso. 1. Volcanitas.
8. Discordancia de
erosión. 9. Espesor
Fm -Torcne c
Falso Toroso
indeterminado .
Fm LO Mongo
I l
angular a la Formación Farellones. En consideración a su extensión
sin interrupción al este de la frontera y a sus relaciones
estratigráf icas con el Jurásico de Los Erizos
(Caloviano)
(Argentina) y el Yeso Principal (SCHILLER, 1912) a los que
sobreyace, y a sus características litológicas RIVANO y SEPULVEDA
(1991) la consideraron de edad Jurásico Superior, y han preferido
mantener la denominación argentina con el claro propósito de
contribuir a establecer las equivalencias litoestratigráf icas del
mesozoico de Chile y Argentina .
La Formación Tordillo infrayace en discordancia angular a la
Formación Farellones (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991).
Distribución, litologia y espesor
La Formación Tordillo aflora en el sector de la laguna El
Pelado al suroeste y sur de la laguna (Fig. '4) (foto 8), se extiende
en forma continua hacia el este, en Argentina, y al norte, en la
Hoja Illapel, donde ha sido discutida más en detalle. Es una
alternancia de conglomerados finos a gruesos con areniscas
intercaladas y de colores rojos, anaranjados y pardos con
intercalaciones de yeso y lutitas areno-carbonosas hacia la parte
superior de la secuencia; en el borde noroccidental de la laguna El
Pelado aparecen facies de brechas calcáreas estromatoliticas .
El espesor de la formación en el sector ha sido estimada en
1520m por OLIVARES (1985), sin embargo, la presencia de yeso
diapirico en algunos sectores sugiere probable repetición tectónica
que ocultaria el espesor real el que debiera ser menor que el
59
flHSBi
¡ÉÉÍI
¡IÉRISot
T-íítSj.íí .' <fi
«'"ÿÿ~>url3cÿ
FOTO 8.
Panorama ce la Formación
Tordillo or. 1.a ladera ME
y S de la Laguna del
Pelaoo .
oriental del estero
San
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von
i.ois
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.y ales
Je
1a
Formación Pió Damas.
FOTO 10. Panorama hacia cl sur de la ladera oriental del valle del Estero
San jóse. .Se aprecia el Yeso Principal intruido diapi ricamente .
60
indicado por OLIVARES (1985)
.
Edad, correlaciones y ambiente de depositación
Las relaciones de contacto con las unidades indican que la
Formación Tordillo tendria una edad oost cxfordiana por sobrevacer
ai Yeso Principal en la vertiente argentina y al que se le asigna
una edad oxfordiana por sobreyacer ai caloviano de Los Erizos. La
edad minima no puede ser establecida con precisión en el área por
cuanto subyace en discordancia angular a la Formación Farellones
1991), sin embargo por su correlación
(RIVANO y SEPULVEDA,
litoestratigráf ica con la Formación Rio Damas (KLOHN, 1960) de la
Cordillera de Chile Central se le asigna una edad Jurásico Superior .
La
Formación Tordillo representa un ciclo de depositación
continental desarrollado con posterioridad al episodio evaporitico
del Jurásico Superior en un ambiente continental dominado por
abanicos aluviales en condiciones de clima cálido y semiárido con
desarrollo de lagos y/o salares efímeros como lo sugieren las facies
de algas estromatoliticas y las escasas facies de lutitas carbonosas
con restos vegetales.
La clara disminución de la granulometria hacia el este y la
aparición de clastos andesiticos hacia el oeste en tanto que hacia
el este predominan clastos de rocas plutónicas y rioliticas,
provenientes del zócalo pre mesozoico sugiere la existencia de un
terreno volcánico alejado, hacia el oeste, desde donde provendría el
material detrítico de carácter andesitico, dicha zona podria estar
representada, en parte, por las formaciones volcánicas de el Grupo
El Melón ( Formaciones Ajial y Horqueta).
Formación RIO DAMAS (KLOHN, 1960)
Definición y relaciones estratigráf icas
KLOHN (1960) denominó Formación Rio Damas a una secuencia de
rocas sedimentarias finas y gruesas con potentes intercalaciones de
rocas volcánicas que yace concordantemente sobre el miembro superior
de la Formación Nacientes del Teño en la zon del rio Damas en el
curso superior del rio Tinguiririca, subyace concordantemente a las
formaciones Leñas-Espinoza Baños del Flaco. Esta unidad es clásica
en la Cordillera de los Andes de Chile habiendo sido reconocida en
gran parte de la Cordillera de Chile Central. En el área de estudio
la Formación Rio Damas aflora en un pequeño sector en el rincón
sureste de la Hoga Portillo en contacto concordante con la Formación
San José (AGUIRRE, 1960) (Titoniano-Hauteriviano) y en contacto
tectónico (aún cuando en una posición estratigráf ica normal) con el
Yeso Principal (SCHILLER, 1912) por lo cual su base se desconoce.
Distribución, litologia y espesor
La Formación Rio Damas aflora en una franja norte sur que se
ubica en la vertiente oriental del estero San José, en el rincón
sureste de la Hoja Portillo (Fig. 4). Su disposición estructural es
vertical a subvertical (foto 9) estando intruida además por potentes
filones mantos de andesitas ocoiticas mas recientes. La litologia
consiste en una secuencia de areniscas,
lutitas y escasos
conglomerados pardos a rojos que muestran metamorfismo de contacto
local en los contactos con los filones ocoiticos. Tanto las
61
areniscas cerno ios conglomerados están compuestos predominantemente
por fragmentos de origen volcánico andesitreo; los conglomerados son
esencialmente ortoconglomerados finos, las lutitas y las areniscas
finas presentan grietas de secamiento. El espesor de la formación ha
sido estimado por AGUIRRE (1960) en unos 100m espesor que coincide
con la estimación hecha en terreno por uno de los autores (SRG) .
Edad, correlaciones y ambiente de depositación
la Formación Rio Damas en su localidad tipo ha sido estimada
como de edad Jurásico Superior (esencialmente Kimmeridgiano) por
KLOHN (1960) . Dado que en la Hoja Portillo las relaciones de techo
y base de la Formación Rio Damas son las mismas que en la localidad
tipo es lógico suponer una edad Kimmeridgiano para ella en el sector
de la Hoja Portillo.
La Formación Rio Damas se correlaciona litoestratigráf icamente
en la Hoja Portillo con ÿ.a Formación Tordillo de la parte noreste de
la hoja y con la Formación Tordillo de Argentina en el sentido que
le da Yrigoyen (1976) quien mantiene la denominación de Formación
Tordillo sólo para las facies rojas continentales que se ubican
sobre el Yeso Principal (SCHILLER, 1912) o Formación Auquilco
(WEAVER, 1931; GROEBER, 1946) mientras que las facies rojas
continentales que aparecen por debajo del Yeso Principal constituyen
el Falso Tordillo o Tordillolitense de GOREBER (1953) y que serian
de edad Oxf ordiano-Kimmeridgiano .
Las condiciones de depositación para la Formación Rio Damas son las
mismas que se han considerado para la Formación Tordillo previamente
discutida .
El Yeso Principal
Se ha preferido separar los af loramientos de yeso en parte
diapirico que afloran a lo largo de la vertiente oriuental del
estero San josé y cajón de Navarro en el rincón sureste de la Hoja
Portillo (Fig. 4) por considerar que constituyen una unidad aparte
de las secuencias sedimentarias jurásicas que afloran en el área y
con las que se encuentra en contacto tectónico por diapirismo.
El yeso aflora en una disposición vertical a subvertical como
un gran diapiro (foto 10) el que es intruido en su borde occidental
por cuerpos daciticos que no fueron susceptibles de ser datados; su
espesor máximo en algunos sectores puede llegar a 1000m o mas en
tanto que en otros especialmente hacia el norte del estero
Lagunillas puede llegar a Om. Pese a su disposición diapirica se
encuentra aflorando en una situación liotestratigráf icamente normal
respecto de la Formación Rio Damas.
CONSIDERACIONES PALEOGEOGRAFICAS DEL TRIASICO
-
JURASICO.
Los terrenos pertenecientes a los periodos Triásico y Jurásico
en las Hojas Quillota - Portillo corresponden al desarrollo de una
paleogeografía de tipo de borde continental activo con el desarrollo
de una plataforma continental de mar somero interrumpida en su
por la actividad magmática efusiva
desarrollo sedimentario
considerable que habria alcanzado su máxima intensidad e importancia
62
durante ei Aaler.iano - Bajociano. La ubicación espacial de un
probable eje de arco magmático no es posible por el momento v
aparece como una hipótesis piausroie y mejor ia existencia de una
zona o extensa franja volcánica que cubría gran parte, sino todo,
del territorio a esta latitud. Esta hipótesis explica mejor ei
carácter episódico de la sedimentación marina litoral durante este
periodo. Durante el Jurásico superior un probable decrecimiento del
magmatismo sugerido por el carácter mas sedimentario de las unidades
habria precedido al ciclo sedimentario del Titoniano - Cretácico
inferior que desde su inicio presenta un carácter marcadamente
volcanocrático en el sector occidental (Hoja Quillota) y más
sedimentario en el sector oriental (Hoja Portillo) .
El volcanismo se habria manifestado como un fenómeno
omnipresente durante gran parte del Triásico Superior a Jurásico
Medio, teniendo este en su origen caracteristicas composicionales
que lo aproximarían a un volcanismo de arco sobre un margen
continental durante el Triásico Superior, para ir después
evolucionando durante el Jurásico Inferior a Medio hacia un
volcanismo de tipo shoshonitico característico de cuencas marginales
con corteza continental atenuada. Al respecto cabe señalar la
posibilidad de que en el Jurásico superior ya no existiera una zona
definida o eje del arco volcánico sino que mas bien éste debia
extenderse a gran parte de la zona en extensión, y quizás con un
probable gradiente químico hacia el campo calcoalcalino a medida que
se extendía hacia el este, el mejor apoyo a esta hipótesis de una
zona extensa de volcanismo lo constituye el hecho de que mientras en
el Triásico Superior es posible distinguir diferencias de facies
entre unidades mas o menos equivalentes como Pichidangui y La Ligua,
ya a partir del Liásico y al menos hasta el Bajociano las facies
volcánicas presentes en el área no muestran cambios de facies
laterales importantes que permitieran suponer una localización
especifica de los centros volcánicos.
63
EL CRETACICO INFERIOR
Introducción .
El Cretácico Inferior está ampliamente representado en el
ámbito de las hojas QUILLOTA - POF.TILLC, tanto en su parte oriental
como occidental (figura 20) , en ei iiecr.o se puede decir que a estas
latitudes, las rocas del Cretácico inferior conforman el basamento
del pais. Este periodo volcano sedimentario se cabria iniciado, -en
consideración a la cronoestratigraf ia de las unidades, en el
Jurásico terminal (Titoniano) .
Las rocas de este periodo se reúnen en dos grandes grupos de
formaciones :
- un grupo occidental, conformado por formaciones del
Cretácico Inferior a Superior temprano y que agrupa las unidades
Formación Lo Prado (THOMAS, 1958), Formación Veta Negra (THOMAS,
1958) y Formación Las Chilcas (THOMAS, 1958; enm. este trabajo),
- un segundo grupo oriental que corresDonde a las Formaciones
Pelambres (RIVANO y SEPULVEDA, 1991), Cristo Redentor (AGUIRRE,
1960) , San José (AGUIRRE, 1960) y ios Estratos del Rio Alitre
(RIVANO y SEPULVEDA,
1991)
.
El limite entre estos dos sectores lo constituye naturalmente
la zona de la megafalla Pocuro cuya traza cruza, claramente
expresada, a todo lo largo de la Hoja Quillota (figura 20) .
EL CRETACICO INFERIOR DEL SECTOR OCCIDENTAL
Formación LO PRADO (THOMAS, 1958)
.
Definición y relaciones estratigráf icas .
La
denominación de Formación Lo Prado fue utilizada
iniciaimente por Thomas (1958) , para referirse a una secuencia
transgresiva de edad Neocomiano expuesta ai sur de la cuesta de Lo
Prado. Con posterioridad, otros aportes regionales en la Hoja
Quillota señalaron modificaciones al esquema estratigraf ico para el
Jurásico y Cretácico Inferior. Es asi como Aliste et al. (1960)
reconocen también la presencia del Neocomiano en la unidad
litológica denominada hasta ese entonces miembro Patagua de la
Formación Melón, y le dan categoría de formación. El nuevo esquema
estratigraf ico regional en la Hoja Quillota propuesto por Carter y
Aliste (1962), es modificado por Piraces (1976) quien denomina como
Formación Lo Prado, al grupo de unidades formacionales Patagua,
Pachacema y Lo Prado, del cretácico inferior (sensu Carter y Aliste,
op. cit.). Esta nueva formación, que iniciaimente comprendía 2
miembros, es cambiada por Piraces y Maksaev (1977) a 3 miembros
(inferior, medio y superior) , los que básicamente son equivalentes
con las formaciones Patagua, Pachacama y Lo Prado de Carter y Aliste
(1962).
En este trabajo se ha seguido ia proposición de unidades
hechas por Piraces y Maksaev (1977) , pero no distinguiendo miembros,
los que que tienen un valor muy local y sólo en el sector del cerro
Asta y estero de La Patagua. Para estos autores, la Formación Lo
Prado se dispone concordantemente sobre la Formación Horqueta y bajo
la Formación Veta Negra (figura 21); durante el
64
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Figura 20. distribución de las unidades del Cretácico inferior en las hojas Quillota-Portillo .
1.- Fin. Lo Prado. 2.- Fm. Veta Negra: miembro Purehue. 3.- Fm. Veta Negra: miembro Ocoa .
4.- Fm. Las Chilcas. 5.- Estratos Rio Alitre. 6.- Fin. San José. 7.- Fm. Cristo Redentor.
8.- Fm. Pelambres.
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Figura 21. Columnas litoestratigráficas de la formación lo Prado entre La Ligua y el valle del
Aconcagua. 1. Granitoide. 2 . Calcarenita . 3. Calcilutita. 4. Calcarenita bioclástica. 5.
Calcirrudita . 6. Pelita. 7. Arenisca. 8. Conglomerado. 9. Brecha conglomerádica . 10.
Andesita. 11. "Ocoita". 12. Brecha volcánica. 13. Brecha. 14. "Traqu'ta". 15 D'cj'd. I*1.
transcurso de este trabajo se pudo ver, en el cordón ubicado al este
del Cerro El Cobre o los leones (ai oeste de Paiquico), una actitud
de las capas de las formaciones Horqueta y Lo Prado, que permiten
sugerir una probable discordancia angular. Anteriormente Carter y
Aliste (1962) indicaban también una relación de base discordante
para la Formación Lo Prado.
Distribución, litologia y espesor.
En el área de este trabajo,
la formación tiene una
distribución sub meridiana (figura 20), se ubica adyacente ai camine
que recorre las localidades de Caimanes -Ti lama y Artificio, para
luego continuar al sur, pasando al oeste de Cabildo. Su expresión
áreal al norte de Pedegua es escasa, ya que aparece intruida y
obliterada por la Super Unidad Iilapel (Rivano y Sepulveda, 1986),
esta relación en general produce una franja de skarn bastante
importante para el desarrolle de la pequeña minería metálica y no
metálica de la zona.
La mejor exposición de la unidad se puede observar en el
cordón de la Cuesta La Grupa donde se puede tener la secuencia
completa de esta unidad, pero sir. embargo, el grado de exposición
es regular, reconociéndose solo un 40% de los niveles litologicos.
La litologia de la Formación Lo Prado es muy variada y
consiste principalmente en rocas sedimentarias principalmente
calcilutitas negras, fétidas fosiliferas intercaladas con niveles
macizos de calcarenitas grises, además aparecen niveles de brechas
y/o conglomerados, generalmente oligomícticos con frecuentes
intraclastos calcáreos, entre Artificio por el norte y el estero de
21)
(figura
El Carretón por el sur
importantes
aparecen
intercalaciones de niveles volcánicos de andesitas afaniticas y
porfíricas, algunos niveles llegan a ser ocoiticos, con niveles
superiores de las coladas de carácter brechoso, hacia la parte
superior estas vo.lcanitas muestran intercalaciones de niveles de
tobas de color rojizo. Las facies volcánicas son especialmente
abundantes entre Artificio y El Carretón y constituyen macizos
rocosos que destacan en el paisaje.
Una litologia especial son algunos niveles volcánicos que han
sido caracterizado como traquitas en el sector entre La ligua y El
Carretón, estos niveles, han sido estudiados en detalle en el sector
de la mina El Soldado (HOLGREM, 1985, 1987) atribuyéndoles un origen
primario y no ai resultado de una albitización de rocas
originalmente andesiticas; de ser asi se confirmarla una afinidad
alcalina definido para el volcanismo neccomiano, lo que parece ser
confirmado por ei carácter alcalino de las rocas andesiticas
intercaladas (HOLGREM, op. cit., KLOHN et. al., 1990 ).
Entre La Ligua y el limite norte de la hoja, los niveles
calcáreos inferiores son afectados por pliegues volcados al este,
probablemente por efecto de la intrusión de la Superunidad Iilapel,
alli las facies mas importantes son calcáreas, con calizas muy
gruesas, con gran desarrollo de variados tipos de granates en las
cercanias del intrusivo, los niveles clásticos gruesos están menos
desarrollados y consisten en niveles de brechas sedimentarias, a
veces conqlomeradicas, con intraclastos calcáreos en su mayor parte.
El espesor uotai de la Formación Lo Prado es muy variable ya
que se encuentra nacia el norte intruida por granitoides de la
superunidad Iilapel, en tanto que hacia el sur su contacto superior
67
no es siempre fácil de establecer dada la similitud litológica con
la unidad Veta Negra supravecente y contacto gradual entre ambas
unidades, sin embargo el contacto superior se estaoiece en este
trabajo con la aparición de las primeras volcanitas de colores
púrpura a rojos sobre las sedimentitas marinas y volcanitas
superiores de la Formación lo Prado; asi el espesor estimado como
total en el sector entre Cabildo y El Carretón alcanza alrededor de
los 3000 m.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación .
Durante este trabajo se reconocieron varias localidades
fcsiliferas (ver tabla 4), sin embargo en su mayoria corresponden
a la parte baja de la unidad. La presencia de Spiticeras
(Kilianiceras) sp. según Covacevich (com. verbal 1988) en la
localidad fosilifera 13 (al Se del cerro Los Leones), en la parte
norte de la hoja y del hallazgo de Olcostephanus sp. (localidad
fosilifera 30 (en el cordón de cerros entre los esteros El Cobre y
El Carretón) confirman una edad Berriasiano a Valanginiano Superior
para la Formación Lo Prado; también se recolectaron fragmentos mal
conservados de ammonoideos grandes en el cordón de el Cerro Caballo
de Piedra, al oeste de Cabildo (localidad fosilifera 23); esta
localidad podria corresponder a la "localidad 4" de Aliste et al.
(1960), en donde Perez D'A. identifico Thurmanniceras duraznensis,
de edad Valanginiano inferior.
TABLA 4 LISTADO DE FOSILES DE LA FORMACION LO PRADO
j
NUMERO LOCALIDAD FOSILIFERA
1
13
23
21
28
30
BIVALVTA
Exoqyra pp. .
*
AMMONOIDEA.
Indeterminado sn. 1
*
Indeterminado so. 2
*
Indeterminado sp. 3
.*
Olcostephanus sp.
*
Spiticeras (Kilianiceras) sp.
*
VERMES
Serpula sp.
*
PISCES
Indeterminado
*
VEGETAL LA
Indetermi nado
*
-
Los hallazgos realizados confirman asi la edad BerriasianoValanginiano para esta unidad, edad previamente establecida por
varios autores precedentes (in PIRACES y MAKSAEV, 1977).
La Formación Lo Prado forma parte de la serie de unidades del
68
Cretácico Inferior que se desarrollan ampliamente a lo largo de la
mitad occidental de Chile entre ios 25 y 57° L.S. como tal su
extensión normal hacia el norte de la Hoja lo constituye la
Formación Arqueros (THOMAS, 1967; enm. RIVANO y 3EPULVEDA, 1591) la
que presenta un caracuer marcadamente mas volcánico. En tanto, que
hacia el Sur la Formación Lo Prado se continúa hacia el sur por el
lado oriental de la Cordillera de La Costa frente a Santiago. Su
edad seria fundamentalmente Neocomiano (Berriasiano-Valanginiano)
de acuerdo con su contenido fosiiiferc.
La Formación Lo Prado marca ei inicio de un periodo de
actividad volcánica intenso y desarrollado en condiciones de
expansión cortical que habria originado una cuenca ensiálica con un
espesor muy atenuado que habria prmitido el ascenso rápido de
material del manto, sin que hubiese llegado a romperse la corteza
continental para originar un fondo oceánico. Este dispositivo
denominado "Cuenca Marginal Abortada" (ABERG et ai., 1984; MPODOZI3
y RAMOs, 1990) permitió probablemente la salida, en su inicio, de
material de carácter anormalmente alcalino (HOLGREM, 1985, 1987) y
ai mismo tiempo la acumulación de grandes espesores de material
volcánico intercalado con los sedimentos marinos. Los sedimentos
marinos presentan características
de depcsitación neritica
infralitoral (caicilutitas anóxicas, con abundantes pelecipodos,
ammonoideos, piséis, etc. (localidades fosiliferas 7, 13, 23, 28 y
29) (tabla 4), que indican un ambiente marino franco aunque somero
(sublitoral) . Por otra parte la presencia en algunos niveles de
restos de vegetaiia indet. (COVACEVICH, 1993) (localidad fosilifera
27) confirman un aporte terrigeno cercano.
Formación VETA NEGRA (THOMAS, 1958; PIRACES Y MAKSAEV, 1977)
.
Definición y relaciones estrátigraficas.
La formación Veta Negra fue definida por THOMAS (1958)
distinguiendo en ella dos miembros; un miembro inferior denominado
Purehue y un miembro superior llamado Ocoa .
Esta unidad se presenta sobreyaciendo concordantemente a la
Formación Lo Prado e infrayace concordantemente a la Formación Las
Chilcas en ambos casos el contacto es absolutamente gradual y
transicicnal lo que dificulta establecer el contacto en forma
precisa en terreno. Al respecto, PIRACES y MAKSAEV (1977) expresan
que el contacto con la Formación Las Chilcas es una discordancia de
erosión sin mayores indicaciones; conviene aclarar que durante las
campañas de terreno de este trabajo dicha discordancia
no fue
reconocida en parte alguna.
La Formación Veta Negra se muestra con una disposición
generalmente monoclinal al este con un manteo alrededor de unos 35°
a 45° conformando las alturas mayores de la Cordillera de la Costa
al norte de la ruta 5 entre Catemu y La Calera. En la parte norte
de la Hoja Quillota como en el extremo sur es cortada por las masas
batoliticas de la Superunidad Illapel.
Distribución, litologia y espesor.
La formación Veta Negra se extiende en una franja norte sur a
todo io largo de la Hoja Quillota (figura 20) . su limite sur lo
69
constituye el contacto intrusivo con granitoides de la Superunidad
Illapel del sector de Ocoa-La Campana. El miembro inferior Purehue
se desarrolla entre el sector de Hijuelas por el sur y Cabildo por
el norte, el resto del área de afloramiento de la Formación Veta
Negra corresponde al miembro superior Ocoa.
Litologia del miembro Purehue.
Esta constituido mayoritariamenmte por lavas andesiticas,
frecuentemente brechosas y/o vesiculares de colores purpura a gris
pardo, se presentan algunas intercalaciones sedimentarias de color
ro]o las que orresponden normalmente a areniscas (volcarenitas ) ,
conglomerados y brechas (estas ultimas en parte volcánicas) .
En general las lavas están muy alteradas.
Son frecuentes en esta unidad los cambios
litológiccs
laterales que incluyen cambios de color y texturales en las lavas
asi como cambios de facies volcánicas a sedimentarias.
Litologia del miembro Ocoa.
Está constituido casi exclusivamente por rocas andesiticas que
se caracterizan por presentar una textura porfirice gruesa definida
por fenocnstales de plagioclasa que alcanzan en ocasiones a mas de
2 cm de largo y una masa fundamental microcristalina muy fina. Este
tipo de andesita por su textura especial ha recibido el nombre de
' Ocoita 1 .
Estas rocas se presentan característicamente en grandes
espesores de 10 a 30 m de potencia (fide PIRACES Y MAKSAEV, 1977)
con intercalaciones de andesitas porfiricas mas finas. Las
intercalaciones sedimentarias son muy escasas y asociadas
generalmente a las andesitas porfiricas mas finas. Este miembro ha
sido considerado tradicionalmente de carácter volcánico, sin embargo
en muchos de estos niveles no se reconocen los habituales criterios
para distinguir lavas antiguas, al contrario su homogeneidad
textural y potencia sugiere que se trataria mas bien de probables
cuerpos hipabisales tipo filón manto los que intruirian lavas
andesiticas porfiricas mas finas y de ahi su dificultad en
separarlos de los niveles verdaderamente lávicos. En este sentido
conviene destacar la constatación hecha mas al norte por RIVANO y
SEPULVEDA (1986, 1991) de la existencia de una verdadera red de
filones de características iguales a las ocoitas de Ocoa y que
aparecen relacionados a las distintas franjas de intrusivos
(especialmente a la Superunidad Illapel y a la Superunidad Rio
Grande) (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991) . Esta litologia, considerada en
su momento característica de este miembro, aparece desde el Jurásico
hasta el Mioceno y frecuentemente asociada a enjambres de filones
periféricos a intrusivos de dimensiones batoliticas.
El espesor total de la Formación Veta Negra ha sido estimado
por autores anteriores (PIRACES y MAKSAEV, 1977) en unos 6.000 m,
espesor que parece exagerado; de acuerdo con las observaciones de
terreno hechas en esta oportunidad, si bien no se levantaron
perfiles detallados, un espesor de unos 4.000 a 5.000 m parece mas
prudente. La potencia del miembro Purehue varia de 350 m en el
sector norte (Cabildo - Pedegua) a unos 2.000 m en el sector sur
(localidad de Purehue) en tanto que el miembro Ocoa tiene espesores
variables entre 2.500 a 3.000 m.
70
Edad, Correlaciones y condiciones de depositación .
La formación Veta Negra ha sido considerada, por sobreyacer a
la Formación Lo Prado de edad Neocomiano (s.l.), y según autores
anteriores como ae edad Barremiano-Albiano, estos sólo a base a
correlaciones litoetratigráficas, no siempre válidas con otras
unidades del ámbito cordillerano, ya que no ha sido posible hasta
ahora recolectar algún fósil de valor estratigráf ico . Durante este
trabajo se han hecho algunas dataciones radiométricas en rocas aei
miembro Ocoa que corresponden a ocoitas; estas edades K-Ar,
obtenidas en roca total y plagioclasa, han dado valores entre 94 y
115 Ma (tabla 5} lo que las sitúa en el Hauteriviano SuperiorBarremiano; sin embargo, llama poderosamente la atención la
coincidencia que muestran dichas edades con las obtenidas en la hoja
Quillota para la Superunidad Illapel (ver tabla 10) lo que sugiere
que las edades obtenidas para la formación podrían corresponder a
un efecto de calentamiento por parte de la Superunidad Illapel o
aún, que las rocas recolectadas y atribuidas al miembro Ocoa
corresponden en realidad al conjunto de filones e intrusivos menores
asociados a la Superunidad Illapel, es decir que, en conclusión,
estas edades deben ser consideradas minimas para la Formación Veta
Negra y que de acuerdo con dichas edades esta debiera ser
considerada fundamentalmente pre-Barremiano . El limite superior de
la edad de Veta Negra son las edades obtenidas para la Superunidad
Illapel que la intruye (ver tabla 10) .
TABLA 5 EDADES K-Ar DE LA FORMACION VETA NEGRA (MIEMBRO OCOA)
MUESTRA
COORDENADAS
VolAr10
TIPO DE
ROCA
MATERIAL
% K
Piagioc.
0.655
2.460
59
94 ± 2
Esto
trabajo
rad
% Ar
Atm
Edad Ma
REFERENCIA
RB-419
32° 38,20"
70° 03,30"
Andesita
ocoitica
RB-419
32° 38, 20"
70° 03,30"
Andes iLa
ocoitica
Roca
tota !
2.309
10. 650
26
115 ± 4
Este
trabajo
RB-443
32° 39, 20"
70° 02,40"
Andesita
ocoitica
Roca
total
2.560
11.300
34
110 ± 4
Este
trabajo
R3-444
32° 39, 30"
70° 02,80"
Andesita
ocoitica
Roca
2.325
9.2 67
22
100 + 3
Este
t raba jo
total
Por otra parte, RIVANO et al. (1986) han considerado a la
unidad sobreyacente, Formación Las Chilcas, como de edad Barremiano
a probablemente Turoniano, y mas recientemente, el hallazgo de
microfauna neocomiana en las calizas de la Formación Las Chilcas
(GALLEGOS, 1994 y MARTINEZ y GALLEGOS, en prensa).
Las correlaciones mas probables que se pueden establecer par
la Formación Veta Negra son hacia el norte con la Formación Arqueros
(parte superior) de la Hoja Illapel (RIVANO y SEPULVEDA, 1985,
1991) ; también es posible una correlación parcial con la parte
inferior de la Formación Pelambres con la que comparte el carácter
volcánico andesitico típico de la parte inferior de la Formación
Pelambres .
El ambiente que predominaba durante la depositación de la
Formación Veta Negra era un ambiente fuertemente volcanocrático,
esencialmente subaéreo, en donde las escasas intercalaciones
71
cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de
afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m.
Licha estimación se basa sobretodo en los espascres estimados para
la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32CS) .
Edad y correlaciones.
La edad de la Formación Salamanca, tal como al norte de los
32° L.S. no puede ser estaolecida mas que a base de su uoicación
litoestratigráf ica y por métodos de datación radiométrica de
algunos nieveles adecuados y por la datación de los intrusivos que
la cortan. En el sector de la quebrada Pedernales se han realizado
numerosas dataciones en las tobas y en el dique anular obteniéndose
en promedio edades entre 86 y 79 Ma con un promedio muy cercano a
los 80 Ma (ver tabla 7); por otra parte la Formación Salamanca es
cortada por los intrusivos de la Superunidad Cogcti los que tienen
edades radiométricas entre 68 y 45 Ma con un promedio alrededor de
los 55 Ma lo que permite asignar a la Formación Salamanca una edad
minima
.
TABLA 7 EDADES K-Ar DE LA FORMACION SALAMANCA
MUESTRA
COORDENADAS
VolAr10
TIPO DE
ROCA
MATERIAL
% K
Rcca
0.416
1.358
03
82 ± 9
2.501
7. 927
55
80 ± 3
1.720
5. 640
25
82 ± 3
0.103
0.507
03
81 114
rad
i Ar
At ra
Edad Ma
REFERENCIA
RB-I26
32° 02, 15'
70° 53, 17 '
Toba
a ro i11i?.
total
R3-200
32° 02, 15
70s 53, 17 •
Andes 1ta
Roca
RB-203
32' 03,15'
70' 53, 16'
Andesita
RB-502
32° 05, 60 '
70" 34, 70'
R. volc.
al torada
Roca
6B-50
32" 07, 30 '
70" 53,70'
Andes 1ta
PLagioci
0. 118
0. 609
65
123 ± 9
CAMUS et
al. 1986
E3-60
32s 02,15'
70° 53, 17 '
Toba tic
1api 11i
Biotita
6.052
20.311
17
06 ± 3
CAMUS et
al. 1936
2125-R
32' 37,-13'
70° 37 , 37 •
Avnriesita
Roca
1.482
3.273
39
56 ±2.1
1
total
Roca
total
total
*ü C "1 5
1
CAMUS et
al. 1586
CAMUS et
al. 1936
CAMUS et
al. 1986
CAMUS et
al. 1936
Este
trabajo
Paleoceno; la edad máxima, que estaria dada por las edades obtenidas
sector de Pedernales, seria Senoniano. Esta ultima edad es
concordante con las edades obtenidas para la parte mas oriental de
la Superunidad Illapel, para la que se han obtenido también edades
similares. Es de notar que la Formación Salamanca no aparece en
terreno cortada por intrusivos pertenecientes a la Superunidad
Illapel. En conclusión, la Formación Salamanca tendría una edad
Senoniano a Paleoceno edad que es concordante con la edad
establecida para la formación en la hoja Illapel.
en el
Ambiente y condiciones de depositación .
La Formación Salamanca se habria depositado en un ambiente
netamente continental y se habria iniciado en algunos sectores con
depósitos clásticos, probablemente fluviales o aluvionales los que
106
nabrian sido rápidamente obliterados por el volcanismo. La
estructura tipo caldera de Pedernales puede ser interpretada como
les restes excepcionaimente conservados de una paleocaldera
responsable en gran parte de los depósitos hoy en dia visibles de
la Formación Salamanca y testimonian la importancia del volcanismo
del Cretácico Superior, actualmente escasamente representado en el
Norte Chico.
CONCLUSION DEL CRETACICO SUPERIOR.
El
Superior
Cretácico
un
periodo
representa
volcanocrático, subaéreo y continental en donde el reinicio de la
actividad efusiva similar a la del Cretácico Inferior bajo
(neoccmiano) representa un cambio neto respecto de las condiciones
predominantes Cretácioc Inferior alto (Hauteriviano - Barremiano)
y hasta el Albiano, por lo menos, caracterizado por un volcanismo
predominantemente
piroclástico,
episódico
permitió
que
la
depositación de importantes volúmenes de rocas detríticas.
107
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Figura 31. Distribución de las unidades del Neógeno en las Hojas Quillota-Portillo . 1. Fin. Caleta
Horcón. 2. Fm. Confluencia. 3. Fm. Farellones: miembro inferior, 4. Fm. Farellones: °
miembro superior.
NEOGENO
INTRODUCCION .
El Neógeno está representado en el sector oriental del
area (figura 31} , por potentes depósitos volcánicos de origen
piroclástico y lávico que conforman una gran envoltura subhorizontal
sobre las unidades mas antiguas; estas volcanitas se agrupan en la
Formación Farellones. Hacia el oeste, el Neógeno está representado
por depósitos sedimentarios continentales fluviales y por depósitos
marino-litorales; los primeros corresponden a las unidade informales
Gravas de Santa Rosa y Catapilco, Gravas de Rautén y Gravas de
Quilimari en tanto que los depósitos marino costeros corresponden
a la Formación Caleta Horcón.
Formación FARELLONES (RIVANO y SEPULVEDA, 1990)
Definición y relaciones estratigráf icas .
La Formación Farellones es una de las unidades volcánicas más
conocidas en la literatura geológica de la Cordillera de los Andes
de Chile Central y considerada como representante del volcanismo
miocénico .
El fundamento para separar una Formación Farellones en la
Cordillera de Chile Central de otra unidad infrayacente ha sido
esencialmente estructural, según se concluye de la descripción de
KLOHN (1960, p. 67) : "El limite inferior de la Formación Farellones
está marcado por una fuerte discordancia angular que la separa de
distintos niveles de la formación infrayacente".
Esta aceptación de una clara discordancia angular en la base
de la Formación Farellones, que es también notoria en los autores
posteriores, en especial Aguirre (op. cit.), se vió reforzada por
la notoria diferencia en el grado de alteración casi nulo que
presenta la Formación Farellones respecto de unidades mas antiguas
tales como las formaciones Abanico y Pelambres (RIVANO y SEPULVEDA,
1986), fuertemente alteradas (JAROS Y ZELMANN, 1969).
De acuerdo con esto, la Formación Farellones ha sido
recientemente redefinida por RIVANO et al. (1990) con localidad tipo
en el Cerro La Gloria (Figura 31). Corresponde a una secuencia
volcánica continental en la que se distinguen dos miembros; uno
inferior, tobáceo-ignimbritico de composición riolitica-dacitica y
otro superior, compuesto por flujos andesitico-basálticos intruidos
por domos riodaciticos y filones ocoiticos y que muestra restos de
aparatos volcánicos muy erodados (foto 22) .
En el área de Farellones, antigua localidad tipo, la Formación
Farellones debe restringirse solo al miembro superior de BECCAR et
al. (1986), equivalente a la Formación Colorado-La Parva de THIELE
(1980), de minima extensión en la Cordillera al este de Santiago,
en tanto que el miembro inferior de dichos autores corresponde a
parte de la Formación Abanico.
La base de la Formación Farellones es claramente discordante
sobre las unidades de rocas mas antiguas, relación ya descrita por
numerosos autores (AGUIRRE, 1960; JAROS y ZELMANN , 1969; MUÑI ZAGA
y VICENTE, 1982) en tanto que su techo, lo constituye la superficie
de erosión actual.
La
relación de contacto entre ambos miembros es de
109
concordancia e interdigitación parcial en el contacto entre los dos
miembros, lo que puede apreciarse en toda el área entre el rio
Colorado per el norte y el valle del rio Aconcagua por el sur.
MUNIZAGA Y VICENTE (op. cit.) también distinguen sólo dos miembros
para la Formación Farellones en el rio Aconcagua: uno inferior que
denominaren Tuquito y el miembro superior que designaron Buitre.
Dentro de este esquema, el miembro medio de AGUIRRE (1960) no es
parte de la Formación Farellones tal como se entiende en este
trabajo. Los autores prefieren mantener en este trabajo una
subdivisión mas neutra utilizando sólo las asignaciones de miembro
inferior y superior.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación Farellones se extiende en forma discontinua a
todo la largo de la hoja en su parte oriental conformando un gran
"plateau volcánico" (MUNIZAGA y VICENTE, 1982) continuo entre el
valle del rio Aconcagua y el valle del rio Putaendo - Rocin. Es en
este sector donde se muestran mejor los dos miembros que constituyen
la formación:
- Un miembro inferior, de colores claros, compuesto por
sucesivos depósitos de tobas e ignimbritas rioliticas muy frescas
con intercalaciones de niveles delgados de volcarenitas; todo el
conjunto de este miembro presenta una coloración gris claro a
blanco. Un perfil levantado en el sector de la Laguna del Pelado
ilustra las características mas relevantes de este miembro, alli se
observa en discordancia sobre sedimentitas rojas de la Formación Rio
Damas la siguiente secuencia del miembro inferior (figura 32 y foto
23):
1- 3-10 rn de conglomerado ol iqomlctico a monomictico de color gris a
violáceo, pobremente seleccionado, con clastos de 2 a 360 mm,
estratificación rnqular a buena; los clastos corresponden a material
a
y
retrabajado
volcánico
detrítico
material
subredondoado
riodacítico
y andesitico; la matriz es tobácea de tamafío arena
gruesa
2- 1,5 m de toba litica rosado claro con neta exfoliación en lajas,
la matriz es litico-vitrea
3- 8 ra de volcarenita feldespática media a gruesa color verde claro
a gris blanco, bien seleccionada; ios clastos, redondeados, son en su
mayoria fragmentos de rocas volcánicas porfí ricas { =7 0 r de los
clastos) y el resto corresponde a feldespato poco alterados; no se
observa matriz y el cemento es sericitico-ciorí tico con reemplazo
parcial por calcita que eventualmente aparece también como mineral de
alteración de algunos feldespatos ¡Lamina VIH)
4- 6-7 m de toba riodacítica lítico-cristalina de color rosado claro
con "flames" en .a base; los clastos son ar.desíticos y se distinguen
fragmentes de piedra pómez (1 a 4 cm) escasos, entre los cristales se
observa a simple vista "ojos" de cuarzo y biotita. Al microscopio
aparecen
con
como tobas
textura
vitrociástica parcialmente
devitrificada en la cual se reconocen además de los fragmentos
Mticos y shards, cristales do cuarzo corroído y biotita muy
ferruginosa (Lamina VIII).
5- 8 í0 ra de voicaiitarenita igual a la anterior, color verde claro
a gris blanco.
6- 20 m de lava de color verde a gris oscuro que corresponde a una
andesita de con íer.ocristales de palgioclasa, catedrales, zonados y
con frecuente macla de pericia r.a, ia anfíbola se presnta en cristales
euhedraies
La
marrados.
con
mesostasis
es
intergranular
ÿr.í crocrlstai.es
anfíbola,
de
gránales opacos
y microlitos de
plagioclasa (Lairrna VIII).
7- 40 m de tobas liticas riodacíticas corro las anteriores con
intercalaciones de tobas arenosas epiclísticas todas de color blanco
a rosado muy ciato.
.
.
.
—
110
NNE
SS W
50
:o-i
20'
Figura 32. Perfil de la parte inferior de la Formación Farellones en la
Laguna del Pelado, ribera sur. 1. Arenisca tobácea. 2. Areniscas.
3. Conglomerado arenoso. 4. Conglomerado. 5. Toba ignimbritica
6. Brecha volcánica. 7. Lavas andesiticas
.
.
8- 10-15 m de brecha volcánica andesítica [aglomerado) de color gris
oscuro.
9- 50 m de tobas líticas riodacit.icas como las anteriores, de color
gris pardo a gris claro.
Sobre el último nivel aparecen 20 a 30 m de brechas
andesiticasde color gris pardo oscuro que marcan la base del miembro
superior en la Laguna del Pelado. El espesor medido para el miembro
inferior en este perfile es de 160 m aproximadamente.
En el sector del Cerro El Carbón, hacia el noroeste de la mina
Los Bronces, el miembro inferior (Tuquito de AGUIRRE, I960), que
alli está constituido por 20-30 m de tobas rioliticas intercaladas
con sedimentitas carbonosas lacustres, se apoya sobre un cuerpo de
pórfido riolitico, probablemente un domo lacoiitico, erróneamente
atribuido a la parte basal de Farellones. A este miembro lo
sobreyacen 100 m de coladas y brechas andesiticas, asociadas a
centros volcánicos muy erosionados, del miembro superior (miembro
Buitre de AGUIRRE, 1960 ) . Esta secuencia scbreyace discordantemente
111
:ro Les Leones,
Foto 23.
¡co
ce napas de
-a.
:.c "¿rodado
_____
_______
ue utíiaiie ciei sector
en donde se lavante el perfil
la Formación Farellones en la
de
Laquna del telado. Le aprecia
claramente el miembro inferior de nolo- i.~.
••
= •
11
nao ¡ a el este
.
.
mm
113
en el Estero Riecillos a los niveles superiores de la Formación
Pelambres. El contacte basal es una superficie arr.esetada y a una
aitura de unos 3.000 m aproximadamente; desde ahi, y tanto hacia el
este como hacia ei sur, las alturas que corainan este sector, vale
decir ei sector de las minas Andina y Los Bronces, corresponden a
rocas volcanoclásticas de la Formación Pelambres (RIVALO et al.,
1991), lo que sugiere una terminación local hacia el sur y el este,
de ios depósitos de Farellones que habría chocado contra un
contrafuerte montañoso labrado en las rocas mesozoicas.
La distribución area! de este miembro es mas o menos constante
en toda el area comprendida en este trabajo, pero no aparece al sur
de los 33°. Su espesor es variable desde 0 m hasta mas de 300 m,
variabilidad que se explica por haberse depositado sobre un relieve
marcadamente irregular lo que se aprecia claramente en la localidad
tipo del cerro La Gloria. Este miembro se dispone en neta
discordancia angular (foto 24) sobre la Formación Pelambres
(=Abanico de AGUIRRE, 1960; MUÑI ZAGA y VICENTE, 1982) y formaciones
mas antiguas. Numerosas edades radiómetricas obtenidas para la parte
basal de este miembro (tabla 8) indican edades de 15 a 18 Ma .
- El miembro superior es un miembro compuesto fundamentalmente
por lavas andesíticas y basálticas con intercalaciones de tobas y
aglomerados andesíticos y escasas tobas riodaciticas . Asociadas a
este miembro aparecen formas volcánicas que permiten identificar
restos de aparatos volcánicos muy erodados (foto 22) lo que indica
para este miembro una depositación desde centros de emisión
independientes. El color general de este miembro es en general negro
a pardo oscuro, presentando localmente muy buena estratificación.
Su espesor máximo es mayor de 15C0 m, constituyendo su tope superior
la superficie de erosion actual.
Las lavas, de colores grises a oscuros en afloramiento, al
microscopio presentan textura porfírica con fenocristales euhedrales
de piagioclasa y, mas escasos y pequeños, de piroxeno rodeados
frecuentemente de un halo de tremolita fina fuertemente pleocroica;
no se observan cristales de cuarzo. La mesostasis es un
entrecrecimiento microgranular de microiitos de plagioclasa,
gránuics opacos con relleno de vidrio intersticial, a menudo con
aspecto fieltroso y fluidal. En este miembro también son frecuentes
algunos niveles de tobas liticc-cristaiinas rojizas que al
microscopio muestran fragmentos de rocas andesiticas porfiricas y
de tocas; los fragmentos cristalinos corresponden siempre a
plagicclasas y la mesostasis es vitrocristaima parcial a totalmente
devitrif icada
Los sedimentos intercalados en el miembro superior
corresponden siempre a delgadas intercalaciones de capas de
areniscas medias a gruesas que ai microscopio resultan ser Wackas
liticas monomicticas con grano-minerales de feldespatos angulosos
a subangulosos y Uticos volcánicos predommatemente andesiticos;
la matriz es una mezcla arcillosa originada a partir probablemente
de la alteración del vidrio original.
.
Lámina '/III. Microfacies de las rocas de la Formación Farellones: i.
Volcarenita intercalada en la parte basa! de la formación Farellones.
el
en
cemento
2. Calcica
reemplazando
las
sericitico-cloritico
calcarenitas . 3. Microfacies de las tobas del miembro inferior mostarndo
cristales de cuarzo corrido y biotita roja (ferruginosa). 4. Microfacies
de las andesitas básales del miembro superior andositicc de Farellones.
114
mmÿmrnm
WfSW»
üzm
M$W?
232£ai£&:tiÿieássaSía
Foto 24. Panorama aeneral hacia e¡ sor ñor : o bajad- i<-. ; >- ; ~ ; ••- Leones
hacia ei estero La Cañada,
o".";;'
aprecia o '.
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2b. Panorama ÿ:.
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Formación Fare
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•
Las volcar, itas de la Formación Farellones generalmente no son
cortadas por los plutones graníticos del área.
Estas raices del
arco magma tico permanecen, por su ascenso cortical más lento, en
niveles estructurales algo más bajos. Es frecuente, en cambio,
observar a las voicanitas intruidas por stocks, lacolitos y filones
dacíticos de 7 a 4 Ma, hasta sus niveles más altos.
En el sector de ia Laguna del Pelado (RIVÁNO y SEPüLVEDA,
1591) y en el área del rio Los Leones - Estero de La Cañada la
Formación Farellones aparece afectada por fallas inversas
(foto 25)
.
Edad y correlaciones .
El lapso de tiempo representado por la Formación Farellones
corresponde a un periodo de actividad volcánica iniciado a lo menos
alrededor cíe los 20 Ma y concluido hace unos 7 Ma (tabla 8). Sin
embargo, la notable existencia de una discordancia que fosiliza un
paleorrelieve abrupto y profundamente disecado RIVANO' y VERSARA, en
prep.), unido a 1a dificultad para datar la base misma de
Farellones permiten suponer una edad máxima para la base que podría
llegar hasta el Oiigoceno.
De edad Mioceno y carácter composicionai bimodal, esta unidad
encuentra encuentra sus equivalentes en las formaciones volcánicas
neógenas del norte del pais.
En la latitud de Copiapó, por
ejemplo, es comparable con la Formación Cerro de las Tórtolas
(MAKSAEV et ai., 1984) . Hacia el sur de los 33° S los afloramientos
de la Formación Farellones se continúan al menos hasta el valle del
En el estado actual del conocimiento de la
rio Cachapoal.
estratigrafía del volcanismo Mioceno a estas latitudes y dado los
niveles de erosión que se alcanzan en el área no ha sido posiole
por el momento la individualización espacial y temporal de aparatos
volcánicos y su cortejo de depósitos asociados , tal como se ha
hecho mas
al norte en donde se han preservado mejor los niveles superiores,
por lo cual parece recomendable mantener en este sector de Los
Andes una terminología formacional para referirse a este Complejo
Volcánico .
Ambiente y condiciones de depositación .
La Formación Farellones representa los restes de una cadena
volcánica que, al norte del rio Aconcagua se desarrolló sobre una
meseta ignimbritica correspondiente a la acumulación de material
pirociástico de varios episodios explosivos ocurridos durante el
Mioceno y que rellenaron una paleotopograf ia preexistente labrada
sobre rocas cretácicas y mas antiguas.
Al norte de los 33° las extensas emisiones piroclásticas
ácidas probablemente asociadas a calderas cuyos productos
piroclásticos constituyen el miembro inferior, rellenaron una
topografía conformada por una zona cordillerana, de relieve muy
abrupto, ai este, una zona intermedia de mediana montaña y relieve
mas suave y un zona de piedemonte o pediplano al oeste (RIVANO y
VERGARA, en prensa) . Al sur de dicha latitud, el miembro inferior
casi no existe, desarrollándose en el sector cordillerano sólo el
miembro superior representativo de un volcanismo de tipo central
andesitico-basáltico, con productos distales localmente
116
TABLA 8. EDADES RADIOMETRICAS DE LA FORMACION FARELLONES
Maestra
2041-3
2027-3
2037-3
2040-S
2042-S
947-R
9S5-R
956-R:
959-R
961-R
976-R
S86-R
987-R
16S0-R
2012-R
2108-R
2112-K
2113-R
2134-R
2140-R
A-3759
A- 17 30
LM-1
LM-2
A- 35 9
A-2202
A- 826
2687
2868
CF-7
219793
Coordenadas
32 36, 80 1 -70 = 26,60'
32" 34, 0C -70=33, 50 '
3 2 " 3 5 , 0 0 ' -70 = 27 , 20 '
32=37, 10' -70 = 27, 00'
32=37, 10' -70 = 26, 80'
32=14, 19' -70 = 21, 58'
32=18,50' -70 = 29, 00'
32° 18, 50* -70 = 29,00'
32=14, 90' -70 = 33, 80'
32=14,70' -70 = 31, 60'
32=33, 67' -70 = 21, 38'
32=31,76' -70=15, 19'
32=31, 95' -70=15,59'
32=59,75' -70 = 24,20'
32=20, 65' -70 = 20, 00'
32=17, 90 1 -70 = 31, 45'
32=17, 62' -70 = 32, 19'
32=18,73' -70=33,80'
-70 = 29, 16'
-70 = 31,13'
-70 = 23, 80'
-70=32, 90'
-70=35, 00'
-70 = 35,00'
32=34,50' -70 = 28, 56'
32=30, 00' -70=20, 90'
32=37,40' -70=22, 30'
32=39,24'
32=39,73'
32=51,70'
32=37,10'
32=32,00'
32=32,00'
32=53, 30'-70=25, 76'
33 = 01, 61' -70 = 24, 46'
32 = 50, 36'-70°13, 70'
32 = 55, 45'-70 = 43, 69'
32 = 54, 40'-70=13, 70'
32 = 52, 50'-70°36, 50'
Rio Alitre
Fitología
Tuficita riolit.
Riolita
Basalto
Andesita
Basalto
Filón do Ocoita
Andesita de Pir.
Andesita
Andesita de Pir.
Andesita porfid.
Andesita porfid.
Brecha de alt. h
Filón de Ocoita
Andesita Porfir
Filón de Ocoita
Andesita
Andesita
Andesita basalt.
Andesita
Andesita
Brecha dacit.Lac
Ignimbrita
Ignimbr ita
Ignimorita
Dacita
Toba dacitica
Andes . basalt . Fi 1
Toba riolitica
Toba riolitica
Dacita
Andesita basal.
Ignimbrita aac.
Pórfido de pirox
Andesita basai.
Pórfido and.-bas
Dacita do hornbl
Ma t
«
ÿ
R. T.
R. T.
R. T.
T.
T.
T.
T.
T.
Bt al t
Plag
R. T.
Plag .
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
Kornb
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
.
.
.
Plaq.
Biot .
ad
i
.
3.287
3.569
2. 170
2. 965
0,793
0.478
1.005
C.4 31
1.227
R. T.
R. T.
R. T.
R.
R.
R.
R.
R.
Vol Ar
K
0.862
1.337
1.118
0. 681
0. 62 7
.
0 958
0.500
0.805
0. 602
1.827
0.458
0. 986
1.201
0. 607
1. 482
0.890
1.305
1.006
4.385
0. 230
1.321
0.413
0.639
1.C91
0. 399
0.204
0.765
3. 60
1.572
1.305
2.296
7 .455
0. 461
% At
atm.
Re te Lene ia:;
EDAD
32.0
23.0
80.0
58.0
81 0
43.0
62.4
.
66. 1
54 . 5
72. 6
66.0
57.3
85. 6
19.2
21.1
15.4
20. 9
12. 0
19.3
11.4
30. 1
± 0.7
± 0.7
i 1.4
+ 1.0
± 1.4
i 0.7
i 0.6
± 1.7
15. 1
12.8
1S.5
23.1
i 0.6
24.5 ± 1.2
18.0 ± 1.2
11.2 ± 0.6
27 . C
80 . 1
± 2.0
± 0.7
± 2.3
21.7 i 1.0
23.2 ± 0.9
16.8 ± 1.4
3.5 ± 1.0
21.8 ± 1.9
Í8.4 ± 1-4
55.0 (10. 9+ 4) 11.2±. 4
16.9
50. C
40.0
70.0
92.0
72. 0
.
Plag.
Flag.
33.0
69.0
78.0
84 .C
62.0
(20. 4±. 5)20.71.5
(17. 41. 6)17.91.6
( 6. lil.2) 6.211.2
( 4.91.2)4.91.2
( 4 lí . 1) 4 11. 1
.
.
22. 3
22. 1
18.4
20.3
26.5
R. T.
R- T.
R. T.
117
II
H
MUNI 2. y VICENTE, 190?
y VICENTE. 1982
MUÑI 2
MUNI Z y VICENTE. 1982
DRAKE ot al., 1976
.
.
1 0.5
1 0.3
1 0.4
1 0.8
1 l.C
20.2 i 0.5
13.5 1 0.4
Plag .
R. T.
.
MUNI Z y VICENTE, 1982
MUNI Z. y VICENTE. 1 9Ü2
MUNI Z . (en M y V, 198?)
It
17.5
1.712
2. 10
1.487
2. 13
1.37 0. 3298
0.548 1. 105
7, 101 1.140
VERGARA ot al . , 1988
VERGARA ot al., I960
V MUGARA ot' al., 1980
PADILLA y VERGARA, 1905
M.yV.en MOSC.et al. 1982
PADILLA (memoria) , 1981
M.yV.en MOSC.et al. 1982
interdigitados con sedimentos lacustres ir.termontar.os (RIVANO y
. Esta distribución de afloramientos actual, asi
cerno sus relación de base netamente de discordancia angular con la
formaciones mas antiguas, unido ai hechode que ia Formación
Farellones no muestra evidencias de haber sido afectada por ia
Megafalla Pocuro, la que que no habria estado activa durante o
aespués de la depositación de Farellones han llevado a los autores
citados anteriormente a plantear la posibilidad de la existencia de
un alzamiento pre -Mioceno de Los Andes originando un importante
relieve sobre el cual se depositó la Formación Farellones.
VERGARA, en prensa)
Formación Caleta Horcón (THOMAS, 1958)
Definición y relaciones estratigráf icas
.
THOMAS (1958) denominó asi a los sedimentos poco consolidados que
aparecen a lo largo del acantilado costero entre Maitencillo y
Horcón (figura 31). Estos sedimentos también se reconocen en una
situación similar entre las localidades de La Laguna y Cachagua al
norte de la localidad tipo y entre Quintero y Ventanas al sur de la
localidad tipo. Probablemente también deben incluirse en esta
formación los sedimentos litorales que forman prte del acantilado
cestero entre Viña del Mar y Concon los que son especialmente
visibles en el sector de Las Salinas y Reñaca. ESPIÑEIRA (1989) ha
reconocido extensamente esta formación en los cortes de esteros y
quebradas en ia planicie litoral que se extiende entre el valle del
rio Aconcagua y Catapilco.
Esta formación cubre en clara discordancia depositacional a las
unidades mas antiguas estratificadas e intrusivas que afloran a lo
largo de la Cordillera de la Costa en este sector y son a su vez
cubiertas por depósitos eolicos cuternarios y/o pleistocenos que
enmascaran su distribución tierra adentro. En algunos sectores es
posible observar como estos depósitos gradan a gravas continentales
de origen fluvio aluvional.
Distribución y litologia.
Esta unidad aparece muy bien expuesta a lo largo del acantilado
costero entre Viña del Mar y Cachagua y en algunos cortes de
esteros y quebradas cercanos a la costa.
predominantemente por areniscas,
Esta compuesta
en partes
arcillosas, por arcillolitas y limolitas. Sin embargo hacia el
norte y ya en la localidad de La Laguna es posible observar niveles
de coquinas intercalados en las areniscas.
En el sector de la playa Horcones se puede apreciar de abjo hacia
arriba la siguiente columna litoestratigráf ica en el acantilado
costero (figura 33) :
Base cubierta por la playa actual :
1- 1 m de arenas finas a medias, poco consolidadas cor. una pasada
conglomoridica a ios 40 cm desde la base con clastos aplanados y
redondeados de basca 7 e:n.
2- 0,5 rada arenas atedias poco consolidadas similares a las anteriores
y con abundances turcite! las.
3-3,5 «i da arenas medias a finas con dos niveles mas compactes con
concreciones arenosas a los 0,5 y ÿ,5 ir. desde la case; en los últimos
ü,4 m
aparecen clastos do tamaño conglomerado fir.o a medio.
4- 0,3 m de paracongiomerado con matriz de arena media a gruesa y
clastos redondeados y aplanados de .basta 15 cm.
118
a- 1,1 n de arenas fir.as a medias poco consolidadas con
turritelias y fragmentes de pelecipodcs en ios primeros 1,4 cm.
6 - 1 rr de arenas cerno las anteriores tero coquina; deas, cor. fragmentos
de pe ieci pecios y vertebras pequeñas de Piscis sp. junta a coros
u a ocias tos no identificados.
3,5 ir. de arenas sibil aros a las ya descritas con. fragmentos
bioclisticos (turritellas y pelecipodosí entre ios 1,5 a 5.5 ir.; a ios
3,9 m aparecen algunos ciastos tamaño conglomerado iir.c a medio
uiÿpersos
.
b- 1,1 m de paraccngl omerado simular ai descrito mas abaje, pero con
ciastos de 3 a 30 cm ¡bolones! intercalados ccn bancos de 0,25 m do
arenas similares a las descritas.
y2,8 ¡a de arenas similares a las descritas con una pasada
ccng 1omecádi ca a los 0,4 rn desde la base y una intercalación de limo
negro hacia la 'parte superior en donde la secuencia termina con el
suelo actual.
'.U-liUkVl-W.
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o~ ..o.
>..
2
Figura 33. Columna
litoes tratigráfica
de la Formación
Caleta Horcón en la
playa de Horcón. 1.
Paraconglomerados
2. Arenas medias. 3.
Arenas finas. 4.
- o|
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1
V
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O
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Arenas medias
coquinoideas
Arenas finas
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5.
coquinoideas. 6.
Turritella sp. 7.
Pisces sp. 8.
Concreciones
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El espesor medido para este perfil es de 19 m; los espesores
estimados en otros algunos lugares dan valores entre 50 y 80 m,
mostrando la unidad una disposición claramente horizontal.
En muchos casos cuando es posible observar la base de la unidad se
la
apreciar
depositación
que
inicia
con
un
se
microconglomerado a conglomerado fino de origen local compuesto en
puede
119
un 99% oor material proveniente de la descomposición de la roca
subyacente (claramnete apreciable en el sector de Horcón y también
frente a la bajada a la playa Las Salinas) .
Edad y correlaciones.
Si bien los afloramientos son abundantes en f ornas fósiles hay pocos
estudios sobre ellas. El único trabajo disponible sobre esta
secuencia son las determinaciones de TAVERA (1960) quien reconoció
especies que aparecen ya desde el Mioceno y otras que, según dicho
autor, estarían restringidas al Plioceno -Reciente.
Las formas atribulóles al mioceno serian:
-
Dentalium sp. aff. sulcasum Sow. var. mayus Sow.
3alar.us psittacus Mol. var. minor Pnil.
Las formas con afinidades pliocenicas serian:
- Monoceras pyrulatus Phillippi
- Monoceras blanvillei d'Orb.
- Monoceras doliaris Phil.
- Monoceras laevis Phil.
-
"Yoldia"?
Por lo cual TAVERA
(1960) considera la formación de edad
Plioceno y equivalente con el piso de Coquimbo. Sin embargo
actualmente el piso Coquimbo se ha constituido en la Formación
Coquimbo la que en su base correspondería al mioceno medio
(MARTNEZ- PARDO, 1979, 1980; MART INEZ -PARDO v CARO, 1980) y aun
hasta el Mioceno Inferior (IBARAKI, 1990). Igualmente la Formación
Navidad y unidades sobreyacentes (capas de Lo Abarca; Formación La
Cueva) que se extienden al sur de los 33° S y de características
depositacionales similares a as de la Formación Horcón, se
distribuyen en un rango Mioceno - Plioceno (COVACEVICH, 19900) . En
opinión de COVACEVICH (1990) si bien la macrofauna de la Formación
Horcón es esencialmente pliocena no se puede descartar edades
miocenas para ia parte mas basal de la unidad.
Formación CONFLUENCIA (RIVANO y SEPULVEDA, 1991)
.
ESPIÑEIRA (1989) distinguió en los valles de La Ligua,
Catapilco, Limache y valle del rio Aconcagua (figura 30) una
secuencia de gravas y ripies con intercalaciones de arenas poco
consolidadas que se distribuyen en terrazas altas y con potencias
de 50 a 100 m las que muestran una distribución superficial
parcialmente concordante con el sistema hidrográfico actual. Estas
mismas gravas aparecen también y han sido reconocidas como tales en
este trabajo en el valle del estero Quilimari. En algunos casos
como en Rautén estas gravas muestran claras imbricaciones de los
clastos mayores (gravas de Rautén) . Estos sedimentos se depositaron
discordantemente sobre las unidades de rocas jurásicas y
paleozoicas que afloran en la costa y engranan lateralmente con la
Formación Caleta Horcón (ESPIÑEIRA, 1989) y son cubiertos a su vez
por sedimentos eólicos y aluvionales mas nuevos. Dadas las
relaciones de pasaje lateral a la Formación Horcón y, a falta de
mejores antecedentes paleontológicos y/o estraticráf icos , la edad
de estos sedimentos puede suponerse ser equivalente con la edad
supuesta para la Formación Horcón esto es una edad f undamentaimente
120
pliocer.a. Estos depósitos son la continuación sur de la Formación
Confluencia definida mas al norte, en el sector de Choapa, la cual,
también de origen fluvio - aluvional aparece engranando con la
Formación Coquimbo (= Formación Caleta Horcón) siendo considerada
de edad Mio-Plioceno.
CONCLUSION DEL NEOGENO .
La paleogeografía del Neógeno que se puede visualizar en este
sector del pais se afirma en un marcado volcanismo ampliamente
desarrollado al este, en la Cordillera de Los Andes que habria
tenido lugar durante casi todo el Mioceno, iniciándose con el
desarrollo de un complejo de calderas, durante el Mioceno Inferior
a Medio para continuar después con una cadena de aparatos
volcánicos de tipo central. Mientras tanto, en la parte occidental
del territorio tenia lugar durante el Mioceno y hasta el Plioceno,
una depositación litoral con el desarrollo de una plataforma
carbonatada de aguas templadas invadida y ahogada parcialmente por
el influjo de material detritico proveniente de tierra adentro a
través de cursos de agua que muy probablemente tenian una
distribución muy similar a la que muestran actualmente los grandes
rios del sector. Este dispositivo paleogeograf ico se habria
instalado sobre una paleotopograf ia con una dicotomía cordillera
oriental y piedemonte occidental desarrollada antes del Mioceno
Inferior .
121
CUATERNARIO
Introducción .
Hojas
las
en
El
y
Cuaternario
Portillo
Quillota
esta ' representado por una variedad ae depósitos mas o menos
ir.consolidados y que corresponden a una serie de fenómenos de
ocurrencia local determinada por las condiciones climáticas y
topográficas alli imperantes, lo que ha determinado la separación
de estos depósitos en una jerarquia informal basada en los modos de
ocurrencia y/o mecanismos de depositación, asi como en el tiempo de
ocurrencia relativo. Asi se distingue en el Cuaternario de las
Hojas
antiguos
Sedimentos
Eólicos
Quillota-Portillo .
(Paleodunas ) ( PQd) , Terrazas continentales (Qt) ; Terrazas marinas
(Qtm) ; Sedimentos eólicos y litorales; Sedimentos aluviales y
coluviaies y Sedimentos glaciales y f luvioglaciales y depósitos
morrénicos retrabajados (Qg) .
Sedimentos eólicos antiguos PQd (unidad informal)
.
Los sedimentos eólicos antiguos (Paleodunas) se reconocen a
todo lo largo de la costa en lugares discretos, a partir desde el
norte del rio Quilimari hasta el limite sur de la hoja Quillota en
el sector de Concón. Forman superficies suavemente onduladas que
cubren parcialmente las terrazas costeras, dpositándose sobre los
depósitos de la Formación Horcones y sobre unidades mas antiguas
tales como los granitoides de la superunidades Cochoa (sector de
Concón) y Mincha (sector entre Quinteroy la punta Guallarauco) , al
norte de ahi, entre punta Molles y punta Quelén cubren rocas del
Triásico y Jurásico, cubriendo áreas mas restringidas.
Los cortes de la carretera (foto 26) , algunas quebradas y,
ocasionalmente la acción erosivas de las aguas lluvias que originan
pequeñas carcavas (denominadas "lluvias" localmente) exponen estos
sedimentos: corresponden a arenas poco consolidadas, de colores
ocres, muy bien seleccionadas y con evidencias de estratificación
entrecruzada frecuente: el espesor puede variar desde unos pocos cm
hasta alrededor de 10 m como es el caso de las paleodunas entre
Pichicuy y Longotoma, normalmente la superficie superior es convexa
u ondulada y sólo cubierta por suelo actual, siendo quizás estas
formas onduladas testimonio de una morfología de bar janes. Su
distribución, casi siempre relacionada a áreas o sectores a
sotavento de playas o al norte de la puntas, indica que se habrían
acumulado seqún un regimen de vientos muy similar al actual, es
decir con una componente predominante de vientos de dirección NNE.
Relacionadas a las paleodunas aparecen gravas finas y arenas
aluvionales (PQd(a))en el sector del Estero Pucalán, al este de
Quintero; estos depósitos de carácter aluvional se habrían
originado por el lavado y erosión del relieve inmediatamente
ubicado al este, y, por cubrir a la Formación Confluencia al igual
que las Paleodunas (QPd) se las ubica cercanas en el tiempo. La
edad de las paleodunas ha sido discutida, mas al norte (RIVANO Y
SEPULVEDA, 1991) asignándoles una edad Piioceno-Pleistoceno, edad
que se mantiene aqui por tratarse de las mismas paleodunas y en
ausencia ce nuevos datos.
122
Terrazas de Depósitos Marinos, en parte
informal) .
sin
sedimentos QTm (Unidad
Esta unidad, que er. sentios estri :to csrrespor.de a una unidad
morfológica, corresponde a unas pequeñas terrazas que aparecen en
Cachagua y Quintero, estas terrazas, ce extensión. comparativamente
reducida, están Icradas score sedimentes marino-litorales que son
cubiertos lateralmente por .as paleocenas y que probablemente pueden
corresponder a la Formación horcones Micceni-Piioceno) , además
estas formas afectan a xas raieodunas ;i?d) , por lo cuai se habrían
generado posteriormente y probablemente favorecidas por su ubicación
geográfica .
Terrazas
Informal)
continentales ,
.
en
parte
sin
sedimentos
Qt
(Unidad
Se ha preferido utilizar este término morfológico para
designar a unas acumulaciones de
depósitos semiconsoi iaados que se desarrollan a L este del valle del
Aconcagua al este de la ciudad de Los Andes . Estos depósitos
consisten en grandes terrazas, de extensión continua que afloran por
todo el borde oriental de la cuenca del Valle de San Felipe - Los
Andes y que consisten en aumulacion.es de arenas medias y
conglomerados finos a medios. Estos depósitos se distinguen del
relleno de la cuenca por encontrarse tepog "afleamente mas altos y
presentar en sus frentes un notable escarpe que alcanza en algunos
lugares alturas de algunas decenas de metros. No se ha podido
establecer la relación exacta con el relleno de la cuenca. Puede
Foto 26, Detalle del aspecto de las paleodur.as a lo largo de la carretera
(Ruta 5) entre Longotoma y Pichicuy.
123
estar relacionado a un último movimiento de la megafaÿia Pocuro
cuya traza es cubierta por estas terrazas.
Sedimentos Cuaternarios No Consolidados Qel , Qac,
informales)
Qg
(Unidades
.
Como depósitos No Consolidados se reconocen y diferencian en
las Hojas Quillota y Portillo los sedimentos eólicos y litorales
recientes (Qel) , los sedimentos aluviales y coiuviales (Qac)y los
sedimentos f iuvioglaciales y glaciales (Qg) , asignados en general
al Cuaternario Superior o Reciente.
depósitos
los
y
eólicos
litorales
a
corresponden
acumulaciones costeras expuestas bajo la forma playas actuales y
dunas, respectivamente; se ubican adyacentes a ia franja costera y
su desarrollo está directamente relacionado con los rasgos
morfológicos actuales; es asi como las piayas se desarrollan
siempre al norte de puntas con acantilados desarrollados que crean
bahías protegidas de los vientos NNE y de las corrientes costeras
de dirección norte, privilegiando asi las acumulaciones de arena,
y siempre a las salidas de las vías de agua que aportan el material
para la construcción de las playas. Las acumulaciones eólicas
aparecen siempre al norte de las playas, de acuerdo con los vientos
predominantes (NNE) ios que transportan desde las playas y desde
depósitos mas antiguos el material fino que es depositado en las
zonas de baja presión al perder el viento su capacidad de
transporte , tanto en las playas actuales como en las dunas es
posible apreciar ia clásica forma de media luna, parabólicas, de
tipo barján, características de las dunas crecientes (SPALLETTI,
1980) .
Los sedimentos aluviales, coiuviales y depósitos de relleno
de valles (Qac) están relacionados a los cursos de agua actuales y
tiene su expresión mas importante en la Hoya del rio Aconcagua, en
la mitad sur del área están formados por acumulaciones de gravas y
ripios, regular a mal estratificados, y por arenas y limos, con
buena estratificación, se trata e:i ia mayoría de los casos de
sedimentos efímeros, especialmente los depósitos de valle y algunos
conos de deyección (Qac (a)), los que suelen evolucionar año a año,
de acuerdo con la abundancia e intensidad de las precipitaciones.
Los dépósitos de colapso gravitacionai (Qac(b)) corresponden
a deslizamientos en masa de grandes proporciones, actualmente
estabilizados y colonizados por vegetación en la mayoría de los
casos; los principales se ubican a lo largo de la Megafalla Pocuro
(derrumbes de Conchuca, Alicahue, Los Patos y Campos de Ahumada)
(figura 34), otros, de dimensiones mas modestas aparecen en La Olla
(Rio Rocín) , Salto del Soldado y Juncaiiilo (por el Camino
Internacional a Mendoza) ; el derrumbe de Juncaiiilo, que taponó y
dio origen a la Laguna del Inca, ha sido erróneamente figurado en
el mapa como un depósito morrénico correspondiendo en realidad a un
derrumbe. Estos depósitos se habrian generado probablemnte por
colapso gravitacionai debido a movimientos sísmicos, llama la
atención su ubicación preferencial a lo largo de la traza de la
Megafalla Pocuro la que durarte esos sismos pudo haber constituido
una zona de inestabilidad; igualmente llama ia atención la relación
espacial entre estos derrumbes y las terrazas del borde oriental de
la cuenca de San Felipe-Los Andes (Qt) .
124
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Figura 34. Distribución de los derrumbos cuaternarios en las hojas Quillota-Portillo . y su relación
cor. la megafalla Pocuro.
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Blanco en el
extremo sur del
pluton dacítico del
Rio Blanco. Vista
hacia el este.
1 2 il
Los depósitos glaciales y f luvioglaciales exponen sólo en la parte
oriental del área, Hoja Portillo, generalmente estas acumuclaciones
se presentan en zonas fronterizas y asociadas a formas de erosión
glacial; estas son especialmente notorias en el curso superior del
rio Colorado y en los nacientes del rio Juncal y esteros Navarro y
San José; También en el limite norte de la Hoja se peuden apreciar
en el sectro del paso Los Teatinos importantes acumulaciones
morrénicas, las que están compuestas por abundante material
clástico gureso, anguloso, incluido en una matriz arenosa; es común
encontrar asociados a estos depósitos lóbulos glacio-nivales
recientes. Se han incluido en estos últimos depósitos mencionados
morrenas de glaciares actuales como el del Juncal (foto 27) y
morrenas de glaciares de roca como el que se observa en el rio
Blanco (afluente superior del rio Colorado (foto 28).
127
ROCAS INTRUSIVAS DEL MESO-CENOZOICO
Introducción
En las hojas Quillota-Portillo, ias rocas intrusivas del MesoCenozoico aflorar, a le largo de amplias franjas de intrusivos
orientadas submeridianamente . Las edades de estas franjas decrecen
paulatinamente de oeste a este y constituyen arealrr.ente ei 20% del
área aproximadamente.
Estas francas, al igual que mas al norte, en la Hoja Illapel
(RIVALO y SEPULVEDA, 1991) han sido asimiladas a las Superunidades
en el sentido de RIVANO y SEPULVEDA (1991) , que difiere de la
definición original prouesta por COBBINGS y PITCHER (1972) , pero que
sin embargo resulta ser de fácil maneje para establecer una
nomenclatura de terreno.
Para las Franjas y/o Superunidades reconocidas en las Hojas
Quillota-Portillo se ha preferido mantener la nomenclatura
establecida mas ai norte por existir continuidad de afloramiento.
Para las unidades se ha tratado de mantener dentro de los posible el
mismo esquema de nomenclatura,
sin embargo algunas
facies
litológicas especiales han sido designadas con nombres locales
dentro del área de estudio especialmente para ios granitoides
jurásicos (ESPIÑEIRA, 1989).
Se han reconocido asi cuatro franjas principales que
corresponden a episodios intrusivos mayores y que se ubican en el
Jurásico, Cretácico Inferior a Superior, Cretácico Superior a
Paleógeno y la franja del Neógeno. Adicionalmente se ha detectado en
el limite sur de la hoja Quillota una franja de intrusivos
subvolcánicos de orientación transversal (WNW-ESE) que corresponden
al Mioceno Inferior y que es desc rita separadamente de la franja
del Neógeno de orientación N-S.
INTRUSIVOS DE LA FRANJA JURASICA
Superunidad Mincha.
(Rivano et al., 1985)
Constituye la franja mas occidental de los intrusivos MesoCenczoicos y conforma gran parte de la Cordillera de la Costa y
Planicies litorales (aproximadamente 40%) (figura 35) aflorando en
forma discontinua con rumbo general MS con un ancho proemdio de unos
15 Km y con máximo de 35 Km en el borde sur de la Hoja Quillota. Los
intrusivos de la Superunidad mincha Intruyen a rocas paleozoicas
(Unidad Cochoa) y a rocas del Triásico-Jurásico Medio (Formaciones
Pichidangui, La Ligua, Los Molles, Quebrada del Pobre, Ajial y Cerro
Calera) . Los afloramientos de rocas de la Superunidad Mincha son
cubiertos por sedimentos consolidados y no consolidados del Neógeno
y Cuaternario. En la Hoja Quillota sólo se han reconocido tres de
las cuatro unidades reconocidas mas al norte (RIVANO et. al., 1985;
RIVANO y SEPULVEDA, 1991) en la Superunidad Mincha (figura 35):
Unidad Puerto Oscuro, Unidad Tranquilla y Unidad Cavilolén.
Unidad Puerto
Oscuro,
(RIVANO et
al., 1385).
La Unidad Puerto Oscuro aflora en dos cuerpos batoliticos de
forma irregular que se extienden entre el rio La Ligua, por el norte
y el estero la Canela por el sur. El cuerpo de mas al norte se ha
123
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Figura 35. Distribución de las unidades intrusivas de la franja jurásica en las Hojas QuillotaPortillo. 1. Unidad Puerto Oscuro: subunidad Cuarzodioritas de Cachagua. 2. Unidad Puerto Oscuro:
subunidad Gabro de Las Cujas. 4. Unidad Tranquilla. 5. Unidad Cavilolén.
denominado Plutón Papudo y el de mas al sur Plutón La Laguna (figura
35) . Ambos cuerpos estar, separados por una franja de intrusivos
perteneciente a la Unidad Caviioién. Esta unidad se distingue por
sus colores oscuros a gris verdoso, debido asu alto contenido en
máficos. En ella se han reconocido tres subur.idades:
las
Cuarzcdioritas de Cachagua, ei Gaoro de Las Cujas, ubicadas
principalmente en el plutón Papudo y las Cuarzodioritas de La Laguna
que ocupan la totalidad del plutón de La Laguna. Rocas asignadas a
esta unidad (ESPIÑEIRA, 1935) afloran también en el acantilado
costero entre Caleta Horcón y Ventanas en donde son cubiertas por
sedimentos Cuaternarios (Pqd) y Mi.o-Plioceno (Th)
.
Subunidad
Cuarzodioritas
ESPIÑEIRA, 1989}
.
de
Cachagua
(=
Unidad
Cachagua,
Se ubica principalmente en el plutón de Papudo y a lo largo del
acantilado costero entre caleta Horcón y Ventanas. Corresponde a
cuarzodioritas, cuarzomonzodioritas y dioritas de colores gris
oscuro a negro; subordinadamente pueden aparecer tonalitas. En
en ios afloramientos costeros, las rocas de esta
ocasiones,
subunidad muestran orientación mineralógica (Balneario de Cachagua,
Zapallar y Papudo y en el sector de Alto de ios Cardos) . A lo largo
de la costa predominan las cuarzodioritas y las dioritas.
Petrográficamente (ESPIÑEIRA, 1989) corresponden a cuarzodioritas,
36)
cuarzomonzodioritas,
(figura
y
dioritas
tonalitas
de
ciinopiroxencs, biotita, hornblenda y en menor proproción,
crtopiroxenos . La textura es faneritica de grano medio a grueso con
30>IC<50. Muestran evidencias de cataclasis tales como doblamiento
de cristales, es común la presencia de cúmulos de máficos, opacos y
accesorios. La plagioclasa corresponde a Anÿ.{0 observándose a veces
reemplazo parcial por parches de feldespato potásico. El cuarzo
aparece pequeños cristales xenomorfos. La biotita muestra un fuerte
pieocroísmo en tonos pardos a rojos. La horblenda es feurtemente
en
normalmente,
y
pleocroica
a
reemplaza,
tonos
verdes
clinopiroxenos .
Ocasionalmente en algunos sectores se observaron inclusiones
rnáficas de formas elipsoidales y subcirculares con bordes
def inidoscuya composición varia desde cuarzodioritas ieucocráticas
a dioritas melanocráticas; estas inclusiones son especialmente
notorias en el sector del cerro La Cruz de Zapallar en donde llegan
a constituir hasta un 45% de la roca.
Las rocas de esta subunidad son intruidas por delgadas vetillas
de granodioritas de hornblenda las que según ESPIÑEIRA (1989)
podrían corresponder a fluidos residuales de la cristalización y
ricos en álcalis y alúmina.
Las edades conocidas para la subunidad son dos antiguas
mediciones por el método Plomo-a (LEVI et al., 1963, DRAKE, in
MUÑIZAGA y VICENTE, 1982 ) y 3 edades K-Ar en biotita
y una en
anfiboia (ESPIÑEIRA, 1989), además en el sector de Papudo se realizó
una isócrona con 11 muestras (ESPIÑEIRA y PARADA, 1987) . Las edades
obtenidas (tabla 9) dan un rango entre 160 y 167 Ma .
Subunidad Gabro de Las Cujas.
1989) .
(=
Gabro de Las Cujas, ESPIÑEIRA,
Corresponde a un pequeño sector ae afloramientos en el sector
de la caleta Las Cujas. Se trata de dos cuerpos pequeño de no mas de
130
un 1/4 de km2 de superficie que afloran al norte de Caleta Las Cujas,
en donde se por.e en contacto brusco con las cuarzcdioritas de
Cachagua, y el otro en el sector de Santa Rosa de Colmo en ia
vertiente sur del valle del rio Aconcagua, en dnode es parcialmente
cubierto por los depósitos de la Formación Confluencia. Estos
cuerpos, dada su pequeñez no nan sido figurados en el mapa
1:250.000, una ubicación mas precisa figura en ESPIÑEIRA (1989).
Son gabros de hornblenda de color gris negro de grano grueso
a muy grueso. Al microscopio (ESPIÑEIRA, 1989) muestran hornblenda
y subordinadamente clinopiroxenos
La hornblenda es fuertemente
pleocroica en tonos verde amarillo a verde
intenso. Los
clinopiroxenos de hábiot prismático presentan parches de anfibolas.
Las plagioclasas son An43_54. Los accesorios mas comunes son pistacita
y opacos. El IC es 55>IC<60. En el sector de Santa Rosa de Colmo
estas rocas muesuran evidencias de cataclasis tales como distorsión
y doblamiento de cristales lo que, unido al recubrimiento por los
sedimentos Neógenos, impide establecer una relación clara con las
otras rocas intrusivas que alli afloran, para esta subunidad no se
cuenta con dataciones de ningún tipo.
.
Subunidad
Cuarzodioritas
ESPIÑEIRA, 1989)
.
de
La
Laguna.
(=
Unidad
Catapilco,
Constituye un sólo plutón de carácter batolitico, el plutón de
La Laguna (figura 35), de forma irregular y que hacia el este y
sureste intruye niveles de rocas volcánicas de la frormación Ajial
las que aparecen suavemente plegadas y afectadas por metamorfismo
(ESPIÑEIRA, 1989). Hacia el norte son intruidas por las
termal
plutonitas de la Unidad Cavilolén, contacto que en gran parte está
cubierto por sedimentos de la Formación Confluencia y por una densa
foresta y suelo vegetal, haciendo problemática su observación. Las
rocas corresponden a cuarzodioritas de grano medio, similares a las
de la subunidad Cachagua pero que presentan una fuerte alteración
silícica y cloritica lo que ha causado la cloritización de los
máficos y un color pardo amarillento. Petrográficamente, estas rocas
y,
corresponden
a
cuarzodioritas,
cuarzomonzodioritas
subordinadamente, tonalitas y monzonitas cuarciferas (figura 36) de
anfibolas verdes y clinopiroxeno El IC, modal, varia entre 22 y 28.
la textura es la misma que las cuarzodioritas de Cachagua. Las
plagioclasas varian entre An27_32,
encuentran
se
comunmente
argillizadas . los accesorios mas comunse son esfeno, apatita, circón
y opacos.
En algunos sectores, como en San Alfonso, rocas asignadas a
esta subunidad corresponden a tonalitas blancas con una ausencia
casi total de máficos con un aspecto muy similar la Unidad
Tranquilla del plutón Mauco. Las inclusiones máficas son escasas,
oscilando composicionalmente entre cuarzodioritas a dioritas de
anfibola, con IC entre 32 y 48; su textura es porfirica de grano
medio
En esta subunidad sólo se dispone de una antigua edad Pb-Cl en
el estero Catapilco de 170 ± 20 Ma (LEVI et al., 1963) (tabla 9).
.
.
131
TABLA 9 EDADES
K/Ar
y PbS DE LA FRANJA JURASICA
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Material
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2° 33, VC
1° 27,69
2 ° 2 9 , 90
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Biotita
6.334 41. 736
Monzeeita
32a 35, 50
7 1° 21, 70'
32° 35 , 50
7 1° 2 i,7 0
1
i4
2
167
-
2
7.0
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2
Biotita
7 C66 47.916 13.0
162
±4
2
Cjarzodiorita
Biot i ta
7.C66 47.916 13. C
166
14
2
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Biotita
7.553 43.213
160
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71° 32, 7;
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7 1° 20, 60 '
32° 57. 00'
7 1° 2 3 , 32'
52° 57, C0'
71° 24, 00'
32° 4 8, 30'
7 1° 32, 4 0 '
32° 48, 30 '
71° 32 ,40 1
32° 35, 50 '
71"16, 00'
32° 36, 40
71°23, 50
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1
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4
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14
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158
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2
Uioti ta
6. 644 44 .396
164
+4
2
Cu a r z or,nz odio r it a
Biotita
6.506 4 3 . 355
164
± 4
1
Grani to
Biotita
6. 1357 43.479
156
1 4
2
Anf ibola 7.301 4 5. 425
166
1 4
2
Granodior. do Anf-Ut
Biotita
7.413 49.339
160
± 4
2
Granodior. de Anf-Bt
Biotita
7.4 99 49.639
163
14
2
Pegraat i ta (Qz-Fd-Mus)
Muscovi . 9.24 2 51.001
153
i4
2
Dior ita
Biotita
156
1 4
2
Mor.zodi orita - Dior.
Aní ibola 0. 591
3.4 94
140
112
2
Grancdicrita
Biotita
7. 015 45.511
160
± 4
2
3iotita
6.353 41.116
159
14
2
Biotita
5.280 30. 135
141
± 4
2
Biotita
6. 931 43.914
156
± 4
2
158
+ 5
2
.
32 ° 42 30'
7 1" 2 9, 20 '
32°57, 61'
71" 32, 74 '
32° 55, 43 '
71° 32, 90 '
.
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Biotita
1
32° 07 ,36
71°20, 53
32 ° 4 4 ,4 0 '
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± 2.0
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33° Costa
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3
1
traba ;o. 2. SSPREíRA, 133S. 3 DRAKE et al., 1992. 4 DRAKE (in
MUNIZAGA y VICENTE, 1932)
Li.-I et aio., 1963.
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Figura 36. Diagrama QAP
de
composición
modal para las unidades
intrusivas
de
la
Suoerunidad Mincha.
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Unidad Tranquilla. (RIVANO et al . , 1985) (=Unidad Mauco, ESPIÑEIRA,
19899
Corresponde al plutón Mauco, de forma ligeramente ovoide, con
su eje mayor orientado NS y con un apéndice elongado en dirección
NW-SE y del cual lo separa una falla de igual rumbo (figura 35) que
ha desarrollado foliación en la roca de caja. Hacia el este estas
rocas ir.truyen rocas metamórficas cuyo protolito original son rocas
volcánicas asignadas a la Formación Ajial. Hacia el oeste sen
cubiertas por depósitos Neógenos y Cuaternarios.
Las rocas de esta unidad corresponden según ESPIÑEIRA (1989)
a leucotonalitas amarillentas a rosácease intruidos por numerosos
cuerpos pequeños (stocks y filones) de composición dioritica y de
colores grises a negros y que corresponden a cuerpos menores de la
Unidad Puerto Oscuro. Ocasionalmente (ESPIÑEIRA, 1989) se ven
filones sinplutónicos disruptados, cuyos fragmentos
están
alineados entre si e inmersos en las leucotonalitas.
ai
microscopio se presnta como rocas hololeucocréticas con 2<IC<5 y
con textura granofirica de grano medio a fino. En varios sectores
cerca de los bordes del plutón es posible aprecia evidencias de
cataclasis tales como deformación y molienda de cristales a lo
largo de bandas. Un examen atento de los cortes transparentes de
las muestras con menor deformación muestra fenocristales de
plagioclasa argillizados, de relieve muy bajo, similar al bálsamo,
lo que indica su carácter sódico, y entrecrecidos con una matriz
simplectitica de cuarzo y feldespato, los f erremagnesianos son muy
escasos y generalmente corresponden
a anfibola verde.
Otros
máficos son escasos. Los accesorios son esfeno, apatita, opacos y
circón, esta descripción coincide con las efectuadas mas al norte
(Hoja Illapel) para rocas ae esta misma unidad (RIVANO et al.,
1985; RIVANO y SEPULVEDA, 1991) .
133
No existen edades radiométricas disponibles para esta unidad
podiendo tan sólo asegurarse que esta unidad intruye a rocas
metamórficas asignadas a facies metraorficas de la Formación Ajial
(=Corr.plejo El Cajón de CORVALA y DAVILA, 1964} . Tampoco es posible
establecer mayores relaciones de contacto con las otras unidades
intrusivas jurásicas a excepción de aparecer intruida por cuerpos
menores v filones dioriticos asignables a la Unidad Puerto Oscuro,
relación que es la misma que se observa en ia localidad tipo de
amias uniaades mas ai norte.
Unidad Cavilolén.
ESPIÑEIRA, 1989) .
(RIVANO
ec
al.,
1985) (=Unidad
Limache
de
Es la mas extensa de las unidades intrusivas jurásicas, aflora
en grandes plutones batoliticos y cuerpos menores asociados (figura
35). Los principales plutones son: el plutón de Petorca-Quilimari,
plutón de Guaquén, plutón de La Ligua, plutón de Las Salinas,
plutón de El Melón-Catapilco, plutón de Zapallar, plutón Quintero,
plutón Santa Teresa y plutón de Limache. Estos plutones
corresponden a cerca del 75s-. de la franga Jurásica en la Hoga
Quillota. los mas importantes por su tamaño son el Plutón PetorcaQuilimari que alcanza una superficie aproximada de 450 Km2 y que se
continúa mas allá del limite norte de la Hoga. El Plutón de
Limache, en el extremo sur de la hoja y que se extiende hacia el
sur de ella es el segundo plutón en importancia, seguido por el
plutón de El Melón-Catapilco el que es parcialmente cubierto por la
Formación Confluencia (Te) en su parte central.
También se ha incluido en esta unidad el cuerpo dioritico de
Zapallar (=Diorita de zapallar, ESPIÑEIRA, 19899. El color
predominante es gris claro y es notorio un bandeamiento
mineralógico acentuado por la presencia de inclusiones máficas
orientadas acorde a dicho bandeamiento. Las rocas de esta unidad
ir.truyen a todas las unidades estratificadas del Triásico-Jurásico
y al unidad intrusiva Cochoa del Paleozoico. A.demás el contacto con
la unidad Puerto Oscuro es neto y brusco y de carácter intrusivo.
se desconoce las relaciones de contacto con la unidad Tranquilla.
Estas rocas son además intruidas por pequeños cuerpos graníticos,
no mapeables a la escala 1:250.000, y por filones dioriticos.
Petrográficamente corresponden a granodioritas, tonalitas y mas
raramente, a rnonzogranitos (figura 36) de biotita, hornblenda y en
menor porporción, clinopiroxenos . La textura es faneritica
de
grano grueso con 10<IC>24. Son comunes las evidencias de
cataclasis, tales como la deformación y/o doblamiento de cristales,
en los afloramientos meridionales (Plutón de Limache, plutón de
Santa Teresa y plutón de Quintero) . La plagioclas es An27.3?, con
hábito tabular y zonadas. El cuarzo es xenomorfo y ocasionalmente
muestra golfos de corrosión y extinción ondulosa. El feldespato
potásico es microclina xenomorfa cuyos bordes suelen mostrar
entrecrecimiento de cuarzo y plagioclasa. La biotita presenta
pleocroismo en tonos pardos a rojos y a veces aparece con el
diva je doblado, la hornblenda tiene pleocroismo en tonos verdes
fuertes y puede estar aiteradad a epidota y/o clorita; puede
reeplazar clinopiroxenos a lo largo de los bordes o en los palnos
ae clivage. Los accesorios mas comunes son esfeno, opacos, apatito
y circón.
Las inclusiones máficas, de formas elipsoidales y alargadas,
13 4
poseen bordes definidos y algunas de ellas presentan una zonación
de color con la facies mas melanocrática al centro de las
Composicionalmente
desde
varían
inclusión.
cuarzodioritas
leucocráticas a dioritas melar.ocraticas con IC entre 28 y 52. En
algunos sectores, como en los balnearios de Ventanas y Quintero,
estas inclusiones aparecen con grandes dimensiones (hasta 1,7 m de
largo) (ESPIÑEIRA, 1989) y alineadas lo que sugiere que se trata de
filones sinplutónicos . En el sector de Zapallar estas rocas
adquieren un aspecto almohadillado en las que se distingue un
melanosoma constituido por fragmentos dioriticos orientados
dispuestos en una matriz leucocrática (leucosoma) que forma entre
un 10 a 35% del volumen total. Los fragmentos melanocráticos son de
formas elipsoidales a cuadrangulares y tamaños entre 4 a 40 cm de
eje mayor. La matriz leucocrática es de color gris claro y posee
fábrica orientada paraleela a la dirección de los fragmentos
melanocráticos. también se observan en este sector los filones de
granitos leucocráticos
Las
radiométricas conocidas para esta unidad
edades
corresponden a 2 antiguas edades Pb-a (LEVI et al., 1963; MUÑI ZAGA,
1972), 7 edades K-Ar en biotita (ESPIÑEIRA, 1989; este trabajo), una
(ESPIÑEIRA,
1989),
K-Ar
en
edad
anfibola
par
dos
K-Ar
Biotita/Anf ibola (ESPIÑEIRA, 1989) (tabla 9) y dos isócronas una en
la Cuesta Zapata y la otra en Quintero. Las edades obtenidas se
agrupan entre los 156 y 166 Ma, sin embargo las isócronas dan
valores algo mayores 173±28 la de la Cuesta Zapata y 168±4 la de
Quintero (ESPIÑEIRA, 1989) Estas edades radiométricas dan un rango
entre 156 y 170 Ma para esta unidad.
.
.
Rocas intrusivas asociadas a la Superunidad Mincha.
Granitos de Punta Sanf uentes
.
(ESPIÑEIRA, 1989).
Estas rocas corresponde a un conjunto de intrusivos graníticos
muy pequeñas dimensiones, por lo que no han podido ser
representados en el mapa 1:250.000, y que forman filones
centimétricos a cuerpos lenticulares. Normalmente intruyen a las
rocas de las unidades Puerto Oscuro y Cavilolén. Numerosos cuerpos
apliticos asignados a esta asociación, se observan en las
cercanías del cerro Colorado en Reñaca, Quintero, Zapallar y Papudo
(ESPIÑEIRA, 1989) En Punta Sanfuentes y Papudo afloran junto con
apitas
pegmatitas
granitos
dispuestos
las
y
bandeados,
subhorizontalmente, con una potencia de 50m, se disponen sobre la
unidad Cavilolén. Petrográficamente corresponden a sieno y
monzogranitos (figura 36) leucocráticos de biotita y mica blanca
subordinada, con 1<IC>4 con textura fanerítica de grano medio a muy
grueso. La plagioclasa es Anl0_16, zonadas. La microclina es el
feldespato potásico presente y aparece xenomorfa y con su
caracterítica macla de enrejado. El cuarzo está siempre rellenando
espacios tardíos y tiene extinción ondulosa. La biotita es
pleocroica en tonos pardos. La mica blanca es muy fina y forma
cúmulos. Ocasionalmente se observa textura simplectitica . Los
accesorios son opacos y esfeno.
(1989)
según
relacionan
ESPIÑEIRA
se
Estos granitos
estrechamente a las unidades Puerto Oscuro y Cavilolén indicando
que corresponderían a
líquidos residuales de las unidades
mencionadas, sin embargo los antecedentes aportados no son
de
.
135
conciuyentes . Se ha obtenido 2 edades radiorr.étricas K-Ar para esta
asociación que dan valores discordantes de 159 y 74 Ma {tabla 9),
siendo ei primero el mas probable.
Filones Dioriticos.
(ESPIÑEIRA, 1989)
Corresponden filones con espesores variables entre 0.1 a 2m
que cortan a las unidades Puerto Oscuro, Cavilolén y Kauco. Se
distinguen dos tipos: el mas abundante, de textura porfirica de
crano medio a fino v que no muestra bordes de enfriamiento en la
roca de caja y un segundo tipo, también con textura porfirica pero
de grano muy fino y que presenta bordes de enfriamiento y
alteración en la roca de caja, apareceindo estos últimos sólo en el
costero entre
Petrográficamente
Papudo y Cachagua.
sector
corresponden a dioritas de homblenda y biotita con clinopiroxenos
subordinados de color negro. Existen 2 edades conocidas (IRWIN et
ai., 1987) para estos filones con edades discordantes de 118 y 151
Ma (tabla 9)
.
INTRUSIVOS DE LA FRANJA CRETACICA
Superunidad Illapel.
(RIVANO et al., 1985).
Los intrusivos de la Superunidad Illapel se agrupan en un
conjunto de cuerpos de dimensiones desde batolitos a stocks
distribuidos en una franja irregular de unos 20 a 25 Km de ancho a
lo largo de la parte media de la Hoja Quiliota. F.1 rumbo de esta
franja es N20°-30°W y, en general, los plutones mayores muestran una
morfología de afloramiento acorde con dicha orientación, la que
coincide por lo demás, con la orientación de algunos lineamientos
y Fallas regionales. Al sur del valle del rio Aconcagua la franja
de afloramientos de esta superunidad aparece claramente desplazada
nacía el oeste unos 15 a 20 Km de la ubicación esperadad dada la
proyección normal de la franja hacia el sur.
Los plutones principales son (figura 37) : el plutón de TiiamaSan Lorenzo, con forma alargada en dirección N30°W , con un ancho
promedio de 7 km y un largo de mas de 50 km, extendiéndose en forma
initerrumpida desde mas allá del limite norte de la Hoja Quiliota
hasta el estero guayacán, por el sur; al oeste del plutón TilamaSan Lorenzo, en la parte norte de la hoga, aflora el plutón del
Morro López paralelamente al cuerpo mayor, extendiédose desde el
valle del rio Quilimari hacia el sur por unos 15 Km y un ancho de
3 a 4 km, entre ambos cuerpos afloran cuerpos menores. Entre
Petorca y Chincolco afloran una serie de cuerpos de pocos Kmz de
extensión y ai norte de ellos se ubica el plutón de Pedernales.
Hacia ei sur del plutón Tilama-San Lorenzo aflora, en el sector
entre San Felipe y Llayllay, el batolito de Panquehue que se
extiende a todo lo largo del valle de Aconcagua entre esas
localidades, afectado por notorias fallas inversas en sus bordes
oriental y occidental originando el Horst de Panquehue (ver
capitulo Estructura y Tectónica). Entre ambos cuerpos afloran
varios cuerpos menores siendo los mas importantes el Plutón de
Guayacán, el plutón del Cerro Blanco y el Plutón de Quebrada
Herrera. Al sur del plutón de Panquehue aflora en el extremo sur de
hoja el plutón batolitico de Caleu-La Campana con un ancho de 12 a
136
Pichtíungui,
N»<0 Poto Lo» UofHO»
Poso deVAjll?
Hc-moío
f'nooc lr.
UJ
-vj
lopolla/ ÿ
PLUTONt
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B ATOL 1 TOV
.ACONCAGUA
0UILL0TA
CONCON
I
SAN FRANCISCO
BATOLITO
CALEU-LA CAW>X*A
.D£ LlMAChE
Figura 37. Distribución de las unidades intrusivas de la franja cretácica. 1. unidad La Campana.
Unidad Chalinga. 3. Unidad Quebrada Herrera. 4. Unidad Chagres. 5. Zonas de alteración
relacionadas a la franja cretácica.
2.
15 km y un largo NS de 15 Km, extendiéndose hacia el sur de los 33°.
Las rocas intrusivas de esta superunidad intruyen a las rocas
estratificadas, volcánicas y/o sedimentarias de la Formaciones
jurásicas y de las formaciones Lo Prado (THOMAS, 1958), Veta Negra
(THOMAS, 1958; PIRACES y MAKSAEV, 1977), Las Chilcas (THOMAS, 1953;
PIRACES y MAK3AC.V, 1311) del Cretácico Inferior.
Estas rocas intrusivas aparecen frecuentemente asociadas con
áreas de alteración hidrotermal las que son mas notorias en la
mitad norte de la franya y asociadas también a importantes
distritos mineros y que se distribuyen según lineamientos
estructurales de orientación general NNW.
Las unidades reconocidas dentro de la Superunidad son la
Unidad La Campana (Tidy, 1971) Unidad Chalinga (Rivano et al.,
1985), Unidad Queorada Herrera y Unidad Chaqres.
Unidad La Campana.
(Tidy, 1971)
.
Sólo fué reconocida en el borde oeste del Plutón de Caleu- La
(figura 37)
en
donde ocupa alrededor de
8
Km2
aproximadamente en el sector del cerro la Campana (TIDY, 1970) . Se
trata de un cuerpo de gabro y dioritas subordinadas de colores gris
oscuro a negro con IC>65, de grano medio a grueso (1 a 4 mm) . La
textura es
hipidiomorfa granular ofitica a subofitica. Al
microscopio se observa que la plagioclasa corresponde a An56_66,
zonada con sericitzación incipiente y localmente reemplazo por
epidota. El piroxeno seria diópsido con algo de hipersteno (TIDY,
1970) , el piroxeno aparece en gran parte reemplazado a actinolita
de color verde a verde pálido. La magnetita e ilmenita aparecen
como los accesorios mas abundantes y aparecen rellenando espacios
intercristalinos y fracturas.
Las edades conocidas para esta unidad corresponden a una
antigua edad K-Ar en plagioclasa (TIDY, 1970) (tabla 10) que dá una
edad de 6618 Ma, edad manifiestamente minima dado el material
AI sur de la Hoja esta unidad se reconoce nuevamente en
usado.
el sector de El Llano de Caleu.
Campana
Unidad Chalinga.
(RIVANO et al., 1985).
Constituye aproximadamente el 95% del total de la Superunidad
lilapel (figura 37), con un amplio espectro petógráfico desde
dioritas a sienogranitos . Predominan las facies granodioriticas a
tonaliticas y en menor proporción las facies de monzonitas y
monzodioritas cuarciferas; las facies monzograniticas y tonaliticas
son subordinadas (figura 38).
Petrográficamente corresponden a granodioritas de hornblenda
y biotita y monzodioritas cuarciferas con textura Hipidiomórf ica
ir.equigranular , a veces con marcada tendencia a texturas
porfidicas. Son rocas leucocráticas con 5<IC<24. El grano
predominante es desde grano grueso medio, llegando hasta fino, en
las variedades porfiricas. La plagioclasa (An4C.S0) aparece en
grandes cristales tabulares subhedrales a euhedrales con macla
polisintética y con escasa alteración de clorita y/o epidota y
calcita en los planos de macla casi siempre hacia el núcleo de los
cristales. El feldespato potásico es ortoclasa la que aparece
formando grandes cristales anhedrales a veces algo argillizados y
mas raramente pcrtiticos, en ocasiones presenta tendencia
138
Q
A
/
/ \
\
Figura 38. Diagrama QAP
de
composición
modal para las rocas de
la unidad Chalinga.
\
\
\
I
_p
poikilitica. El cuarzo, anhedral, presenta en las zonas contiguas
a fallas, microf racturamiento y a menudo, bordes de reacción en los
contactos con la ortoclasa. Los minerales máficos predominantes son
la biotita y hornblenda esta última con pleocroismo incoloro a
verde pálido, la biotita está casi siempre cloritizada. Los
piroxenos son escasos y mas frecuentes en las facies mas dioriticas
ycasi siempre asociados con hornblenda; en muchos casos es normal
que presenten bordes uralitizados . Los accesorios son opacos,
esfeno apatito y circón.
Asociadas a la unidad Chalinga, y especialmente en el sector
de valle del rio Aconcagua (plutón de Panquehue) y Llayllay-Ocoa,
(figura 38) aparecen facies de dioritas y/o metandesitas ; esta
facies (Kila) se ubica siempre en los bordes de contacto de los
plutones mayores, mostrando un paso gradual hacia las facies mas
típicas de la unidad, correspondiendo a una facies de transición
entre la roca de caja y el intrusivo. Son rocas obscuras de textura
inequigranular con tendencia porfirica en la que destacan: cristales
semitabulares de plagioclasa tipo Andesina (70%) que a veces
alcanzan los 2.4 mm y con zonación; hornblenda verde en cristales
prismáticos con leves indicios de recristalización; cuarzo, hasta
10%, en cristales anhedrales y productos de recristalización y
opacos escasos y de forma cúbica. En sectores, el aspecto de la roca
cambia a una roca con textura microcristalina con escaso cuarzo
intersticial, recordando la textura recrsitalizada de una lava. Se
destacan abundantes vetillas de epidota con clorita en los márgenes.
También, en el sector de cerros al oeste del Pueblo de Putaendo y
cerca de la cima del cordón se extiende una zona de color rojo de
alteración del intrusivo (unidad Chalinga) , en ese sector la textura
del intrusivo es brechosa: clastos de intrusivo de tamaño desde
centimétrico a decamétrico se disponen en una matriz oscura de
aspecto metálico que corresponde en su mayor parte a magnetita. Esta
brecha de magnetita se extiende por unos 1,5 a 2 Km en el borde del
intrusivo que alli aflora que corresponde a un pequeño stock de la
unidad.
139
TABLA 10 EDADES RADIOMETRICAS PARA LA FRANJA CRETACICA
ve. Ar
N° Mta.
*
Material
5: tóldela
Coordenadas
A:
i
ra:;
ate
Retar
ET.-.D
Unidad La Campana
290
32*57 , 00 '
n
j.
k
-
Plagiadas
66
r 5*
101
± 5
7 1° 05 , 4 0'
7
Unidad Chalinqa
610-3
1006-S
Dionta de anfiboia
Ar. í ibo a
.
0 585
2.375 41.5
32*16,68'
71*07,87'
Tonalita de Kb.- 3t
Anfiboia
C. 473
1 93? 4° .0
.
102
15
32° 11,03'
Grar.ociorita
1
32 ° 04 ,16'
7 i" 11,61 '
-
.
1
Tona
Biotita
7.263 30.572 20.7
105
±3
Tcr.ai.ita de Hb.- 3t
Biotita
7 530 31.741 15.7
1C 6
i3
2
Tena 11ta de Hb.- 3t
3iot ita
7.011 29.021 19.9
103
13
1
Forfido dioritico
Roca total
1.652
6.362 23.5
96
±3
2
Porlido dioritico
Roca total
1. 666
6. 133 15.4
92
t 3
1
Granodi orita
3: dt ita
6.433 30. 127 20. 3
118
t 3
1
Grancdiorita
Biotita
6.4 33 30. 17 2 "2.8
! 17
f
3
1
Granod; ori ta
Biotita
6.517 21.334 31.0
02
1 2
1
2266-R
Granodiorita
Anf ibola
0.759
3.079 56,0
101
± 6
1
2283 -R
Grancdiorita
Biotita
6.365 20.903 24.0
03
12
1
2283-R
Granodiorita
Ai f ibuia
0. 910
2.939 41.0
79
±2
1
2284 -R
Montogranito
Biotita
G. 500 21.825 29.0
86
1
2
1
Roca total
1. 587
8.832 16.0
139
í 5
1.7 58
7 683
109
1 i*"
1
9613
3
1009-S
1011-S
1C14-S
1116-R
1116-R
1164-R
1164-R
2266-R
7 1° 0 6 ,7 8 '
32° 11, 46'
7 1° 06, 4 6'
32*09, 70'
7 1° 0 S , 0 1'
32° 4 0 , 40 '
70°53, 15'
32°40, 40'
7 0" 53 , 15'
32*49,72'
70° 56, 29 1
32° 4 S , 72 '
70° 36, 2 9 '
.
32°
Mcntodiorita
RD-9";
32° 11,20'
Roca si 1ici 1icada
Boca total
A-3800
70*59,20'
32°26, 00'
7 1* 0 1,3C '
Granito
Biotita
Pedegua
Granodiorita
iiornblcnda
88
17
4
436
Cuesta La
Granodiorita
Biotita
85
18
7
31
Dormida
32*19,30'
7C°05, 10'
Grancdiorita
2451
RUNGUE
Granodiorita
22 94 -R
cuate,
L'laqioclas
6.65
2.215
.
25. 5
9.788
7
12.8
(9413)
123 ±20 ?b/C
6
9.0 (11011) 1 13 i3
5
1 Este trabajo. 2. PARATA et al., 1988. 3 UNIZAGA Y VICENTE, 1982. 4 MUNIZAHGA (in MUNI ZAGA y
VICENTE, 1982). 5 DRAKE et al., 1976. 6 MUÑI ZAGA 1972, 7 TIDY 1970.
unidad
esta
Para
dispone
se
de
dataciones
varias
radiométricas, fundamentalmente K/Ar y que se presentan en la tabla
10. El análisis y comparación de las edades readiométricas obtenidas
indican una edad fundamentalmente Cretácico Inferior a Cretácico
Superior basal (Cenomaniano) , lo que está de acuerdo con edades
determinadas para esta unidad mas al norte (RIVANO et al., 1985;
RIVANO y SEPULVEDA, 1991).
Unidad Quebrada Herrera.
(Este trabajo)
.
Esta unidad corresponde a un cuerpo menor, Plutón de Quebrada
Herrera cuyos afloramientos forman una franja de unos 3 km de largo
en dirección norte sur por 8un ancho de unos 0,7 a 1.5 Km en el
140
cordón del cerro los Marines, en la ladera oriental frente a la
localidad de Quebrada de Herrera (figura 37). Los limites norte,
oeste y sur del cuerpo lo constituye ei contacto intrusivo con rocas
de la Formación Las Chilcas, en tanto que ei limite oriental lo
constituye el relleno actual del rio Putaendo. Se trata de un cuerpo
monzcr.itico de color verde, de grano medio con textura equigranular
v sin cuarzo. En su biorde de contacto con las voicar.itas de la
Formación Las Chilcas la monzonita presenta un color rojo marcado
producto, probablemente de una reacción metasomática con la roca de
caja o por una autoalteración, en efecto, excepto por el color, a
primera
vista
no hay otros
cambios
texturales
visibles.
Petrográficamente corresponde a monzonita con cristales de
plagioclasa subhedral y ortoclasa argillizados pervasivamente y en
cuyos bordes de contacto se produce abundante entrecrecimiento
gráfico que puede llegar a un 301; los f erromagnesiano son piroxeno
(diópsido?) anhedral a subhedral con macla frecuente y poco
alterados y hornblenda subordinada y totalmente cloritizada lo que
contribuye al color verde característico de este intrusivo; los
opacos corresponden a pequeños granos cúbicos que se ubican en las
cercanías de los ferromagnesianos . El borde de color rojo de este
cuerpo tiene la misma composición petrográfica y un aspecto muy
similar a excepción de los ferromagnesianos los que aparecen
totalmente reemplazados por óxidos de Fe. Este cuerpo es atravesado
por filones de andesita microporf idica a porfídica y por filones de
color pardo con fenocristales de feldespato de color negro, la masa
fundamental es de color rosado oscuro a pardo, micro granular y de
composición monzonitica.
Para esta unidad no se dispone de edades radiométricas dado
sus especiales características petrográficas y de alteración las que
no permiten intentar una datación.
Unidad Chagres.
(Este trabajo).
Esta unidad es un cuerpo de color rosado claro a anaranjado
que aflora en las puntillas que bordean, por sur la ruta 60 de San
felipe a Llay-Llay (extremo occidental del Plutón del Aconcagua)
frente a la Refinería de cobre de Chagres y que aparece intruyendo
(figura 37). Macroscópicamente es un
a la Unidad Chalinga
sienogranito hololeucocrático de grano fino a medio que hacia el
contacto con la Unidad chaliga se decolora adoptando un tono gris
claro. Se presenta con una fuerte fracturación muy penetrativa, que
hace incluso difícil la toma de muestras de mano y es intruido por
abundantes filones andesiticos subparalelos . Al microscopio se
presenta como un sienogranito compuesto por Feldespato K (=45%) y
cuarzo (=40%) con cantidades menores de plagioclasa (5 a 10%) y con
cúmulos cristalinos escasos de Biotita pleocroica en tonos pardos
y cloritizada asociada a hornblenda de color verde intenso y
pleocroica, como accesorios se aprecia esfeno y muy pocos opacos.
Hacia el contacto con las rocas de la Unidad Chalinga, la
plagioclasa y los ferromagnesianos aumentan en importancia y la roca
aparece menos alterada. La observación microscópica muestra sectores
en los que el tamaño del grano es significativamente menor y con
predominio del cuarzo.
Debido a las dificultades de obtener muestras frescas para
datar no se han podido obtener datos radiornétricos para esta unidad,
la que según las relaciones de terreno con la Unidad Chalinga es
141
relativamente mas joven ya que intruye a esta última unidad.
INTRUSIVOS DE LA FRANJA CRETACICA
-
PALEOGENA
En esta franja se incluyen las unidades San Loren.no y Fredes
ocupando ambas unidades una posición mas oriental respecto de la
Franja de Intrusivos del cretácico (Superunidad Iiiapel) (figura 39)
.
Unidad San Lorenzo.
(Rivar.o et al., 1985).
Esta unidad aflora en el sector oriental de la Hoja Quillota
y se extiende desde a todo lo largo de la hoja desde el sector de
Pedernales por el norte hasta el sector de Montenegro por el sur
(figura 39). Definida previamente por Rivano et al. (1985) en el
ámoito de la Hoja Iiiapel, esta unidad se extiende en forma
continua, desde ai menos los 30° lat . S hasta por lo menos mas al
sur de ios 33° lat. S (Rivano, com. verbal 1994). Esta unidad
corresponde ?. un rosario de pequeños cuerpos intrusivos
con
dimensiones desde fiionianas hasta no mas de 6 Krri. se trata de
cuerpos dioriticos (los mayores) , pórfidos andesiticos y andesitas
microgranulares . Se ha incluido en esta unidad el filón circular que
aflora en el sector de Pedernales por identidad litológica. El color
general es gris a gris verde oscuro y forman relieves positivos en
el área.
La textura de estes cuerpos es desde holocristalina porfídica
hasta glomeroporfidica, llegando en algunos filones menores a ser
porfídica con masa fundamental intergranular. Los f enocristales son
comunmente plagioclasa (Apm8) , anfíbola y cúmulos de glomerocristales
de piroxeno (augita) y divino, en ese orden de abundancia. La masa
fundamental es de similar composición con algo de material felsítíco
intersticial. En general estas rocas están alteradas generalmente
a clorita, montmorillonita, epidota, calcita y anhidrita.
A escala regional esta unidad aparece asociada a una franja de
alteración hidrotermal que se caracteriza por el contenido de
natroalunita, caolinita y alunita, las que en algunos sectores ha
dado origen a un tipo litológico conocido localmente como
"Combarbalita" .
TABLA 11 EDADES RADIOMETRICAS DE LA UNIDAD SAN LORENZO
N"Mta.
R13-6
Coordenadas
32° 14, IC¬
IO o -i , 10
3 2 " 0 6 , 2 i'
70°5o,
35'
a
32 04,20 '
70° 55, 35'
32° 1.5, 2C 1
"iC 48, 10 1
32° 13, 20 '
70°4R, 10'
Litoiogí ,i
Material
% K
Vol Ar iAr
rad
atm
EDAD
Refer
Pórfido dioritico
Plagrociasa 0.984
3.380 42.0
86
±3
2
Pórfido dioritico
Feldespato
6.862
7.421 35.0
79
±3
2
Pórfido diorifico
Roca total
3.144
9.996 20. C
CO O
+4 rt
2
Porfirio d:or. de 11b Plagi ociasa 1.027
2.563 40
63
±2
1
Porfirio dior. de lib Anfíbola
1.072 54
84
± 5
1
1
R3-157
RB-1 4 9
KB-218
R3-315
0.322
Este trabajo. 2 CAKOS et ai., 1ÿ86.
Se han obtenido para esta unidad algunas edades radiorcétricas
principalmente en el sector de la Quebrada Pedernales (Camus et al.,
1986) (tabla 11) las que sitúan estas rocas en el Cretácico Superior.
De este modo la edad previa de una edad de 65 Ma, obtenida mas al
142
(
I
v—
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SAN FRANCISCO
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Figura 39. Distribución de las unidades intrusivas de la franja cretácica-paleogena . 1. Unidad San
. 3. Zonas de alteración de la megafalla Pocuro.
Lorenzo. 2. Unidad Fredes
norte en el sector de Cogoti (Hoja Illapel, Rivano y Sepuiveda,
1991), seria muy probablemente una edad minima, por lo tanto y de
acuerdo a la. escala del IUGS de 1969 se ubicarla esta unidad en ei
rango Santoniano a Maastrichtiano .
Unidad Fredes .
(Rivar.o et a.1-
.,
1385).
Esta unidad fue definida mas al norte como parte de la
Superunidad Cogoti (Rivar.c et ai., 1985). En el área de la Hoga
quillota aflora en su sector mas oriental y desde el limite norte
hasta el norte del Valle de San Felipa - Los Andes en donde parece
Esta unidad está
chocar contra la megafalla Pocuro (figura 39)
formada por stocks de dimensiones entre 20 y 100 Km2 y otros cuerpos
menores. Los plutones mas importantes son el plutón de Las Lomas
Amarillas-Rio del valle, plutón Alicahue y plutón Los Patos.
La variación petrográfica de esta unidad abarca desde
monzogranitos
ce hornblenda y biotita hasta gabros de anfibola
(figura 40), pasando por granodioritas, tonalitas y monzodioritas,
con un predominio de los términos mas básicos. El IC varia entre 5
y 44.
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Figura 40.
Diagrama
composición
de
QAP
modal para las rocas
de la unidad Fredes
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La textura es faneritica de grano medio inequigranular y con
tendencia porfinca en algunos tipos. La plagicclasa es abundante
(25 a 95%) siempre en cristales tabulares grandes zonados y con
macla polisintética mostrando a veces un fino borde de reacción con
feldespato K. El cuarzo y ei feldespato K presentes en las facies
mas siálicas, son siempre anhedrales y aparecen en posición
intersticial y frecuentemente en entrecrecimier.to paragráfico. Los
ferromagnesiancs son horblenda y biotita; la anfibola aparece en
cúmulos cristales que en los bordes muestran textura poikilitica
con inclusiones de opacos, la biotita aparece en los bordes de los
cúmulos de máficos o como crsitales aislados, es frecuente que
presenten un borde opaco. Los minerales accesorios son apatito y
1
.
!
144
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opacos .
TABLA 12 EDADES RADIOMETRICAS DE LA UNIDAD FREDES
No.Mta. Coordenadas
1072-S
107 4 -S
2 iio-ñ
A-3801
A- 7 80 4
123
32° 02,70 •
70°41,30'
32 03 , 70 '
7 0° 4 0 ,6C '
32°0 18 , 54 '
1
0
7 0 3 9 ,C 0
32° 18, 14 '
71° 4 1,00'
32° 30 , 90 '
70°38, 00'
32° 30, 60'
70" 37,20'
Litoloqia
Vol Ax ? Ar
Material
iX
rad
ata
EDAD
Reíe
Granodior : ta
3i otila
6.107 10. S52 31.3
45.5 ± 1.2
1
Grar.odiorita
Biotita
5. 409 10 . 056 36.0
47.2 ± 1.5
1
Mor.zograrito
Biotita
6.730 14 .720 76. 0
55.4 ± 1.4
1
Granito
Biotita
6. 63
15. 60
16.9
Granito
Anf ibola
2.01
0.14
92.7
Granodiorita
60±3
2
63.7 ± 6.7
2
(56±3)
63±10 Pb/Cf
3
1 Este trababjo. 2 MUÑI ZAGA y VICENTE 1982. 2 MUÑI ZAGA 1972.
Para esta unidad se cuenta con 6 dataciones radiométricas
(tabla 12) que indican una edad entre 45 y 67 Ma dando un rango de
edad Cretácico Superxor terminal - Eoceno Inferior. La distribución
areal de las edades, dentro de la franja de afloramiento de esta
unidad muestra una disminución relativa de la edad en dirección al
este (Rivano y Sepulveda, 1991).
INTRUSIVOS DE LA FRANJA NEOGENA
Esta franja corresponde a la Superunidad Rio Chicharra (Rivano
y Sepulveda, 1991; Rivano et al., 1985é) en la cual se han
reconocido tres unidades las que engloban todos los tipos
litológicos de los plutones neógenos de la Alta Cordillera de
Aconcagua. Esta franja intrusiva se ubica exclusivamente al este de
la Megafalla Pocuro y sólo algunos pequeños cuerpos de intrusivos
cuarzo f eldespáticos se ubican en la zona de la Megafalla.
Se distinguen varios plutones principales de dimensiones entre
batolito y stock (figura 41) entre los que destacan : el plutón Rio
Chicharra, plutón Quebrada Los Nacimientos, plutón Rio Colorado,
plutón Cerro Pimentón, plutón Agua de Los Caballos, grupo plutónico
del Arco del Choapa - Quebrada Videla. Asociados a estos cuerpos
principales aparecen numerosos cuerpos menores (figura 41) .
Unidad Rio Cerro Blanco. (Rivano et al., 1985).
Es la unidad mas importante de la franja, constituyendo por si
sola los cuerpos plutónicos mas importantes tales como los plutones
río Chicharra, Quebrada Los Nacimientos, Rio Colorado y algunos
otros cuerpos menores entre los que destaca el plutón de Juncalillo
que aflora en la subida de Juncal a Portillo por la ruta
internacional a Mendoza (figura 41).
por
unidad
esta
Petrográficamente
constituida
está
y
monzogranitos
cuarcíferas,
y
monzonitas
monzodioritas
granodioritas con facies dioriticas (figura 42) hacia los bordes de
los cuerpos. Son rocas hololeucocráticas a leucocráticas , de colores
grises, con 2<IC<25. La textura es hipidiomórf ica inequigranular
llegando a ser porfiroide a veces, con predominio de los
f enocristales de plagioclasa. Los máficos, abundantes, forman
145
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GRUPO PLUTONICO
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Figura 41. Distribución de las unidades intrusivas de la franja neógena y de la franja transversal.
1. Unidad Río Cerro Blanco. 2. Unidad Portezuelo del Azufre. 3. Unidad Tambilloa. 4. Pórfidos
riodací ticos , 5. Intrusivos hipabisales y cuellos volcánicos basálticos.
Figura 42 . Diagrama QAP
de
composición
modal para las rocas de
unidad Rio
la
Cerro
Blanco .
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cúmulos
cristalinos en los que se distinguen frecuentemente
frecuentemente con bordes uralitizados, y/o anfibolas
estas últimas casi siempre subordinadas, la biotita siempre aparece
en cristales pequeños asociados a los otros máficos y menos
f receuntemente en cristales aislados. El cuarzo y la ortoclasa
aparecen a menudo en entrecrecimiento gráfico entre si o en bordes
de reacción con la Plagioclasa. Los accesorios presentes son opacos
(magnetita), apatito, esfeno y circón.
Existen 8 edades radiométricas K/Ar para esta unidad (tabla
13) de las cuales cuatro se hicieron en biotita y tres en roca
total; las edades hechas en biotita arrojan valores entre 15 y 17,2
Ma con una sola muestra que da una edad de 12,1 Ma; las edades en
Roca Total dan valores entre
18,4 a 19,2 Ma . Estas edades, que
indican el Mioceno Inferior alto a Mioceno Medio, unido al hecho de
que estos intrusivos no aparecen cortando a las volcanitas de la
Formación Farellones permiten sugerir que probablemente se trate de
las cámaras magmáticas desde donde se habria generado el volcanismo
de Farellones, toda vez que el rango de edad es muy similar a las
rocas efusivas de esa unidad.
piroxeno,
Unidad Portezuelo del Azufre. (Rivano et al., 1985; Modificada en
este trabajo) .
Originalmente definida como una unidad que agrupaba varios
cuerpos pequeños del tipo pórfidos cuarzo-feldespáticos , esta unidad
se modifica en este trabajo en el sentido de que en ella se incluyen
además de les pórfidos cuarzo-f eldespáticos, otros tipos litológicos
que van desde pórfidos dioriticos hasta pórfidos riodaciticos, y
cuya característica mas fundamental es la de formar pequeños cuerpos
de tipo lacolítico hasta filones y aparecer siempre estrechamente
relacionados a las volcanitas de la Formación Farellones (figura
41) . Los tipos cuarzo-f eldespáticos invariablemente aparecen
asociados a zonas de alteración hidrotermal que afectan a rocas de
la Formación Farellones. Los pórfidos dioriticos aparecen hacia el
147
oeste de la zona de distribución y sensiblemente alineados a lo
largo de la traza de la megafa_ia Focurc. Los cuerpos mas
importantes son el platón del cerro Pimentón, el platón Quebrada
Agua de ios Caballos y el grupo plutónico Arco del Choapa-Quebrada
Videla (figura 41).
La textura general es porfirica aunque en algunos pórfidos
dioriticos es microgranular; los colores varian desde grises claros
a gris oscuro. Ai microscopio destaca la presencia de fenocristales
ae plagioclasa en una masa fundamental vitrea (normalmente
devitrif icada a un agregado microcristalino irregular de cuarzo en
ios tipos alterados) a microgranuda en los términos mas básicos, los
f erromagnesianos son corrientemente anfibola y/o piroxeno con
alteración a epidota la que suele aparecer también en la masa
fundamental. En los términos mas básicos el cuarzo aparece en
pequeña cantidad en cristalitos aislados o intersticialmente . los
opacos sólo abundan en los términos básicos.
Las edades radiométricas obtenidas (3) (tabla 13) para esta
unidad indica valores de 18 Ma en promedio lo que es sensiblemente
mas antiguo que la edad original atribuida por Rivano et al. (1985)
y por Rivano y Sepulveda (1991) a esta unidad la que era de
alrededor 13 Ma de acuerdo con una datación obtenida mas al norte
(Cuitiño, 1985) la que debe ser considerada de toda evidencia sólo
una edad minima y probablemente es una edad de alteración. En
conclusión la edad mas probable para este cortejo de intrusivos
hipabisales subvolcánicos sea la de unos 18 Ma lo que las ubica en
el Mioceno Inferior alto.
Unidad Tambillos .
(Rivano et al., 1985).
Esta unidad se extiende en la hoja entre el Rio Rocin por el
norte y el valle del Aconcagua por el sur y corresponde a una serie
de cuerpos daciticos de tamaño stock (figura 41) y otros menores de
tipo lacolitico. Entre los plutones mayores destacan el plutón de
Los Columpios del Diablo, plutón del rio Blanco y plutón "del cerro
La Gloria. Esta unidad destaca en el paisaje cor su color
característicamente blanco (foto 29) y por estar siempre intruyendo
las volcanitas de
a
la Formación Farellones.
rocas
Son
hololeucocráticas y al microscopio muestran una textura netamente
porfirica en la que destacan fenocristales euhedrales y zonados de
plagioclasa y subordinadamente (no mas de un 5%) fenocristales de
biotita parda y/o hornblenda verde; en algunos tipos es posible
observar grandes fenocristales de cuarzo muy corroídos con grandes
embabiamientos. La masa fundamental es microgranuda a intersertal,
con un entrecrecimiento intimo de cuarzo y feldespato K en la que
destacan numerosos y abundantes cristalitos de plagioclasa y de
biotita u hornblenda, siempre euhedrales. El contenido de opacos es
muy bajo lo que les ootorga su característico color blanco.
Se disponen para esta unidad de un conjunto de 3 edades K/Ar
(1 en biotita y 2 en Roca total) (tabla 13) de ellas 2 corresponden
a cuerpos tamaño stocks y una corresponde a un filón. El rango de
edad es entre 6.5 a 5.8 Ma, ubicándose las edades de los cuerpos
mayores entre 8 a 9.8 Ma, estimándose asi que esta seria la edad mas
significativa para la unidad con lo cual se ubicarla en el Mioceno
Superior
temprano.
las
aqui
presentadas
coinciden
edades
estrechamente con las edades obtenidas mas al norte para esta unidad
(Rivano et al., 1385) y con las edades de la alteración del mineral
148
TABLA 13 EDADES RADIOMETRICAS DE LA FRANJA NEOGENA
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1 Este trabajo. 2 PARADA et al., 1988. 3 VERGARA et al
1932. 6 DRAKE ot al., 1976.
9 6 : 2 i 9.81.3
1988. 4 RIVANO et al., 1985. 5
MUÑI ZAGA V VICENTE,
de Pelambres (Rivano y Sepulveda, 1991), esto mas el hecho de que
estos pórfidos daciticos aparecen estrechamente asociuados a las
zzonas de alteración hidrotermal mas importantes del sector del
Alto Rio Colorado - Rio Rocín permiten inferir una asociación
genética y temporal entre ellos y las zonas de alteración
relacionadas .
La Franja Transversal de Montenegro-Cerro Manquehue
trabajo)
.
.
(este
En el extremo sur de la Hoja Quillota entre Aucó y Montenegro
(figura 41) aflora una serie de cuerpos intrusivos y subvolcánicos
que de acuerdo con su composición han sido agrupados en dos unidades
distintas las que, por su posición espacial, fuera del trend normal
de orientación de las franjas de intrusivos de orientación N-S, tan
característica de Chile entre los 28° a 34° Lat.S, no pueden ser
sindicadas como pertenecientes a alguna de estas franjas.
rocas
En esta
área afloran dos tipos distintos de
subvolcánicas que cortan a toda la secuencia estratificada y
probablemente a intrusivos de la unidad San Lorenzo: un tipo lo
constituyen intrusivos riodaciticos (probablemente domos) de sección
semicircular a elongada que aparecen en el sector de La cuesta de
Chacabuco al norte del Túnel en el sector de Aucó - Santa Teresa de
los Andes. El otro tipo corresponde a verdaderos "necks" basálticos
de ios cuales el cerro Huechún es el mejor ejemplo. Hacia el ESE y
ya fuera de los limites de la Hoja estos cuerpos parecen seguirse
149
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Columpi 03 del Diablo.
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pasndo por ei sect or de Colina- Pelciehue, conformando asi
j.
una
verdadera franja de orientación WliW-GSE La cue es absolutamente
discordante cor. las franjas de intrusivos v;: descritas.
150
Los intrusivos ácidos corresponden a pórfido riodaciticos de
colores gris claro a rosado pardo, frecuentemente con inclusiones
liticas de tamño de hasta 5 cm, o bier, algunos muestran lineas de
fluidez tal como se puede observar en el sector de Aucó (figura 43)
en el punto en donde nace el desvio de la ruta 68 (a San Felipe)
para ir hacia los Baños de Aucó (no está figurado en el mapa fuera
de texto) . La textura es netamente porfirica con grandes
f enocristales de plagioclasa y de norr.blenda dispuestos en una masa
fundamental intergranular a intersertal. Los términos mas coloreados
presenta los f erromagnesianos alterados a nematita lo que impregna
el resto de la roca. Este tipo tiene una edad K/Ar en roca total
(tabla 13) que da un valor de 18,4 Ma, sensiblemente mas vieja que
la de los pórfidos daciticos de la unidad Rio Tambillos a los cuales
se asemeja bastante.
Los intrusivos básicos corresponden a pórfidos andesiticobasálticos de color gris oscuro a negro profundo con textura desde
microgranuda a porfirica y que corresponden a cuellos volcánicos
erodados. Las edades de estos cuerpos (tabla 13) obtenidas en Roca
Total varian entre 20,2 a 20,3 Ma .
Las edades obtenidas para esta franja señalan una importante
actividad efusiva acompañada por el emplazamiento de domos alrededor
del Mioceno Inferior. Esta actividad en una ubicación "anormal"
dentro de la polaridad intrusiva de Chile Central ( Aguirre et al.,
1974) pareciera estar ligada al cambio de la inclinación o
alabeamiento de la zona de Benioff puesto que esta franja coincide
con el lugar geométrico del cambio de la inclinación de la Placa de
Nazca Subductante. Por otra parte es interesante resaltar la
continuidad geográfica que esta franja muestra con la dorsal de Juan
Fernandez, lo que constituye otro hecho interesante para analizar.
Quimismo de las rocas intrusivas meso-cenozoicas .
franjas
de
las
de
rocas
quimicas
caracteristicas
intrusivas meso-cenozoicas de las hojas Quillota y Portillo es en
todo similar al carácter químico que presentan las rocas intrusivas
de mas al norte (Hoja Illapel, RIVANO Y SEPULVEDA, 1992).
Asi, considerando la totalidad de la distribución de la mineralogía
modal en los diagramas QAP (figuras 36, 38, 40, 42) para cada
franja, se aprecia que las rocas intrusivas en las Hojas Quillota
y Portillo presentan, para las principales superunidades y unidades,
una tendencia que define una serie calcoalcalino-granodioritica
(K mediano) (figura 43). En el diagrama AFM (figura 44), asi como
(figura 45), estos granitoides
en el gráfico Si02 versus K20
mesocenozoicos siguen una tendencia tipica de serie calcoalcalina,
y con contenido mediano de K (figura 43) .
Para cada unidad, como es usual en rocas subalcalinas, los
similares,
elementos mayores muestran tendencias de variación
notándose un aumento del K20 y una disminución del A102, FeO, CaO
y MgO respecte del Si02, en tanto que el Na20 permanece
relativamente constante (figura 46) . Al igual que mas al norte, los
téminos extremos muestran posiciones aberrantes en el marco de los
limites establecidos para cada gráfico, valores que, de nuevo,
coinciden con valores semejantes en los gráficos respectivos
obtenidos en la Hoja Illapel (RIVANO y SEPULVEDA, 1992).
Si se comparan los diagramas de elementos versus Si02 (figura
16), se observan correlaciones positivas para K20/Na20, Rb/Sr y
Las
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Figura 43. Diagrama de composición modal de las franjas intrusivas
meso-cenozcicas de las Hojas Quillota Portillo: 1.- Franja jurásica
2.- Franja cretácica. 3.- Franja cretácica-paleógena 4.- Franja
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Figura 44. Diagrama AFM para los granitoides meso-cenozoicos de las hojas
Quillota- Per tillo
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152
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H-K Series
colcoolcalincs
Figura 45. Gráfico de
>
L'K Series
calcoolcalinos
K20 versus Si02 para las
8
rocas intrusivas
mesocenozoicas de las
Hojas QuillotaPortillo. 1.
Superunidad Mincha. 2.
Superunidad Iilapel (U.
Chalinga) 3, Unidad San
Lorenzo. 4. Unidad
Fredes . 5. Unidad Rio
Cerro Blanco. 6. Unidad
portezuelo del Azufre.
7. Unidad Tambillos. 8.
Pórfidos riodaciticos
Miocenos (Franca
Transcersal) . 9 .
Cuellos volcánicos
andesiticos Oligocenos
(Franja Transversal)
.
%
Si02
negativas para Ti02, MgO, y P205.
En los gráficos K20 versus Rb (figura 47) y Rb/Sr versus Si02
(figura 46) , se observa una correlación positiva en sus variaciones,
lo cual, junto con la "densidad" de ubicación de los puntos en las
cercanías de la curva general en el diagrama de K20 versus Rb
(figura 47), asi como la escasa dispersión en el diagrama AFM
(figura 44), muestran que, probablemente, se trata de magmas cuya
composición parece ser similar a través del tiempo.
Es decir,
aparentemente,
las unidades intrusivas mesocenozoicas, en este
sector de Chile, habrian sido originadas a partir de magmas que se
generaron en condiciones similares y sin una mayor variación a lo
largo del tiempo.
En general, se trata de granitos de tipo I y la mayoria son
granitos metaluminosos (figura 48) (serie 3 calcoalcalina de mediano
K de Lemeyre y Bowden, (1982) (ver figura 43), sin embargo los
granitos pertenecientes a las unidades Millahue y Tranquilla son
granitoides peraluminosos (figura 48) . En el caso de los granitoides
Mincha),
jurásicos
(Superunidad
las
diferencias
claras
petrográficas, texturales, mineralógicas y modas que presentan entre
si, asi como el hecho de que su quimica muestra una clara separación
(aun cuando, en su mayoria,
caen dentro de los limites de la
tendencia calcoalcalina general de los granitoides mesocenozoicos)
hace suponer que se trataria de magmas diferentes. Sin embargo, si
se piensa en una probable diferenciación magmática temprana, lo que
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Figuro 46. Diagramas <
rn.esocenozoicas
Mincha. 2. Superunida
Unidad Fredes. 5. Unid
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Unidad Tombillo;
Transcersal) . 9. Cuellos
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Figura 47. Diagrama K20 versus RB para las rocas intrusivas raesocenonoicas de Las Hojas Qui illota-Portiilo . 1. Superunidad Mincha.
2. Suparunidad Iliapel (U. Chalinga) 3, Unidad San Lorenzo. 4. Unidad
Fredes 5. Unidad ?.io Cerro Blanco. 6. Unidad portezuelo del Azufre. 7,
Unidad Tambillos . 3. Pórfidos riodaciticos Miocenos (Franja Transcersal) .
9. Cuellos volcánicos andesiticos Oligocenos (Franja Transversal).
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Diagrama de discriminación entre granitcides I y S y entre
granitoidea neta y peraluminosos para las rocas intrusivas mesocenozorcas de ias Hojas Quiiilota- Por tillo.
1. Superunidad Mincha. 2.
Superunidad Illapei (U. Chalinga) 3, unidad San Lorenzo. 4. Unidad Fredes.
5. Unidad Rio Cerro Blanco. 6. Unidad portezuelo del Azufre. 7. Unidad
Tarioillos. 8. Porfióos riodaciticos Miocenos (Franja Transcersal). 9.
Cuellos volcánicos andesiticos Oligocenos (Franja Transversal).
z iqura 4 P
15 5
es compatible con las edades obtenidas para las distintas
la Superunidad Mincha, se puede suponer que se
de
unioades
trataria, más que nada, de intrusivos ligados estrechamente entre
si. 2n conclusión, es probable que no haya habido cambios en ei
ciem.oo desee ei Jurásico al Cenozoico para la generación de los
magmas que originaron ios granices mesocer.ozoicos .
156
ESTRUCTURA Y TECTONICA
Dominios Estructurales
En .las Hojas
Quillota- Portillo se pueden definir tres grandes
Dominios Estructurales los que s e separar, por limites morfológicos
y geológicos (figura 49):
El Dominio Costero
Está compuesto por terrenos de_ Mesozoico inferior-Medio
(formaciones triásicas Pichidangui y La Ligua y formaciones
jurásicas Los Molles, Quebrada Dex Pebre, Ajial, Cerro Calera y
Horqueta) y por rocas intrusivas del Paleozoico Superior (Unidad
Cochoa) en su extremo sur, ir.truidas por los granitoides de la
franca jurásica.
Este dominio coincide bastante bien con las Planicies
Litorales v con la mayor parte de la Cordillera de la Costa; su
limite occidental lo constituye la linea de costa y el oriental
corresponde al contacto supuestamente discordante entre las
(Jurásico
Horqueta
formaciones
Medio-Supe r io r ? ,
Volcánico-continental ) y Lo Prado (Neocomiano, marino-volcánico)
(figura 49) . En general se trata de un ambiente tectónico que
muestra deformación importante.
En este dominio se puede distinguir: un ambiente tectónico
sometido a deformación compresiva debida probablemente a rotación
horaria de bloques corticales aislados (BECK et al., 1990) que
habria generado accidentes de rumbo de dirección predominante NNW,
tal como sucede en algunos sectores de la Formación Ajial en el trea
del Valle inferior del Aconcagua en donde las volcan: tas y
sedimentitas de esta unidad aparecen afectadas por una intensa
foliación subparaiela a la estratificación v que ha desarrollado
neoforinacicn de minerales en los planos de foliación, incrementado
con un efecto secundario de metamorfismo de contacto a lo largo de
los contactos intrusivos con los granitoidea jurásicos (Superunidad
Mincha).
Esta foliación es concordante, en general con la
orientación de algunos rasgos fisiográf icos mas importantes de la
zona como la orientación del Valle del Rio Aconcagua y otros cauces
menores, asi como con algunos lineamie.nr.os estructurales de primer
orden .
En otros sectores, como en el sector de La Ligua y en el
sector de Pichidangui-Quilimari , la deformación, intensa de algunos
niveles ae las unidades alli presentes, se manifiesta en el
estiramiento y deformación de clastos (Formación La Ligua) o en la
presencia de una fuerte foliación pianar con aplanamiento y
deformación de estructuras fósiles (Formación Los Molles) (Lámina
II). Esta foliación se relaciona con una franja de deformación que
se extiende entre Los Molles y El limite norte de La Hoja Quillota,
CHARRIER et al., (1991) han determinado en este sector la existencia
de una zona de foliación de unos 700 m de ancho la que se asocia a
tallas inversas de alto ángulo. Esta zona de foliación corresponde
a una faja de roca de intensa foliación cor. zonas milcniticas y
desarrollo de porf iroblastos ,
características que sugieren un
accidente ce ubicación relativamente profunda en la corteza.
157
DOMINIO COSTERO
DOMINIO central
DOMINIO CORDILLERA
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Figura 49, dominios estructurales y principales accidentes entre los 32a y 33a de latitud sur.
El Dominio Central
granitoidea del Cretácico y Paleoceno,
occidental es la supuesta discordancia
4 3)
49)
.
.
.
respectivamente
Cu limite
entre la parte superior de
El limite oriental es ia zona de la Megafalla Pccuro
(f
icura
En genera- se trata de una zona de deformación suave y
limitada a suaves pliegues que afectan a las rocas volca noclas ti cas
y favorece el desarro lio de fallas de extensión y loca 1 mente , ¿e
pilares o "horst" en compresión que originar, en sus cor des fa_lis
inversas y cabalgamientos locales .
Tiene, como rasgo esencial, la existencia de un estilo de
plegair.iento suave y amplio de varios centenares de metros o de
kilómetros de radio de curvatura. Este estilo da origen, a relieves
monoclmaies hacia el este, en ia parte occidente 1 de ) dominio, y
a relieves suonormontaies en su mitad oriental . Ca : acte rist :comerte
este dominio ¡nuestra una estructura relativamente s.m.pre, uuu i. no Laca
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139
en gran parte per ia existencia de grandes masas batoliticas que
otorgan una resistencia natural a ios eventos deformativos ; por otra
parte, ia escazes y poca potencia de los niveles sedimentarios poco
competentes, coopera para reducir la deformación a manifestaciones
discretas y reducidas a las zonas focales de la deformación.
En general, en este dominio el piegamiento de las formaciones
volcánicas es dei orden hectométrico a kilométrico con valores
promedios de manteo entre 35° v 45"-.
En la mitad oriental dei dominio, la Formación Salamanca,
constituye por si misma un gran sinciinorium muy suave con un radio
de curvatura que supera los 80 km. , en tanto que la subyacente
Formación
Las
llega
Cínicas
a
una
adoptar
disposición
horizontal en la parte mas meridional del Dominio Central, hasta
chocar con la zona de la Megafalla Pocuro.
La estructura mas importante del Dominio Central lo constituye
el Pilar de Par.quehue (figura 49) que consiste en un bloque dei
Batoiito de Panquenue alzado en un estilo en compresión y limitado
al este y oeste por sendas fallas inversas de alto ángulo: la Falla
del Carbón, que es el limite oeste, y la Falla de la Giganta que
constituye el limite oriental (foto 12 y figura 22) . Las dos fallas,
inversas y de alto ángulo, aparecen someramente paralelas con una
dirección general NNW-SSE. La Falla del cerro El Carbón hacia el sur
se dobla al este y se va debilitando hasta resolverse y diluirse en
una serie de repliegues que afectan a las tobas y niveles de calizas
intercalados, de la Formación las Chilcas en el sector de
Montenegro. Hacia el norte del cerro El Carbón la traza se puede
seguir al otro lado del valle del rio Aconcagua (figura 49) en
donde
se
calizas,
totalmente
una
aprecia
secuencia
de
recristalizadas, de la Formación Las Chilcas pinzadas entre dos
bloqu s del batoiito de Panquehue. La Falla de la Giganta es mas
espectacular (foto 12 y figura 22) ya que a lo largo del contacto
se observan capas de calcáreas de la Formación Las Chilcas, las que
por su plasticidad y menor competencia han originado un piegamiento
espectacular,
acentuado por la disposición subhorizontal a
horizontal de la unidad en el resto del área. Al este del accidente
principal y siempre en los sedimentos calcáreos, se observa el
desarrollo de pequeñas fallas inversas de bajo ángulo subordinadas
a la estructura principal (foto 30) .
El Dominio Cordillerano.
Este dominio corresponde a todo el flanco occidental de la
Cordillera Principal (figura 49) y representa un gran apilamiento
tectónico compresivo marcado por un importante fallamiento inverso
hacia el este de lo que podría considerarse el ala oriental del
Sinciinorium Andino formado por las formaciones jurásico-cretácicas
(formaciones
Rio Damas y Tordillo, del Jurásico Superior;
formaciones San José, Cristo Redentor y Pelambres del Cretácico
Inferior; Formación Salamanca, del Cretácico Superior) equivalentes
litoestratigráf icos de las unidades jurásico-cretácicas de los
Dominios Central y Occidental, y por la Formación Farellones del
Mioceno Medio a Superior, a la que acompañan un conjunto de cuerpos
intrusivos a hipabisaies ligados estrechamente a esta unidad
volcánica, y que se reconocen al oeste de la Zona de la Megafalla
Pocuro. El limite oriental de este Dominio traspasa la frontera
chileno-argentina ubicándose con seguridad en el frente oriental de
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TRAZA PRINCIPAL
Figura 50. Relación entre las isoanomalias de Bouguer y la traza de la mega falla Pocuro entro h
32a y 33a de latitud sur.
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complementan muy cien con las ccservacicr.es ceciúgicss er. terreno,
en efecto al teste ce la cor.a de la rr.ecaialla roturo las
estrucuturas predominantes sor. ae ex ter.se or. o de rumbo cor. ooco
desplazamiento, en tanto que hacia el este de dicha estructura se
muestra un estilo claramente compresivo, con la superposición en el
tiempo de sucesivas etapas def ormativas
Las estructuras principales corresponden, en general, a
deformación compresiva que, a nivel local, han cric maco pile cues
de arrastre disharmónicos y fallas inversas, de alto angum, de
verqencia oeste •' fotos 15, 16, 17, 18, 19 y 21: y, seo mdar lamente,
fallas inversas de vergencia este y de más bayo ángulo í fotos 15 y
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Foto 31. Panorama hacia el sur desde la Laguna de El Toro mostrando una
secuencia andesitica, probablemente el miembro superior de la Fm.
Farellones, ai sur inmediato de los 33'- y afectada por un estilo de
rampa de poco desplazamiento no mas de 150 m en la horizontal y
hacia
e_
oeste.
Las primeras afectan en general principalmente sólo a los
niveles de rocas cretácicas, aún cuantío en ni caso ce las laclas
inversas del Rio Alitre y del oeste de xa Laguna de El Pelado, de
la Formación
vergencia oeste,
también aparece comprometida
Farellones. Las estructuras de vergencia este corresponden a fallas
inversas con desarrolle de rampas que afectan notoriamente a las
162
Foto 32. Panorama ai norte del. Hi o i'ocin,
subiendo por el Rio
de Los Tambil los hacia el vio colorado,
.le observa
claramente la estructura plegada de las
de la Formación Pelambres, (compararvoicar.ociast.itas
con figura .11 ¡ .
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Panorámica hacia el sur del Estero san José desde el pié del
portezuelo Navarro mostrando el dispositivo estructural de las unidades
mesozoicas. (Comparar con esquema explicativo de la figura 52).
Foto 35.
Yeso Principal
(diapi'rico)
Fm. Pelambres
Xv
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Figura 52
.
Fm. Rio Domo
Fm. Pelambres
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:
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Fm. San José
,
V
Esquema explicativo estructural de la panorámica de la foto 35.
165
rocas ce la Formación Farellones (foto 25 y 31) aun cuando sin
alterar mayormente sus relaciones de contacto, ai ser estructuras
de coco desplazamiento. En la mitad norte de la Hoja, los pliegues
más espectaculares
se
observan a lo largo de la franja
vcicancclástica de la Formación Pelambres en la ladera norte del rio
Rocin (foto 32 v figura 51), y en la parte sur, a lo largo del valle
del Aconcagua (foto 33), y especialmente en el sector del Rio Juncal
y esteros San José y monos de Agua (fotos 34 y 35 y figura 52) en
donde la deformación compresiva hacia el este ha llegado a
generar
importantes
franjas
de deformación con desarrollo de
pliegues y fallas inversas que marcan el inicio del frente de la
Faja Plegada y Corrida del Aconcagua (RAMOS, 199- ) .
Sistemas de fallas
En toda la extension de las Hojas Quillota-Portillo, es
posible bservar numerosas fallas de extensión generalmente
subverticales a verticales y que muestran sistemas de orientación
bien definidos (figura 49); estas fallas se pueden agrupa en:
Sistema de fallas NS-NNW
Sistema de fallas NWN-NW
Sistema de fallas NNE-NE
Sistema de fallas NS-NNW:
Es el mis importante en cuanto a la importancia de las fallas
de esta orientación y por ser las regionalmente más destacadas.
este sistema de fallas aparece bien representado a en el
Dominio Centraÿ, y también en el Dominio Cordillerano, sin rembargo
el principal accidente corresponde a la zona de la Megafalla Pocuro
que marca el 'limite entre el Dominio Central y el Dominio
Cordillerano. La zona de la Megafalla Pocuro destaca como uno de los
elementos mayores dentro de las Hojas Quiiiota- Portillo. Esta
megafalla, cuya traza se puede seguir sin dificultad a lo largo de
más de 3 grados de latitud (31° a 34°) constituye, sin duda el
elemento más notable de las Hojas quillota-Portillo. A lo largo de
su trazado se observa un sector de unos 5G0 a 2000 m de ancho que
corresponde a la zona de la traza principal que se ubica al lado
oriental de la zona de influencia de la Megafalla, hacia el oeste
una serie de fallas menores subparalelas que se enraizan en la tarza
principal (figura 49) definen un ancho cercano a unos 6000 m como
máximo para esta zona de influencia.
La Megafalla Pocuro corresponde a una zona de fallas extensivo y en
f racturamiento intenso
de
rumbo con un esquema
parte de
f racturamiento intenso y complejo de la corteza, lo que se traduce
en terreno en el desarrollo, al interior de la zona de fallas, de
una serie de fallas menores de rumbo mas o menos paralelo al rumbo
de la estructura mayor y fallas conjugadas debidas al
reacomooamiento y equilibrio mecánico del material involucrado, lo
ha producido zonas de rocas con un fuerte clivaje de fractura muy
penetrativo, que oblitera la estratificación, como se puede apreciar
en las cercanías de la ciudad de Los Andes, y sectores de roca
fracturada como se aprecia a lo largo del valle inferior del Estero
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Chalaco, al norte inmediato del Resguardo Los Patos. También se observan
en algunas sectoresde la zona de la fallas menores con relleno de
saivar.da. In algunos casos, como en el portezuelo entre los valles
de Alicahue y II Sobrante los espejos de falla (foto 36) son
verticales, bien desarrollados y con estrias que buzan 80° a 85°.
También, a lo largo de su traza principal es posible observar
zonas de alteración hidrotermal (foto 37) siempre orientadas
siguiendo la traza de la falla y que contrastan con la roca de
campo .
En otros sectores a lo largo de ella, especialmente en Jahuel
(al este de San Felipe) y mas al sur de los 33°, al interior de la
localidad de Colina, la Falla Pocuro muestra actividad hidrotermal
la que se traduce en la afloracion de aguas termales de
baja temperatura, indicando asi que la zona de la Megafalla Pocuro
constituye una zona de alta permeabilidad en donde aguas meteóricas
son infiltradas hasta cierta profundidad para después resurgir a lo
largo de la Falla Pocuro.
Desde un punto de vista geofísico la Falla Pocuro muestra,
una clara y estrecha asociación con la distribución de las anomalías
gravimétricas de Bouguer (aire libre) lo cual sugiere que se trata
de una estructura mayor de la corteza y que en profundidad
compromete probablemente a gran parte de la corteza continental
(figura 50) .
Sistema de fallas NWN-NW
En la parte norte de los dominios Costero y Central es posible
observar este sistema, evidenciado por fallas normales, subparalelas
entre si y de corto trayecto, las que, además, probablemente pueden
tener una componente de rumbo de tipo sinistral, en algunos casos.
Los planos de falla son generalmente verticales a subverticales,
y no se presentan muy bien desarrollados, lo que dificulta observar
la presencia de estrias de falla que pudieran confirmar el
desplazamiento de rumbo. Sin embargo este sistema de fallas coincide
bastante bien con la orientación general del Pilar de Panquehue el
cual se explica muy bien con un sistema desplazaminetos según el
rumbo con movimiento sinistral, lo que coincide bastante bien con
lo propuesto para el área por Beck et al. (1990) quienes determinan
de aciuerdo a los datos paleomagnéticos obtenidos en las rocas
cretácicas de la Hoja Quillota, un desplazamiento rotacional en
sentido horario de unos 15° para bloques corticales discretos y
delimitados en el área.
Sistema de fallas NNE-NE
Es un sistema de fallas que aparece mejor desarrollado en la
parte sur del dominio occidental (figura 49) y también en la parte
norte del Dominio Central en ambos casos, el bloque alzado es
siempre el oriental, este conjunto de fallas es poco notable y
aparece como fallas conjugadas asociadas a los otros dos sistemas.
168
Discordancias
Varias discordancias se observan entre los 32? y 33° 3, muchas
de las cuales se conocen desde hace tiempo y han sido motivo de
varios estudios.
La discordancia entre
la formación La Ligua y La sobreyacente
Formación Quebrada del Pobre .
Esta consiste esencialmente en una discordancia de erosión y
levemente angular que se ubica en el contacto entre las formaciones
La Ligua y Quebrada del Pobre (THOMAS, 1958) en el Dominio Costero.
esta discordancia consiste en la transgresión de la base de la
Formación Quebrada del Pebre (marina) sobre volcanitas de la
Formación la Ligua. Unidades equivalentes de estas unidades,
ubicadas mas al oeste (formaciones Pichidangui y Los Molles)
muestran una continuidad absoluta y transición gradual entre ellas;
por lo tanto esta discordancia más que tectónica correspondería a
un probable cambio del nivel de base local acompañado de una
transgresión generalizada, lo que implica un cambio paleográfico
importante al pasar desde un amiente continental a un ambiente
marino .
La acordancia entre las unidades jurásicas (Formación Cerro Calera
y Formación Horqueta) y la parte basal de la Formación lo Prado.
Se ubica en el limite entre el Dominio Costero y el Dominio
Central. Las unidades jurásicas aparecen fuertemente replegadas
(sic. SEPULVEDA, 1987) en tanto que la Formación Lo Prado aparece
en disposición monoclinal encima, esto permite sospechar la
existencia de una importante discordancia en la base de la Formación
Lo Prado, aún cuando no ha sido posible su observación directa. Cabe
hacer notar que al norte de los 31° la ausencia de los niveles de
los Estratos de Pupio (=Formación Ajial) debajo de la base de la
Formación Arqueros (Cretácico Inferior) , en la parte norte de la
Hoja Illapel, ha inducido a RIVANO y SEPULVEDA (1991) a considerar
la probable existencia de una importante discordancia hacia la base
del Cretácico Inferiuor.
También mas al norte, en la Hoja
Vallenar, MOSCOSO et al (1982A) describen un contacto similar entre
las lavas del Grupo Bandurrias (Neocomiano) y las sedimentitas de
la Formación Canto del
Agua (Triásico), reconociéndola además en varios sectores de la
Hoja. En la Cordillera Principal, al norte de los 31°S, en el
cuadrángulo El Maqui, MPODOZIS (1974); RIVANO (1975) y MPODOZIS y
RIVANO (1976) y, más recientemente, MPODOZIS y CORNEJO (1986) han
puesto en evidencia el contacto discordante entre las calizas
básales del Neocomiano (Formación Rio Tascadero) y las sedimentitas
Jurásicas (Formaciones Tres Cruces y Mostazal)
Esta discordancia ha sido atribuida a una fase tectogenética
denominada Fase Inf raneocomiana por MPODOZIS Y RIVANO (1976) la que
se ubicarla
en algún momento del Jurásico Superior alto
(Kimmeridgiano-Titoniano? ) .
En conclusión, es posible afirmar que si bien no hay
evidencias
directas de una Discordancia en la base de la Formación Lo Prado en
la Hoja Quillota, y esto debido exclusivamente a la mala calidad de
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formación Fa reí ior:
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ios afloramientos y a que se hallan cubiertos por la vegetación y
escombros de falda, existen bastantes argumentos a nivel regional
lo suficientemente fuertes como para proponer la existencia de dicha
discordancia y, como tal, nomologarla con la discordancia
correspondiente a ia Fase Inf raneocomiana de la Cordillera Principal
de Ova ile.
La discordancia angular y de erosión en la bas3e de la Formación
Salamanca (Cretácico Superior) .
Es especialmente visible en el cordón de cerros del Morro La
Bandera y el cerro Vizcachas (limite norte de
ia Hoja), en el
Dominio Costero, alli se ven lavas subhorizontales asignadas a la
Formación Salamanca (RIVANO y SEPULVEDA, 1991), que sobreyacen en
neta discordancia angular a estratos jurásicos indiferenciados .
Esta discordancia también seria visible, aún cuando en menor
gradoen el Dominio Central en el sector del Valle de La Mostaza al
sur de Alicahue. Alli se observa las volcarruditas básales de la
Formación Salamanca (foto 20) dispuestas sobre las volcanitas de la
formación Las Chilcas con una pequeña angularidad.
La discordancia de la base de la Formación Farellones.
Esta discordancia,
conocida en los Andes de Chile Central
(7VCUIRRE, I960; VICENTE, 1970; AUBOUIN et ai., 1973; MUÑI ZAGA y
VICENTE, 1982; MOSCOSO et al., 1982b; RIVANO et al., 1990), se
aprecia claramente en los dominios Central (borde orietal) y
Cordillerano. Esta discordancia se caracteriza porque la base de la
Formación Farellones se apoya sobre distintas unidades jurásicas y/o
cretácicas .
Asi en el sector de la laguna de El Pelado (foto 23) , en el
limite nortede la hoja, la formación Farellones se apoya sobre la
Formación Tordillo. En ei sector entre el Río Rocín, por el norte
y el valle del Aconcagua por el sur, la discordancia es visible en
numerosos sectores,
siendo los mas espectaculares para su
observación el valle del rio Colorado (fotos 38 y 39) y el sector
del Estero La Cañada (foto 24) (MOSCOSO et al., 1982) afluente
oriental del rio Colorado. En este sector la base de la Formación
Farellones se apoya directamente sobre estratos volcanoclásticos de
la Formación Pelambres. El contacto es netamente angular y de
erosión revelando un profundo entallamiento y erosión de las
unidades mas antiguas. En el Dominio Central la discordancia es
claramente visible en el sector del Alto del Diablo, entre el estero
Chalaco y el Estero Alicahue. Allí la base de la Formación
Farellones, constituida por tobas e ignimbritas descansa en suave
discordancia angular sobre volcanitas de la Formación Salamanca.
171
RECURSOS NATURALES
GEOLOGIA ECONOMICA
INTRODUCCION
La minería metálica en el área de la Hoja Quillota-Portillo
(32°-33° L.3.) está constituida principalmente por yacimientos cuya
mena principal son
cobre y cobre-oro. Además se reconocen
asociaciones de esta mena con oro y/o plata y/o molibdeno y/o zinc
y/o plomo. Menos frecuente son los yacimientos donde el oro es la
mena principal. Los placeres auríferos son también poco frecuentes
y se encuentran en las cercanias de Petorca y Putaendo y en valles
próximos a la costa.
Los yacimientos de fierro, son escasos y se encuentran en los
distritos de cobre y oro definidos aqui. Algunos de estos tienen
contenidos de oro y/o cobre importantes.
La minería no metálica está constituida principalmente por
yacimientos de carbonatos y subordinadamente por yacimientos de
arcillas, caolin y baritina. Aisladamente se encuentran yacimientos
de cuarzo, yeso, feldespato, combarbalita, azufre, diatomita y
canteras de roca ornamental.
La ubicación y características principales de todas las minas,
yacimientos y prospectos detectados en esta área se encuentran en el
anexo N° 1 que acompaña este texto y además han sido figuradas en un
mapa de yacimientos anexo al mapa geológico. También se ha ubicado
los yacimientos y minas en el mapa geológico en una trama color
gris
.
La fuente principal de información bibliográfica para este
capitulo proviene de la recopilación hecha por MAGMA (1981), la cual
fue revisada y contrastada con los datos de terreno durante el
trabajo de mapeo; se han añadido además algunos puntos de interés y
minas abandonadas no figuradas en dicha recopilación.
YACIMIENTOS METALICOS
Los numerosos yacimientos (incluyendo minas y prospectos)
catastrados en esta Hoja fueron agrupados regicnalmente en distritos
establecidos aqui, principalmente en base a la edades de las rocas
intrusivas, las cuales constituyen franjas de orientación general
norte-sur con edades decrecientes hacia el este. Estos distritos se
concentran especialmente al norte de Petorca y en la zona
comprendida entre Cabildo - Putaendo.
En lineas generales se
observa qye están estrechamente ligados a sistemas estructurales de
tendencias NNW y NNE, además de la característica zona de contacto
entre las Formaciones Lo Prado (marino continental) y Veta Negra
(volcanoclastica continental) inmediatamente al sur de Cabildo.
Estos yacimientos son principalmente de cobre y secundariamente
de oro. Generalmente contienen varias asociaciones de menas, siendo
las más comunes: oro - cobre
- plata ± plomo; cobre - plata y oro - plata.
acompañan
tungsteno
y
plomo,
zinc
Los
minerales de
frecuentemente a las menas de plata, cobre y molibdeno. Las minas
de fierro son escasas y en algunos casos contienen subproductos de
cobre y/o oro.
172
La morfología más común de estos yacimientos es vetiforme.
También sor. estratiformes, bolsones, cuerpos irregulares, chimeneas
de orecha, enrejado de vetillas ( "stockwork" ) y placeres.
DISTRITOS RELACIONADOS
INTRUSIVOS TRIASICOS.
CON
ROCAS
TRIASICAS
Y
CON
LA
FRANJA DE
Estos distritos se distribuyen a lo largo de la franja costera
y cada uno de ellos está constituido por un reducido número de minas
y placeres. Están asociados a rocas de las Formaciones Pichidangui
y Ajial (Triásico-Jurásico Inf.) y a rocas intrusivas de la Unidad
Puerto Oscuro (Jurásico Medio-Superior) de la Superunidad Mincha.
Las minas son principalmente de oro y minoritariamente de cobre
y fierro.
DISTRITO QUILIMARI
Se ubica aproximadamente a 5 km. al nor-oeste de Quilimari.
Está constituido por yacimientos auríferos vetiformes y
placeres. Ambos están emplazados tanto en la Formación Pichidangui
(volcánica-marina) triasica como en rocas intrusivas jurásicas de la
Unidad Puerto Oscuro. Las vetas se ubican a lo largo de fracturas
orientadas N 30°E y N 60°W, con inclinaciones subverticales, la
potencia de ellas varia entre 0.5 a 18 m. No hay antecedentes de los
La orientación general del distrito es NNW. los
tenores en Au.
placeres se ubican en la terraza actual del rio quilimari y
quebradas afluentes; son claramente de origen proximal. la
explotación de estos placeres ha sido siempre de carcter artesanal.
DISTRITO CAJON DE LAS YEGUAS
Se ubica en las cercanías del Cajón Las Yeguas.
Los
yacimientos
son vetiformes,
la mena principal es
oro y
secundariamente oro - cobre. Están emplazados en rocas intrusivas
de la Unidad Puerto Oscuro (dioritas) de edad Jurásico Medio Superior. Sobre este distrito no hay mayores antecedntes ya que las
labores son pequeñas y se encuentran abandonadas y aterradas. Las
vetas se emplazan a lo alrgo de fracturas aociadas a fallas menores.
DISTRITO CERRO IMAN
Está ubicado al este del distrito anterior. Está constituido
por yacimientos auríferos vetiformes poco estudiados y por un
yacimiento de fierro estratiforme. Las minas auríferas están
emplazadas en la zona de contacto entre las rocas intrusivas
Jurásicas Medio a Superior de la Unidad Puerto Oscuro y rocas de las
Formaciones Aÿiaÿ, Cerro Calera y/u Horqueta o en el intryusivo que
las corta. Las vetas se ubican a lo largo de fracturas NS. El único
yacimiento de fierro está emplazado en rocas volcanoclásticas
afectadas por el intrusivo Jurásico por lo que se le supone un
probable origen me ta somático - metamórfico.
173
DISTRITO PLAC ILLA
Se encuentra en el sector de la localidad de Placilla y está
constituido por un grupo yacimientos auriferos vetiformes con vetas
de desarrollo paralelo y asociadas a una zona de alteración
hidrotermal en la que destaca la presencia de caolinita. La roca ce
caja son volcanitas y sedimentitas de la Formación Pichidar.gui,
volcánica marina del Triásico y de la Formación Ajial, volcánica
continental, Jurásica Inferior a Medio.
La orientación general de las estructuras es N20°E.
En este distrito actaulmente destaca el prospecto Pullalli (ex
Maria Luisa) . Las leyes de Au históricas concoidas para este sctor
varian entre 1 a 7 g/T con pntos que dieron valores de hasta 18 a 44
g/T. Las vetas tienen potencias de 0,6 a 2,6 m. El oro se encuentra
en vetas de cuarzo.
DISTRITO PUCHUNCAVI
Se ubica aproximadamente a 5 km. al este de Puchuncavi,
corresponde a un distrito cuprifero con menas de cobre y cobre (plata - oro) . Los yacimientos son vetiformes y/o estratiformes
relacionados. Existen yacimientos de forma irregular y vetillas que
tienen un origen común con los de tipo vetiforme. Los minerales de
mena son malaquita, tenorita, bornita, calcopirita y arsenopirita .
La orientación general de las estructuras vetiformes es NW a N80° con
inclinaciones entre 90° a 40°N. El cuerpo estratiforme tiene una
actitud N45°E/5°a 12°E.
Les vetas están emplazadas en la zona de contacto entre rocas
met amórficas y rocas volcánicas continentales ambas atribuidas a la
Formación Ajial Jurásico Inferior a Medio. En general, las vetas
presentan corridas de 100m de largo por unos máximos de 20 a 24m de
ancho las profundidades de algunas labores llegan hasta 15m. Las
leyes históricas concoidas de Cu varian entre 0,15 a 7%; las de
Agpueden llegar hasta 65 g/T y las de Au no sobrepasan los 2 g/T.
DISTRITO QUILLOTA
Se encuentra en las cercanías de Quillota. Los yacimientos son
tipo vetiforme, a partir de los cuales se han originado, por erosión
de las vetas, placeres proximales a no mas de 1 a 3 Km de las vetas
madres .
Las menas son oro y oro - cobre. En los yacimientos vetiformes
ocurre pirita aurífera y calcosina. La orientación de las
estructuras es NW. En el único placer visitado, el manto aurífero
tiene una extensión visible aproximada de 40 m, desconociéndose su
orientación. Todos estos depósitos están emplazados en rocas
metamórficas atribuidas a la Formación Ajial (Jurásico Medio
Superior). Los contenidos de Au en vetas varian entre 1,5 a 18 g/T
en vetas que tienen corridas de mas de 90m con esepsores de 3 a
10cm.
174
DISTRITOS ASOCIADOS A LA FRANJA DE INTRUSIVOS CRETACICOS.
Estos distritos son predominantes cupriferos, secundariamente
polimetalicos y minoritariamente auríferos.
Las asociaciones de
menas factibles de encontrar son: cobre - oro - plata ± zinc; cobre
(tungsteno) - plata; cobre - plomo - oro ± Zinc; plata - oro y cobre
- Zinc.
En general los yacimientos son vetiformes y estratiformes.
También se encuentran bolsones, cuerpos irregulares, chimeneas de
brecha y enrejados de vetillas o "stockworks "y placeres.
Todos estos yacimientos se emplazan en rocas estratificadas e
intrusivas del Cretácico Inferior. Especif icamente los yacimientos
polimetálicos y auriferos se emplazan en rocas volcanoclásticas de
origen continental - lagunar asignadas a la Formación Las Chilcas.
Los yacimientos de cobre se emplazan preferentemente en rocas
volcanoclásticas continentales pertenecientes a la Formación Veta
Negra y a rocas marino - volcánico de la Formación Lo Prado.
DISTRITO TILAMA
Se ubica inmediatamente al noroeste de Tilama. Las menas son
cobre y oro - cobre.
Los minerales de mena son óxidos de cobre
(crisocola, tenorita, cuprita, malaquita); sulfúros de cobre
(oornita, calcopirita); almagrado y oro visible.
Todos ellos se
encuentran normalmente diseminados.
Los yacimientos se emplazan en zonas de metamorfismo de
contacto que se produce entre rocas volcanoclásticas continentales
asignadas al miembro Ocoa de la Formación Veta Negra y rocas marino
- volcánico de la Formción Lo Prado, con el intrusivo granodioritico
asignado a la unidad Chalinga.
En general los yacimientos tipo skarn son comunes en este
distrito. La forma de estos yacimientos es estratiforme, aunque
constituyen
irregulares
y
cuerpos
también
bolsones.
Minoritariamente son vetiformes.
En general los cuerpos de mena tienen entre 70 a 100 m de
corrida y 2 a 10 m de potencia. Están orientados preferentemente al
noreste (N5° - 55°E) y en menor proporción al nor-oeste (N35° 50°W) . Los buzamientos varían entre 45° a 70°.
Al este del distrito entre Co. Potrero Alto t Co. Bayo aparecen
algunos yacimientos de cobre y cobre - plata. Los minerales de cobre
son crisocola, atacamita, malaquita, azurita, bornita, calcosina y
calcopirita. Los antecedentes de la mena de plata están en relación
a la ley de mineral escogido (130 gr Ag/t) de la mina La Sufrida.
Respecto a la ley de cobre, en mineral escogido se detectó en la
mina Corral del Peñón 6 a 10% CuT.
Los yacimientos son vetiformes y están emplazados en lavas
porfiricas audesiticas asignadas al Miembro Ocoa de la Formación
Veta Negra.
mineralización
La
está
por
controlada
de
sistemas
f racturamientos de rumbo N10° a 35°W y N25° a 40°E,
con
inclinaciones variables entre subvertical a 45°. Las dimensiones
del las vetas son aproximadamente 120m de corrida y 6 m de potencia.
Aproximadamente a 3 km al sur-este de Tilama dentro de este
distrito se encuentran unos yacimientos vetiformes y estratiformes
cuya mena principal es oro y oro-cobre.
Entre los minerales de
cobre se encuentra calcopirita, bornita y crisocola. La actitud de
175
las vetas es N40°W/62°SW y la del cuerpo estratiforme es N80°W/35°S.
Estos yacimientos se emplazan en rocas andesiticas del Miembro
Ccoa de la Fm. Veta Negra y en la zona de metamorfismo de contacto
producida por granodioritas de la Unidad Chalinga.
DISTRITO CAMISA
El distrito se ubica en el limite norte de la Hoja Quillota,
y es la continuación al sur de los 323 del distrito homonimo de la
Hoja Illapel (RIVANO y SEPULVEDA, 1991) Se trata de un conjunto de
yacimientos vetiformes con algunos estratiformes asociados que se
han emplazado a lo largo de fracturas claramnete subordinadas a las
direcciones de f racturamiento regionales, la mena principal es cobre
acompañado de oro y en algunos yacimentos al sur del distrito la
mena principal es oro. la roca de caja corresponde alas volcanitas
de la Formación Las Chilcas y en menor proporción se encuentran
minas instaladas en granitoides de la Unidad Chalinga (Crteácico)o
en la zona de contacto con las volcanitas cretácicas.
Las vetas presentan direcciones desde N20°E hasta N60°W con un
claro predominio de las orientaciones NW; el manteo es gteneralmente
uno 60°SW a 90°. Los yacimientos estratiformes presentan una
orientación general NS/30°E. Los antecedentes disponibles indican
corridas desde 12 a 600m con potencia de veta desde 0,45 a 3, 60m y
profundidad de mas de 200m. La mineralización consiste en sulfuros
(calcopirita- [bornita] -pirita) con algún grado de enriquecimiento
secundario en algunos casos (Calcosina) y óxidos en la parte
superior de las vetas. Las leyes de Cu alcanzan a veces hasta 4%.
Los yaciminetos auríferos de este distrito 'presentan una asociaión
de Cu-Ag-Au o Cu-Au. Los margenes históricos de estos minerales
varian entre: Cu hasta 6%; Ag hasta 50 g/T5; Au hasta 5 g/T.
.
DISTRITO EL BRONCE
Este distrito se ubica entre el sector del Mo Quemado, por el
norte y Petorca por el sur. Las menas mas importantes son cobre-oro
-plata- (zinc) ; cobre-plata-tungsteno; oro-cobre y cobre. Los
principales de mena de cobre son: malaquita, cuprita, calcosina,
calcopirita y bornita.
En general se encuentran diseminados en
venillas. Los minerales de ganga comunmente son: baritina que,
hematita, especularita , cuarzo y calcita.
Los yacimientos de este distrito están emplazados en rocas
volcanoclásticas continentales a lagunares asignadas a la Formación
Las Chilcas, en una zona de debilidad estructural y en zonas de
metamorfismo de contacto producidas por algunas intrusiones de
granodiovita (Unidad Chalinga) a las que se asocian zonas de
alteración hidrotermal.
Los yacimientos en general son vetiformes y minoritariamente
constituyen bolsones o cuerpos irregulares.. Los minerales de mena
mas frecuentes son atacamita, malaquita, crisocola, calcosina,
bornita, calcopirita, galena y oro. Entre los minerales de ganga se
encuentra la especularita y cuarzo. En general la mineralización se
encuentra en zonas de intensa fracturación y específicamente, la
mineralización de sulfuros está esencialmente diseminada en la roca
de caja. Las leyes de mineral escogido detectadas son 5% CuT, 2
grAu/t y 40 grAg/t.
La actitud de las vetas es en general NS-60°W/70°SW y N25°-
176
70°E/65°-80°W. . Tienen entre 15 a 1200 m. de corrida, 1 a 3,5m de
potencia .
Se detectan leyes del orden de 11 gr Au/t, y 3.8% CuT en mineral
escogido.
En este distrito destaca el yacimmeto aurífero de El Bronce
de Petorca.
DISTRITO CHINCOLCO
Se ubica entre Petorca y Chincolco; corresponde a un grupo de
yacimientos vetiformes cuya mena principal es cobre y cobre-oro se
encuentran asociados a unz zona de alteración hidrotermal, las
orientaciones de las vetas son según N45oW/90o-80oE, N5o-15oW/90o75oE y N20o-30oE/65oE-50oW. Estas vetas se emplazan en rocas de la
Formación Las Chuicas.
DISTRITO FIERRO VIEJO
Está aproximadamente a 6 km. al suroeste, en linea recta, de
Petorca. Está constiuido por minas de cobre y placeres de oro.
Estos últimos se encuentran a 1 - 2 km. al oeste de las minas de
cobre .
Los yacimientos de cobre son vetiformes y están orientados
principalmente N 35° a 42° W y secundariamente N 25° E.
Los
buzamientos varian entre 68° a 80°.
Los minerales de mena son:
malaquita, tenorita, bornita,
calcopirita, pirita aurífera y oro libre. Las leyes detectadas de
mineral escogido son: 14% CuT v 20 grAu/t.
En este distrito la roca de caja son andesitas porfídicas del
Mienbro Ocoa de la Formación Veta Negra (cretácico inferior) . Estas
rocas han sido afectadas por sistemas estructurales principales
noroeste y secundarios noreste, es decir paralelos a las vetas.
DISTRITO LA MIEL
Se encuentra aproximadamente a 5 km. en linea recta al sur de
Petorca. Aqui afloran principalmente rocas volcanoclásticas de la
Formación Las Chilcas, algunas apófisis de rocas intrusivas
granodioriticas de la unidad Chalinga y zonas de alteración
hidrotermal .
Las menas son principalmente cobre y cobre - plata - oro. &
minerales de cobre son: malaquita, crisocola, bornita, calcopirita,
calcosina y neodiaenita. Los minerales de ganga son generalmente
cuarzo, hematita, limonita, especularita, calcita y jarosita.
Los depósitos son vetiformes y están emplazados en rocas de la
Formación Las Chilcas. La orientación predominante es N25°W a N40°E.
Los buzamientos varian entre 65° y 80°. La potencia de las vetas es
variable entre 0,1 a 3 m.
La corrida promedio es de 100 m.
alcanzando hasta 500 m. La profundidad máxima es de 250 m. Las
leyes medias son del orden de 2 a 3% CuT, 35 grAg/t y 0,5 - 1,5
grAu/t.
177
DISTRITO EL MANZANO
Está ubicado aproximadamente a 12 km. al sureste en linea recta
de San Lorenzo.
Los yacimientos son vetiformes de cobre y cobre - (plata) y se
emplazan,
al igual que en el distrito anterior en rocas
volcanoclásticas de la Formación Las Chilcas.
En las cercanías, aflora una zona de alteración hidrotermal.
Las fallas del distrito son predominantes N10° a 55°W/65°NE, las que
a su vez controlan los depósitos de mena.
Las vetas están orientadas al nor-este y menor norte-sur con
inclinaciones de 65° a 55°E, tienen una potencia variable entre 0,7
a 1,5 m. Se desconoce su corrida.
Los minerales de cobre son:
malaquita, azurita, tenorita, chalcantita y calcopirita. Entre los
minerales de ganga se encuentra el cuarzo y la calcita.
DISTRITO CABILDO
Es uno de los distritos con mayor actividad. Se ubica
inmediatamente el sur de Cabildo y se extiende hasta el yacimiento
El Cobre de Melón por el sur. En este distrito los yacimientos son
principalmente estratiformes y minoritariamente vetiformes, cuerpos
irregulares y bolsones.
Se emplazan esencialmente en la zona de contacto entre las
andesita porfiricas del Miembro Ocoa de la Formación Veta Negra y
las calizas y rocas volcanoclásticas de la Formación Lo Prado, asi
como tamrién en cada una de estas formaciones. En el extremo norte
de este distrito afloran stocks de granodiorita - diorita cuarcifera
que generan aureolas de metamorfismo de contacto, en las cuales se
emplazan algunos yacimientos.
En el intrusivo mismo ocurre el único yacimiento de oro - cobre
del distrito. Este corresponde a una veta de 300 m. de corrida,
orientado N25°E con un buzamientode 50°W. La potencia varia entre
0,4 a 3,5 m. con leyes de mineral escogido de 8 Au g/T; 8 % Cu y 25
Ag g/T.
El resto de los yacimientos y prospectos tienen mena de cobre,
y su minerologia consiste en malaquita, azurita, chalcantita,
crisocola, calcopirita, bornita, calcosina, digenita, covelina.
Además se detectó pirrotina y saflorita, que podrían presentar
contenidos de niquel y cobalto. Todos estos minerales se distribuyen
en forma diseminada masiva, nodulos, relleno de brecha y en guias venillas. Entre la mineralización de ganga se encuentra granate,
limonita, clorita, calcita y especularita .
Los depósitos tienen una orientación NS a NW, que corresponde
a el sistema de f racturamiento regional, salvo escasas excepciones
los manteos de los cuerpos estratiformes varian entre 20° a 40°NE y
en las vetas entre 75°NE a verticales. En general tienen una corrida
entre 20 a 470 m. con una potencia que alcanza hasta los 70 m. La
profundidad máxima explotada es de 250 m.
Los tenores de cobre
detectados en este distrito varían entre 1,5 a 8% Cu en mineral
escogido. Yaciminetos iumportantes de este distrito son El Sauce,
Los Maquis, La Comuna, La Patagua, El Soldado, Veta del Agua, etc.
178
DISTRITO EL CERRADO
Se ubica aproximadamente a 10 km al sur, en linea recta, de San
Lorenzo. Los yacimientos de este distrito están emplazados en lavas
Miembro
la
del
de
Fm.Veta
Ocoa
porfiricas
andesiticas
Negra (Cretácico Inferior).
En el sector sur-este del distrito, afloran apófisis del
intrusivo granodioritico-dioritico cuarcifero asignado a la unidad
Chalinga. Una mina esta emplazada en la aureola de metamorfismo de
contacto generada por estas apófisis.
El sistema estructural regional predominante es nor-oeste y
La
circulación
los
fluidos
secundariamente
de
nor-este.
mineralizados v posterior depositación de estos, se encuentran
estrechamente relacionados con el sistema estructural nor-oeste
generando yacimientos del tipo vetiforme, muchos de los cuales se
encuentran en la traza de estas fallas, que alcanzan 8 km de corrida
y 10 m de espesor.
En general los depósitos vetiformes tienen potencias de hasta
8 m, con una corrida máxima de hasta 1300 m y buzamientos del orden
de 45° W.La mena es principalmente cobre y secundariamente cobreoro-plata. La mineralogía de mena es malaquita, tenorita, bornita,
calcopirita, (chalcantita, brocantita) y galena. Además se detectó
arsenopirita . Entre los minerales de ganga se encuentran calcita,
limonita, hematita y blenda. Uno de los yacimientos mas notavbles de
este distrito es el de El Cerrado.
DISTRITO CERRO NEGRO
En este distrito, cuyo nombre deriva de su yacimiento mas
importante, los yacimientos se emplazan en rocas volcanoclásticas de
la Fm. Las Chilcas (Cretácico Inferior) las que están afectadas por
un sistema estructural predominante N5°-20°W.
La mena principal es cobre y minoritariamente cobre-plata(tungsteno) . Los yacimientos son estratiformes y vetiformes,
predominando éstos últimos hacia el sector norte del distrito. La
actitud de los cuerpos estratiformes varia entre NS a 67°W/90° a
50°W. Las vetas orientadas hacia el este son escasas.
DISTRITO PUTAENDO
Se ubica inmediatamente al oeste de Putaendo. Las menas son
cobre y cobre (tungsteno) -plata . Los yacimientos son vetiformes y
están emplazados, al igual que el distrito anterior, en rocas
volcanoclásticas de la Fm. Las Chilcas y en el intrusivo monzonitico
asignado a la unidad Quebrada Herrera. El sistema estructural
predominante del área es nor-oeste y norte-sur, que corresponden
también a la orientación de los cuerpos de mena. La mineralización
es similar a la del distrito Cerro Negro, caracterizándose por un
enriquecimiento secundario superficial de óxidos con espesores de 5
a 15 m y una mineralización primaria de sulfuros entre los que
predominan calcopirita y bornita con un tenor menor de calcosina.
179
DISTRITO EL BOSQUIAL
Se encuentra aproximadamente a 2 km al nor-este de Nilhue y
está constituido por menas de cobre y cobre (tungsteno) -plata .
Geológicamente este distrito se caracteriza por una estructura
principal ñor-oeste, que cruza un nivel de calizas y volcanoclastitas
andesiticas de la Formación Las Cniicas y apófisis granodioriticos
{Unidad Chalinga; . Estas últimas generan aureolas de metamorfismo de
contacto con las rocas estratificadas.
Los yacimientos son estratiformes y vetiformes .La orientación
de los cuerpos estratoligados son hacia el nor-este con
inclinaciones entre 15° a 20°E, en cambio las vetas tienen
orientación NW con inclinaciones subverticales
.
DISTRITO CATEMU
Se ubica aproximadamente a 6 km al nor-este de Nilhue y está
constituido por yacimientos de cobre siendo predominante los de tipo
vetifirme hacia el norte del distrito en tanto que los de tipo
estratiformes se ubican mayoritariamente en el sectror sur.
los yacimientos están emplazados en lavas porfídicas de
composición andesiticas del miembro Ocoa de la Fm. Veta Negra las
que sirven de huésped a los cuerpos estratiformes. El rumbo de los
cuerpos vetiformes fluctúa entre N10°E a N20°W y los buzamientos son
en general subverticales y hacia el oeste. Las orientaciones de los
vetiformes es similar, es decir, entre NNE a NNW pero con
inclinaciones entre 20° a 35°E. Los minerales de mena principales
son malaquita en la zona superior de enriquecimiento secundario y
bornita en la zona primaria con calcosina y calcopirita
subordinados. La potencia de las vetas puede alcanzar hasta 8m en
algunos yacimientos.
DISTRITO HIJUELAS
Se encuentra aproximadamente a 10 km al oeste-noroeste de
Llaillay. Los yacimientos son vetiformes y constituyen generalmente
grupos de vetas. También se presentan como cuerpos estratiformes,
olsones y cuerpos irregulares.
La mena es de cobre y está distribuida principalmente en
venillas y secundariamente diseminada y rellenando espacios
abiertos. La mineralogía de mena consiste en óxidos de cobre entre
ellos malaquita, y en súlfuros de cobre donde el principal es
calcopirita. En menores proporciones ocurre calcosina, covelina y
bornita. Entre los minerales de ganga se encuentra la especularita .
Los cuerpos de mena están orientados preferentemente al oeste
(N10° a 42°W) y escasamente al este (N10° a 15°E)
Las vetas tienen
inclinaciones subverticales y los cuerpos estratiformes buzan 20°E
y W. En general los cuerpos de mena alcanzan una corrida de hasta
1000 m, y una potencia de 1,5 m.
Están emplazados en el miembro Ocoa de la Fm. Veta Negra, al
igual que los dos últimos distritos. El esquema estructural
predominante en esta área es N20° a 30°E.
.
180
DISTRITO EL SAUCE
Este distrito corresponde a un grupo de minas entre las que se
ubica el yaimiento de El Sauce en el sector de la bajada de la
cuesta Las Chilcas hacia Llayllay. Los yacimentos de este distrito
se ubican a lo lagro de vatas que se distribuyen en la zona ce
contacto entre las plutoniotas de la unidad Chalinga y los niveles
conglomerádicos de La formación Las Chilcas, los que han sido
metamorf izados y en parte fallados contra el intrusivo. El
yacimineto de El Sauce es estratiforme y corresponde a un yacimiento
de origen metamórfico, su minerales principlaes son hematita,
pirita, arsenopirita, blenda, calcopirita, bornita y calcosina, los
otros yacimientos corresponde a vetas eplazadas en la zona de
contacto y en el intrusivo; las orientaciones predominantes son
N50°-70oW/90°-75c'S . Los mienrales de ,mena principales son Bornita y
Calcopirita con escasas zonas de enriquecimiento secundario.
DISTRITO VICHICULEN
Se encuentra aproximadamente a 3 km al sur de Llaillay, y esta
constituido por un grupo algo disperso de minas de cobre emplazadas
en lavas porfirices andesiticas del Miembro Ocoa de la Fm. Veta
Negra
.
Yacimientos
a 58°W e
son vetiformes e irregulares con orientaciones
Tienen una
inclinaciones entre 45° a 60°W.
corrida de hasta 300 m y la potencia de cada veta varia entre 0,5 a
3,0 m. En general cada yacimiento consiste en un grupo de vetas.
La calcopirita es el mineral de mena más común.
Las leyes varian
entre 1% a 1,97%Cut. Entre los minerales de ganga más común esta el
cuarzo y calcita.
Los
entre N10
DISTRITO LA CAMPANA
Se encuentra aproximadamente a 6 km al nor-este de Olmué . Esta
constituido por yacimientos estratiformes emplazados en la zona de
skarn producido entre rocas de la Fm. Lo Prado y rocas dioriticas y
granodioriticas de las unidades Campana y Chalinga respectivamente.
Las menas son cobre-oro; cobre; cobre-oro-zinc- (plata) . La
mineralogía de mena consiste en calcopirita, enargita, magnetita,
discrasita, oro y galena.
Además de arsenopirita y pirrotíta.
Entre ios minerales de ganga se encuentra la blenda, marcasita,
especularita, hematita y cuarzo.
Estos cuerpos estratiformes tienen una corrida variable entre
70 a 500 m y potencias desde algo más de 1 m a 20 m máximos. Están
orientados NS a N50°W con un buzamiento de 50°E.
Las leyes medias recopiladas en mineral escogido son; 2 a 6 gr
Au/ t; 90 a 400 gr Ag / t, 15 a 25% Zn; 1 a 2% CuT (excepcional 6%
CuT)
.
181
DISTRITOS ASOCIADOS A LA FRANJA DE INTRUSIVOS DEL CRETACICO SUPERIOR
-PALEOGENO
los yacimientos asociados a esta franja de intrusivos son
esencialmente de tipo vetiforme y primarios, los escasos yacimientos
de tipo estratiforme están siempre ligados a alguna veta, existen
también yacvimientos de tipo irregular, chimeneas de brecha y
algunos placeres auríferos regoliticos.
En general están asociados al o cerca del contacto de rocas
pertenecientes a las formaciones Las Chilcas (Cretácico Inferior)
y/o Salamanca (Cretácico Superior) con pórfidos andesito-dioriticos
de la unidad San Lorenzo (Cretácico Superior - Paleoceno) . A lo
largo de esta franja intrusiva y probablemente asociada a ella se
reconoce desde el norte de Combarbalá, (San Marcos), y pasando por
Salamanca, una faja de alteración que se distingue por una
alteración pervasiva marcada por la presencia de alunita,
natroalunita, ¡caolinita y otros minerales arcillosos que han
originado una roca especial conocida localm, ente como Combarablita;
es probable que la mineralización mas importante de la zona pudiere
estar también relacionada a dicha alteración.
DISTRITO LA CALDERA.
Está constituido por yacimientos vetiformes de cobre, los que
están orientados según N20° a 30°E y N5° a 30°W con buzamientos de
55°SW a 90°. Tiene una corrida variable entre 10 a 15 m y potencias
variables entre 1,3 a 2,0 m. Las profundidades explotadas alcanzan
hasta 40 m. El mineral de mena mas importante es calcopirita y entre
los minerales de ganga se encuentran cuarzo y calcita. Las leyes
detectadas en mineral escogido son del orden de 1,2% de CuT.
Estos depósitos se encuentran asociados a lavas andesiticas y
daciticas asignadas a la Formación Salamanca (Senoniano-Paleoceno?) ,
a zonas de alteración hidrotermal y a sistemas estructurales de
orientación general noreste y noroeste.
DISTRITO PEDERNAL
Se encuentra aproximadamente a 12 km. al NNE de Chincolco. Está
conformado esencialmente por yacimientos vetiformes los que
generalmente constituyen grupos de vetas y en menor proporción por
yacimientos irregulares y chimeneas de brecha.
Estos yacimientos se emplazan en rocas volcanoclásticas de la
formación la Formación Las Chilcas (Cretácico Inferior) y en
pórfidos andesiticos de la Unidad San Lorenzo (Cretácico SuperiorPaleoceno) . El sistema estructural predominante en este distrito es
.
nor-este
La mena principal es cobre y escasamente cobre (tungsteno) +
plata. Los minerales de cobre son predominantemente del tipo
tetraherdritay
y
(calcopirita,
calcosina,
sulfuros
bornita
minoritariamente óxidos (malaquita, atacamita ycrisocola) Entre los
minerales de ganga se encuentra cuarzo, calcita y hematita.
Generalmente se reconocen manifestaciones aisladas de mineralización
en areas de 1000 * 300 m2 .
Los cuerpos vetiformes están controlados por el sistema
estuctural nor-este (N 15° a 45° E) y escasamente se encuentran
orientadas este-oeste. Los buzamientos comúnmente son subverticales
.
182
(78° a 90°). Tienen una corrida variable entre 50 a 800 m., con
potencias que alcanzan hasta 5 m.
Las leyes detectadas en mineral escogido son: 1,3 a 2% CuT
(excepcional 7% CuT) y 55 a 100 grAg/t.
DISTRITO
MINILLAS
Se ubica aproximadamente a 10 km. al norte de Putaendo. Está
constituido por yacimientos vetiformes, estratiformes y placeres
regoliticos .
Los yacimientos están emplazados en rocas volcanoclásticas de
la Formación Las Chilcas (Cretácico Inferior) , las que a su vez
están instruidas por pórfidos andesiticos de la Unidad San Lorenzo
(Cretácico Superior - Paleoceno) . Los placeres auríferos se
encuentran en regolito y bastante cercanos a los yacimientos (0,5 a
2 km. aproximadamente) .
El sistema estructural en este distrito es complejo con
tendencias predominantes nor-este y nor-oeste.
Las menas son oro, cobre, cobre + plata y cobre + plata + oro.
Los cuerpos vetiformes tienen un amplio rango de orientación (N 40°
W a N 70° E) con inclinaciones entre 60° a 80° principalmente al
norte. Los cuerpos estratiformes, en general tienen rumbos norte-sur
con buzamientos subhorizontales .
DISTRITO LAS BARRANCAS
Está aproximadamente a 6 km. al sur de Putaendo. Las
menas son cobre y cobre (tungsteno) - plata. Los cuerpos de mena son
vetiformes y están emplazados, al igual que en el distrito anterior,
en rocas volcanoclásticas de la Formación Las Chilcas.
El rumbo de las vetas es principalmente nor-oeste (N 40°
a 60° W) y escasamente nor-este (N 20° E) . Las inclinaciones son
entre 75° N a 90°.
DISTRITOS ASOCIADOS A LA FRANJA DE INTRUSIVOS NEOGENOS Y A LA ZONA
DE LA MEGAFALLA POCURO
En estos distritos las menas son oro, ; oro + cobre; cobre;
cobre + oro + plata + zinc.
Los yacimientos son del tipo vetifcrme, estratiforme, irregular
y stockwork.
Se emplazan preferentemente en rocas de las
Formaciones Salamanca (¿Senoniano - Paleoceno?) y Los Pelambres
(Neocomiano - Turoniano?) las que están intruidas por pórfidos
miocenos cuarzo feldespáticos y daciticos, asignados a las Unidades
Portezuelo del Azufre y Tambillos respectivamente.
DISTRITO TRANQUILLA
Este distrito corresponde a una gran área en donde aparecen
varias zonas de alteración hidrotermal muy extensas que se
desarrollan desde mas la norte del limite de "las hojas QuillotaPortillo hasta cerca del valle del Rio del Sobrante por el sur y que
han dado origen a una toponimia muy descriptiva del área (Lomas
Amarillas, Cerro Las Minas, Quebrada pedernal, etc.) . Es una zona de
dificil acceso y que se ubica a lo largo de las trazas de la Zona de
183
la Megafalla Pocuro. Se caracteriza por presentar zonas de
alteración mas o menos intensas (marcadas en el mapa geológico) .
Estas
zonas
mas marcadsa
presentan
en
superficie
fuerte
silicificación y hematitización, observándose en algunos sectores
"boxwcrks" que indican lixiviación de minerales sulfurados. En otros
de esta zona,
sectores
se ha descrito fuentes de salida
desintresiliceos , indicativas de un nivel muy alto (superficial) del
sistema hidrotermal, tanto hacia el sur, norte, este y oeste de esta
zona de alteraciones hidrotermales existen pequeñas evidencias
superficiales de mineralización indicativas de una probable anomalía
interesante en dicho sector, estas zonas de alteración hidrotermal
se ubican en rocas pertenecientes a la Formación Salamnca y que han
sido intruidas por plutones de la Unidad Fredes (Paleoceno-Eoceno)
lo que ha dao origen a una gran variedad de tipos de rocas
metamórficas de contacto, volcanitas, plutonitas y variedades de
origen metasomático .
DISTRITO EL SOBRANTE
Se encuentra aproximadamente a 21 km al este de Chincolco y
está constituidos por yacimientos vetiformes cuyas menas son oro;
cobre.
Estos yacimientos se encuentran asociados a lavas andesiticas
y daciticas asignadas a la Formación Salamanca (¿SenonianoPaloceno?), a pórfidos cuarzo-f eldespático de la Unidad Portezuelo
de Azufre (Mioceno) y zonas de alteración hidrotermal. Asi como
también al sistema estructural predominante de tendencia general
norte-sur
.
DISTRITO RISCO DEL DIABLO
Se ubica aproximadamente a 20 km al sur-este del pueblo
Chincolco. La mena principal es oro y secundariamente se presenta
cobre + oro + plata; cobre + (oro) .
Los yacimientos se emplazan predominantemente en las apófisis
de los pórfidos cuarzo-feldespático asignados a la Unidad Portezuelo
del Azufre (Mioceno) .
Los cuerpos de mena son vetiformes y están asociados
preferentemente al sistema estructural nor-este (N15° a 20°E) con
una inclinación general de 80°W.
DISTRITO VIZCACHAS
Se encuentra aproximadamente a 35 km al nore-este de Putaendo.
Las menas son cobre + molibdeno + oro y plomo + zinc + plata.
Los cuerpos de mena (veta y stockworks) están asociados a rocas
volcánicas andesiticas marinas asignadas a la Formación Los
Pelambres (Neocomiano-Turoniano?) y a rocas volcánicas andesiticas
y daciticas continentales asignadas a la Formación Salamanca. El
sistema estructural predominante en este distrito es norte-sur.
184
DISTRITO ROCÍN
Se ubica aproximadamente a 25 km al norte-este de Putaendo. Las
menas son cobre y cobre + plata.
Al igual que en el distrito anterior los yacimientos están
emplazados en rocas asignadas a las Formaciones Los Pelambres y
Salamanca .
Los cuerpos de mena de cobre sen vetiformes y están orientados NS
a N45c E con inclinaciones subverticales . Los cuerpos de mena cobre
+ plata son estratiformes y están orientados N70°E a EW con
buzamiento 0 30°N.
DISTRITO PIMENTON
Se ubica aproximadamente a 4 km al SSE del Cerro Pimentón.
constituido por prospectos de oro + cobre, los que se
encuentran asociados a rocas de la Formación Los Pelambres
(Neocomiano-Turoniano?) y a un complejo sistema estructural.
Además aflora en este distrito una zona de alteración
Está
hidrotermal y apófisis de pórfidos cuarzo feldespático miocéncicos,
asignados a la Unidad Portezuelo del Azufre.
DISTRITO JAHUEL
Se ubica aproximadamente a unos 12 Km al este de la localidad
de putaendo en el sector de Alto Jahue. está constituido por cuerpos
vetiformes principalmente a los que se asocian cuerpos mineralizados
estratiformes, la mena principal es cobre, sin indicaciones de otros
minerales metálicos, estos yaciminetos se emplazan en rocas
volcanoclásticas de la formación Las Chilcas y a lo largo de
sistemas de fallas de orientación NS a N25°W (rumbo predominante en
las vetas) y N60° a 75°E que forman parte del sistema de fallas de
la Megafalla Pocuro. Una zona de alteración hidrotermal limitada a
la zona de fallas se encuentra asociada a estos tacimientos. Los
rumbos de las vetas y cuerpos estratiformes son coincidentes con las
orientaciones ya indicadas y con inclinaciones de 60n a 80° ai norte
o sur y de 25° a 59° al W y S para los estratiformes.
DISTRITO EL ARPA
Se encuentran aproximadamente a 6 km al sur-oeste del sector
Las Lagunitas.
Está constituido por yacimientos de cobre y un yacimiento de
fierro y caolin (estratiforme N30° W/O), los cuales están asociados
a rocas andesíticas y dacíticas de la Formación Salamanca
(¿Senomiano-Paleoceno?) y a pórfidos dacíticos asignados a la Unidad
Tambillos (Mioceno) .
DISTRITO CRISTOBAL COLÓN
Se ubica aproximadamente a 3 km al sur-este de la localidad de
Rio Blanco. Las menas son cobre-plata.
Los yacimientos son vetiformes, cuerpos irregulares y zonas de
alteración hidrotermal. Las vetas están orientadas NS a N 15° W con
ouzamientos de 65°W.
Están emplazados en rocas asignadas a la Formación Los
185
Pelambres (Neoccmiano-Turoniano? )
.
YACIMIENTOS NO METALICOS
Entre los yacimientos no metálicos que nan estado o estén en
explotación los de mayor importancia económica son las calizas.
Además en esta Hoja se reconocieron yacimientos de yeso, cuarzofeldespato, arcillas, caolin, combarbalita, baritina, diatomita,
azufre y rocas ornamentales.
La forma más común en que se presentan estos yacimientos es
estratiformes. Los más representativos de este tipo de yacimiento
son los yacimientos de calizas, yeso, marmol, diatomitas y arcilla.
Otra forma importante en estos tipos de yacimientos son los
bolsones y cuerpos irregulares, que típicamente se observan en los
grandes desarrollos de cuarzo, feldespato y caolin.
Los yacimientos vetiformes son los menos comunes en los nometálicos, y en esta forma solo se encuentran la baritina y algunos
yacimientos de caolin.
A las rocas de utilidad ornamental se les considera como
cuerpos masivos.
CALIZA
Los principales yacimientos de caliza en el Dominio Costero y
Central corresponden a intercalaciones calcáreas que se ubican en
las unidades del Jurásico Medio a Crétacico Inferior (Formación
Ajial, Cerro Calera, Horqueta, Lo Prado y en los niveles calcaréos
de la Formación Las Chilcas) .
El el Dominio Cordillerano ios yaciminetos de caliza
corresponden a los niveles superiores de la Formación San José
(Titoniano-Neocomiano) aparecen entre el Portezuelo Navarro y el
limite sur de la hoja.
Los niveles calcáreos que se explotan en la actualidad
corresponden a los niveles intercalados en la Formación Horqueta
(Mina Cerro Navio) y niveles calcáreos, en parte recristalizados que
pertenecen a la Formación Lo Prado (sector de Tilama-Cuesta La
Grupa) . Estos niveles en general consisten en calcarenitas en parte
recristalizadas . Las calizas de la Formación Las Chilcas,
especialmente en el sector vecino a San Felipe y en el sector de
Nilhue (quebradad El Bosquial) muestran evidencias de haber sido
explotadas anteriormente, del mismo modo ocurre igual con las
calizas de la Formación San José, las que constituyen sin duda las
mayores reservas del recurso en las Hojas Quillota-Portillo.
YESO
Las únicas reservas de yeso disponibles en el entorno de las Hojas
Quilllota-Portillo aparecen en el Dominio Cordillerano y
correspondenna un jalón diapirico del Yeso Principal (Jurásico
Superior) que aflora en el sector del Estero San José. También
aparece yeso en la parte inferior-media de la Formación San José en
delgadas
sedimentarias asociados a calizas
intercalaciones
micriticas. El Yeso Principal constituye una reserva muy importante
de este recurso solo comparable por su dimensión al yacimiento de El
Volcán del Cajón de El Maipo a sur de los 33° S y del cual constituye
186
la prolongación hacia el norte.
CUARZO y FELDESPATO
Los yacimientos de cuarzo y feldespato, están asociados a los
intrusivos de la Unidad Chalinga (Crétacico Inferior) y corresponden
a los yacimientos mas al sur de la franja de bolsonadas de cuarzo y
feldespato asociadas a la la Unidad Chalinga y que se extiende desde
La Serena (Quebrada Villaseca) hasta el limite sur de la Hoja
Quillota. Los yacimientos principales consisten en bolsonadas de
cuarzo con algo de feldespato (la mayor parte del cual se encuentra
argillizado) que se ubican en Tilama y los alrededores de dicha
localidad. El yacimiento mas meridional de esta franja se ubica en
el sector de las nacientes del Estero Rabuco cerca del limite sur de
la Hoja Quillota, este yacimineto se encuentra abandonado a seasr de
tenr un alto contenido de silice y feldespato. El feledsepato que
suele acompañar al cuarzo es generalmente feidespatyo potásico. De
algunos de estos yaciminetos, en especial el que se ubica en Tilama,
se han extraído grandes cristales (hasta de más de 1 metro) de
cuarzo de gran valor comercial por su valor estético y mineralógico.
TA
ARCILLAS, CAOLIN y COMBARBAL I
Estos tres recursos se han agrupado dado que representan un
conjunto de minerales arcillosos originados a partir de la
alteración de rocas preexistentes y por lo tanto, pese a sus
distintas denominaciones corresponden a un mismo grupo de minerales.
Los principales yacimientos de arcilla conocidas como tales se
ubican en el sector del Cerro Huechún y Montenegro y corresponden a
mantos de arcilla con alto contenido de Si02 las que habrían sido
originadas por un proceso de lateritización (CZOLLAK, 1983) durante
el Cretácico Inferior, otros yaciminentos de arcilla menos conocidos
se ubican entre Petorca y Chincolco los que aparecen relacionados a
una zona de alteración hidrotermal.
Los yaciminetos de caolin se ubican en zonas de alyteración
hidrotermal que afectan rocas intrusivas cretácicas (principalmente
granodioritas y dioritas de la Unidad Chgalinga) consisten e cuerpos
irregulares de dimensiones modestas, no hay antecedntes respecto a
su mineralogía a excepción de que la mineralogía principal de estos
yaciminetos está constituida por Caolinita y Gypsita, ocasionalmente
algunos de estos yaciminetos pueden contener yeso en cantidades
suficientes para tener interés comercial.
La Combarbalita es un recurso que se encuentra también asociado
asociado a algunas zonas de alteración hidrotermal, como es el caso
de los puntos de af loraminento que se ubican en el sector de MeiggsMontenegro y en Aucó (Sector de Rinconadad de Los Andes) . La
combarbalita es una mezcla de arcilla que altera rocas de las
formaciones cretácicas, produciendo un tipo de roca varicolor y
blanda lo que permite su trabajo como roca ornamental para ser usada
en artesanía; en su variedad mineralógica destacan la natroalunita,
la alunita y la pirofilita, con cantiodades variables de calcita,
silice y otros minerales arcillosos como caolinita.
En genral todos estos yaciminetos se presentan a lo largo de
un eje norte-sur que coincide con una franja de alteración
hidrotermal con edades de alteración entre 72 y 78 MA (RIVANO Y
SEPULVEDA, 1991) la que ha sido detectada entre los 30 a 330 S y que
187
se sitúa entre las Franjas intrusivas de la Unidad Chalinga y de las
unidades Fredes v San Lorenzo.
BARITINA
Los yacimientos de baritina son escasos en el área y sólo se
concoen algunos, de tipo vetiforme, asociados a zonas de alteración
hidrotermal ubicados al suroeste de Chincolco. Se trata de vetas con
una potencia promedio de 1,2 m con corridas de hasta 200m y
profundidad de hasta 50 m. La mineralogía principal se caracteriza
por el contenido de Baritina, Calcita, Witherita, Limonita, Goethita
y Cuarzo; también suele aparecer algo de Malaquita,
Bornita ,
Azurita y otros minerales de Cu.
DIATOMITA
Se conoce un sólo yacimineto de diatomita que se ubica en
sedimentos cerca y al noreste de Puchuncavi, Se ubican en un manto
horizontal de 50 a 72 cm de potencia, intercalado en las gravas s
arenas aluvionales del Cuaternario antiguo (unidad Pqd(a)) bajo una
sobrecarga de alrededor de tres metros. El contendió de diatomeas
alcanza entre 35 a 50% con un total de silice cercano a 54-66% lo
que no hace rentable su explotación por silice.
AZUFRE
En el ámbito de las Hojas Quillota-Portillo existe una sola
referncia a un probable yacimento de azufre que se ubicarla en el
sector del Rio Colorado. Consiste en un manto de andesita vesicular
en las que el relleno de las vesículas es de azufre de 99% de
pureza, además se reseña la existencia de lentes de hasta 20 cm. de
potencia
.
ROCAS ORNAMENTALES
Las rocas ornamentales constituyen un recurso poco conocido y
no aprovechado en Chile, a excepción de algunos tipos de travertino
y mármol provenientes de la zona de Vallenar y de Calama. En el área
de las Hojas Quillota-Portillo existen, sin embargo, varios tipod de
roca ornamentales algunas de las cuales ya han sido ensayadas con
éxito en el mercado nacional e internacional. Dentro de este recurso
no tradicional en la minería de la zona se pueden distinguir tres
tipos principales rocas ornamentales de origen sedimentario, rocas
ornamentales de origen ígneo y rocas ornamentales de origen de
alteración. Entre estas últimas figura la Combarbalita, que ya ha
sido descrita en la sección de Arcillas. Entre las rocas de origen
ígneo deben considerarse como rocas ornamentales utilizables; las
monzonitas verdes y rojas de la Unidad Quebrada de Herrera
(Cretácico) , los monzogranitos y sienogranitos beige a gris blancos
de la Unidad Tranquilla (Jurásico), algunos tipos máficos de color
gris oscuro a negro de las unidades Puerto Oscuro (Jurásico) y Le
Campana (Cretácico) , Como material de menor valor merceológico se
ubican las granodioritas y tonalitas de la Unidad Chalinga
(Cretácico) que afloran entre La Cuesta de la Grupa y el límite
norte de la Hoja Quillota, las cuales se presentan sin embargo de
muy fácil acceso y explotación. Las andesitas porfídicas del miembro
188
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Figura 53. Ubicación de las áreas de prospectos para proyectos de embalses en las
Hojas Quillota-Portillo.
Ocoa son muy atrayentes por su color verde y textura porfídica, sin
embargo falta determinar sus condiciones de canterabilidad . Entre
las rocas sedimantarias los tipos principales para roca ornamental
lo co.nstiuyen los niveles de conglomerados de las Forsamción Las
Chilcas que muestran un grado adecuado de dureza y tenacidad y los
niveles calcáreos (en parte metasomatizados) y tobáceos de la misma
formación .
RECURSOS HIDRICOS
Las Hojas Quillota-Portillo constituyen un área de gran
actividad industrial y agrícola con un importante desarrollo en los
últimos años, por lo que es de sperar un aumento masivo en el
consumo ae recursoso primarios tales como el agua como recurso
directo y le energía eléctrica que proviene de las centrales
hidroeléctricas. Por otra parte, esta zona, dada su ubicación
climática y su especial fisionomía (uno de los principales valles
transverasles) se constituye en uno de los lugares comunes naturales
para el acontecimiento de dos tipos principales de eventos
catastróficos con consecuencias de grave daño al patrimonio público
y privado: periodos prolongados de sequia y años de excesivas
precipitaciones que acarrean inundaciones y remociones en masa de
laderas mal consolidadas con la conseceunte destruccción de rutas e
instalaciones anexas y en algunas oportunidades la destrucción de
pueblos y villorrios. Desde el punto de vista geológico un paliativo
importante para evitar y/o disminuir tales desastres y eventualmente
desarrollar y aprovechar mejor los recursos antes mencionados, es la
construcción planificada y programada de embalses de retención que
sirvan, al mismo tiempo de almacenamiento y reguladores de los
caudales de los rios mas importantes con el fin de racionjalizar y
asegurar una distribución mas regular y permenete del recurso
superficial.
A este fin y sólo a titulo indicativo y siempre desde una
perspectiva geológica se han figurado en la figura 53 algunas zonas
que se estima pudieren ser favorables para la instalación de tales
y que se estiman que cumplen con las características
embalses
geológicas que permitirían enfrentar el estudio de factibilidad de
tales prospectos.
AGRADECIMIENTOS
El autor quiere expresar aqui sus agradecimientos a los colegas
que participaron con él en las campañas de terreno y que por esas
cosas del destino tomaron otros rumbos antes de poder dar término a
este trabajo. También deseo expresar mi agradecimiento a mi colega
Srta. Ana Torres quien me cooperó en forma absoluta y desinteresada
en la redacción de las priemras versiones del capitulo de Recursos
Naturales .
No puedo dejar de mencionar la ayuda y participación
importante, asi como el interés demostrado por el equipo de
dibujantes ded Departamento de Geología Regional. La Sra. Carmen
Saenz ha cooperado activamente en la redacción del texto, vayan para
ella mis mas sinceros agradecimientos. En las campañas de terreno
compartí además muchos dias con arrieros y gente de las localidades
190
que en gran medida compartieron el trabajo con interés y dedicación.
a ellos también cebo una eran parte de la culminación de este
trabajo. Fir.aimer. ce, entre 198S y 1990, y entre 19S3 y 1994 se
realizaron campañas ae terreno para estudios financiados por el
FONDECYT (Proyectos 1045-89 y 1930004) que han contribuido a este
trabajo
.
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Vergara, M. y López-Escobar, L. 1980. Geologia y petrología de los
intrusivos subvolcánicos de la pre-cordillera andina entre Santiago
y Colina. Revista Comunicaciones. Departamento de Geología. U. de
Chile. No. 29. p.1-21. Santiago. Chile.
Vergara, M.; Charrier, R. ; Munizaga, A.F.; Rivano, S.; Sepúlveda,
P.; Thiele, R. ; Drake, R. 1988. Miocene volcanism in the Central
Chilean Andes (31°30'S 34°35'S). Journal of South American Earth
Sciences, Vol. 1, No. 2, p. 199-209.
M., López-Escobar, Cancino, A. and Levi, B. 1991. The
Pichidangui Formation; some geochemical characteristics and tectonic
implications of the Triassic marine volcanism in Central Chile. In
Harmon, R.S. And Rapela, C.W., eds . Andean magamtism and its
tectonic setting. Boulder. Colorado. Geol. Soc. of America. Special
Paper 265.
Vergara,
Vicente, J.C. 1972. Apercu sur 1' organisation et l'evolution des
Andes Argentino-Chiliennes centrales au parallele de 1'Aconcagua
(32°-33° de lat. Sud) . Congres Geologique International, No. 24,
Vol. 3, p. 423-436. Montreal.
Vicente, J. 1976. Example de volcanisme initiale euliminaire. Les
complexes albitophyriques neotriassiques et Jurassiques du secteur
cotier des Andes Meridionales (32°-33° Lat. Sud). In Simposium on
Andean Volcanology and Chemical of the Earth's Interior, Proc., p
267-329. Santiago, 1974.
Villarroel, R. y Vergara, M. 1988. La Formación Abanico en el área
de los cerros Abanico y San ramón, Cordillera de Santiago. Actas V
Congreso Geológico Chileno. Tomo I. p. A327-A337. Santiago. Chile.
---
Viteri, E. 1970. Estudio geológico de la región de los Cerros Negro
y Portales, Provincia de Aconcagua. Depto. Geolog. U. de Chile.
Memoria de Titulo, p.
. Santiago, chile.
201
Weaver, C. 1931. Paleontology of the Jurassic and cretaceous of West
Memoire (1): p. 1-469.
Central Argentine. Univ. of Washington,
Seattle .
Williams, H.; Turner, F.J.; Gilbert, C.M.1968. Petrografía. Ed.
Continental S.A la edición en español. 430 p.
Yrigoyen, M. 1976. Observaciones geológicas alrededor del Aconcagua .
In Congreso Geológico Chileno, No. 1, Vol. 1, p. A169-A189,
Santiago.
202
ANEXO A LAS HOJAS QUELLOTA PORTILLO
listado de yacimientos ordenados por cuadrángulos
CUADRANGULO PICHIDANGUI
NS
Nombre
1*
N/N 1
2
Vetarrón
(ex La
Rucia)
3
4
5
6
N/N 2
N/N 3
N/N 4
N/N 5
- QUILIMARI
(E
-
23)
Coordenadas
32 2 10.19 Lat.S
71 15 43.82 Long .W
Au
32 3 24.09 Lat.S
71 27 28.52 Long.W
Au
32 5 7.26 Lat.S
71 25 50.69 Long.W
Au
32 5 13.18 Lat.S
71 25 44.19 Long.W
Au
32 5 20.40 Lat.S
71 25 40.39 Long.W
Au
32 6 13.63 Lat.S
71 21 1.08 Long.W
Au
VETA
Cu
VETA: N30°E/75°W
PLACER
RIVAN0 Y SEPULVEDA, este traba-
PLACER
RIVANO Y SEPULVEDA, este traba¬
PLACER
RIVAN0 y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
VETA: N25°-30°W/45oE
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
Au
8""
Juanita
32 7 13.98 Lat.S
71 22 55.89 Long.W
Cu
9
N/N 7
32 7 27.73 Lat.S
71 24 18.52 Long.W
Au
32 12 2.86
Au
VETA
-
Mo -(W)
VETA: N85°W/90°
VETA: N60°W/90°-80°N
CHAIT, 1956. En MAGMA 1981.
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
71 30 26.58 Long.W
11*
N/N 9
32 13 10.33 Lat.S
71 24 26.64 Long.W
Au
VETA
12*
N/N 10
321321.00 Lat.S
71 17 53.64 Long.W
Au
VETA
13*
Cajón de Oro
32 13 59.90 Lat.S
71 16 0.64 Long.W
Au
VETA
14*
N/N 11
32 14 7.02 Lat.S
71 14 59.90 Long.W
Au
VETA
15*
N/N 12
32 14 1.10 Lat.S
71 29 44.53 Long.W
Au
16*
N/N 13
321411.67 Lat.S
71 26 9.62 Long.W
Au
* : sin información.
RIVAN0 y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
32 711.83 Lat.S
71 16 52.90 Long.W
Lat.S
-
Referencias
jo-
N/N 6
N/N 8
Tipo y orientación
jo-
7*
10*
Mena
ubicación dudosa.
1
CUADRANGULO TILAMA (E
N<¡
1
2
-
24)
Nombre
Saturno
Sultana
Coordenadas
32 0 0.69 Lat.S
71 11 8.05 Long.W
Cu
32 0 29.37 Lat.S
71 0 28.97 Long.W
CU
Referencias
Tipo y orientación
Mena
ESTRATIFORME: NS/90°
BOURNAT, 1967.
(indicio)
ESTRATIFORME:
BOURNAT, 1967.
NS/30°E
3
Talhuen
32 0 39.20 Lat.S
71 6 28.91 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
4
Montecarlo
32 0 40.64 Lat.S
71 6 0.05 Long.W
CU
ESTRATIFORME:
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
32 041.12 Lat.S
71 7 52.78 Long.W
Cuarzo
5
Los Cristales
N50aW/45°E
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
BOLSON
jo-
6
Rajo Gonzalez
32
71
0 45.46 Lat.S
6 53.48 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
BOLSON
BOURNAT, 1967. B0TT0, 1968.
7
Mi raf lores
32 0 46.01 Lat.S
71 6 45.44 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
BOURNAT, 1967. BOTTO, 1968.
32 1 4.42 Lat.S
71 6 24.63 Long.W
Cu
32 1 15.53 Lat.S
71 9 36.40 Long.W
Cuarzo
32
1 31.06 Lat.S
71 10 56.06 Long.W
Cu
1 37.27 Lat.S
71 9 44.96 Long.W
Cu
1 38.97 Lat.S
6 1.59 Long.W
Cu
32 1 41.20 Lat.S
71 4 30.28 Long.W
Cu
32 1 47.77 Lat.S
71 13 30.45 Long.W
Cu
32
1 51.85 Lat.S
71 11 2.86 Long.W
Cu
8
9
10
Campanario
N/N 1
Durazno
11
Remache
32
12
Esmeralda
32
71
13
14
15
La Sufrida
Bella Aurora
N/N 2
NW/2Q°-35°W
ESTRATIFORME
BOLSON
BOURNAT, 1967. BOTTO, 1968.
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
BOLSON
jo.
-
ESTRATIFORME:
Au
N08°W/80°E
-
-
(Au)
(W)- Ag
BOURNAT, 1967.
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
BOLSON
BOURNAT, 1967.
ESTRATIFORME
CUERPO IRREGULAR
BOTTO, 1968.
VETA: NS/75°W
BOURNAT, 1967. FUENTES, 1969.
BOURNAT, 1967.
N10"W/45°E
N40°E/75°NW
N35°W/90°
ESTRATIFORME:
N20°W/55°W
VETILLAS y BOLSONES
BOURNAT, 1967.
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
16
Graneros
32 1 59.13 Lat.S
71 6 21.94 Long.W
Cu
VETA: N55°E/70°W
BOURNAT, 1967.
17
Urano
32 2 6.67 Lat.S
71 0 0.87 Long.W
Cu
VETA
ALISTE, 1970. MAGMA, 1981.
18
Flor de Chi le I
y II
32 2 28.72 Lat.S
71 7 52.74 Long.W
Cu
PROSPECTO
BOURNAT, 1967.
N/N 3
32 241.69 Lat.S
71 12 57.36 Long.W
Caliza
32 3 5.59 Lat.S
71 8 45.52 Long.W
Cu
19
20
Mariana
fallas: N70°E/70°NW
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
VETA: N35°W/65°SW
2
BOURNAT, 1967.
N«
Coordenadas
Nombre
Referencias
Tipo y orientación
Mena
21
Corral del Peñón
32 3 22.73 Lat.S
71 3 44.36 Long.W
Cu
VETA: NW/5-E
B0URNAT, 1967.
22
Peumo
32 3 29.42
Cu
VETA
MILT0N, 1935.
32 3 28.93 Lat.S
71 7 50.14 Long.W
Cu
VETA: NS/80°W
32 341.62 Lat.S
71 8 40.20 Long.W
Au
32 4 30.46 Lat.S
71 3 30.26 Long.W
Cu
32 4 30.98 Lat.S
71 3 48.66 Long.W
CU
VETA: N65°E/?
32 5
Cuarzo
BOLSONES
Lat.S
71 8 42.39 Long.W
23
San Gregorio
Centinela
24
Los Ma itenes
25
26
El Trébol
27
T ilama
4.90
Lat.S
-
Cu
(Ag)
-
VETA: NW/0°SW
MILTON, 1935.
VETA: N60°E/?
BOURNAT, 1967.
N25°E/55°W
N/N 4
N/N 5
29
Caliza
RIVANO y SEPULVEDA, este traba-
6 3.87 Lat.S
71 11 10.49 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
-
VETA: N40°W/62°SW
BOURNAT, 1967.
Caliza
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
32 6 25.81 Lat.S
71 11 24.16 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
Manto de Abalo
32 6 29.26 Lat.S
71 7 22.78 Long.W
Au
ESTRATIFORME:
N80°W/35°S
BOURNAT, 1967.
34
Pajaritos
32
7 59.79 Lat.S
71 9 58.57 Long.W
Cu
VETA: N45°E/?
BOURNAT, 1967.
35
Morro Negro
32 8 0.06 Lat.S
71 11 2.12 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
BOURNAT, 1967.
32 10 0.77 Lat.S
71 8 5.18 Long.W
Cu
32 12 22.82 Lat.S
71 9 46.56 Long.W
Caliza
32 12 41.36 Lat.S
71 9 29.03 Long.W
Caliza
30
Las Astas
32
6 8.63 Lat.S
71 8 29.88 Long.W
Au
31
N/N 6
32 6 9.91 Lat.S
71 11 25.87 Long.W
32
N/N 7
33
Las Palmas (ex-
36
Transito)
37
N/N 8
38
39
40
*
32 5 57.63 Lat.S
71 11 26.57 Long.W
32
BOURNAT, 1967.
jo-
71 10 11.35 Long.W
28
BOURNAT, 1967.
N10°E/80°W
N/N 9
*
Ossandon
32 14 1.94 Lat.S
71 13 31.17 Long.W
Cerro Imán
32 14 6.34 Lat.S
71 14 12.67 Long.W
Cu
NS/30°E
- Au -
CUERPO IRREGULAR
CARTER, 1960.
(Ag)
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
i
ESTRATIFORME
Fe
: sin información.
3
RUIZ y otros, 1965.
CUADRANGULO PETORCA
(E
-
25)
Nombre
N8
«II
Referencias
32 0 0.11 Lat.S
70 56 58.96 Long.W
Cu
VETA
ARAYA, 1967.
2
N/N 1
32 0 11.49 Lat.S
70 56 47.32 Long.W
Cu
VETA:N15°W/65°W
BORIC, este trabajo.
3
Orégano
32 0 14.58 Lat.S
70 59 43.75 Long.W
Cu
VETA: N45°W/70°W
BOURNAT, 1967.
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
4
La Peta
32 0 18.83 Lat.S
70 56 36.50 Long.W
Cu
VETA:NS-1 5o E/65-700 E
BORIC, este trabajo.
S
Eta
32 0 24.55 Lat.S
70 57 26.25 Long.W
Cu
VETA:N07°W/60°W
FUENTES, 1969.
Sultanas (La Sul¬
32 0 29.53 Lat.S
70 59 59.77 Long.W
Cu
VETA: NS/30°E
BOURNAT, 1967.
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
Los Peladeros
32 0 41.13 Lat.S
70 56 22.28 Long.U
Cu
VETA: N30oW/67°-75°W
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
Ojo de Oro
32 0 39.98 Lat.S
70 59 49.43 Long.W
Cu
32 0 59.46 Lat.S
70 52 59.93 Long.W
Cu
VETA: N20°-30"E/90o
BORIC, este trabajo.
32 1 17.62 Lat.S
70 58 56.45 Long.W
Cu -(Au)- Ag
VETA: NW/50°?
BOURNAT, 1967.
6
tana)
7
8
(mineral del Mauro)
9
10
N/N 2
Los Reyes
(mineral
del Mauro)
-
Au
-
Ag
VETA: N60°W/70°SW
(MEMORIA U. CHILE)
BOURNAT, 1967.
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
11
N/N 3
32 1 17.82 Lat.S
70 57 36.30 Long.W
Au
VETA: N05°W/90°
BORIC, este trabajo.
12
Chi ripa
32 1 19.75 Lat.S
70 56 44.33 Long.W
Cu
VETA:
BOTTO, 1970.
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
N20°-30°W/50°-60"W
13
La Felicidad
32 1 31.43 Lat.S
70 57 38.39 Long.W
Cu
14
N/N 4
32 1 35.34 Lat.S
70 53 41.84 Long.W
Cu
-
15
N/N 5
32 1 36.22 Lat.S
70 57 47.32 Long.W
Au
-
N/N 6
32 1 41.43 Lat.S
70 53 31 .14 Long.W
Cu - Au?
N/N 7
32 1 42.25 Lat.S
70 58 10.64 Long.W
AU
16
|
j
Tipo y orientación
Mena
Merceditas
<1
I
Coordenadas
VETA: N17°W/?
BOTTO, 1970.
Au?
VETA: N05°W/55°SW
BORIC, este trabajo.
Cu
VETA:
BORIC, este trabajo.
BOLSON
N55o-82°E/80°N80oS
-
Cu
VETA: N15°W/67°W
BORIC, este trabajo.
VETA: N65°E/80<ÍSE
BORIC, este trabajo.
N25°E/90°
18
Las Ramadas
32 1 44.95 Lat.S
70 53 28.75 Long.W
Cu
VETA
BOTTO, 1970.
19
N/N 8
32 1 46.99 Lat.S
70 51 47.07 Long.W
Cu (?)
VETA: N20°-30QW/90°
BORIC, este trabajo.
20*
N/N 9
32 2 0.41 Lat.S
70 57 11.89 Long.W
Cu
-
W
-
Ag
VETA
32 2 17.72 Lat.S
70 56 47.28 Long.W
Cu
-
W
-
Ag
VETA
i
21*
N/N 10
4
NO
Nombre
Coordenadas
Mena
Tipo y orientación
22
Brillante del
Tambo
32 2 30.03 Lat.S
70 55 58.82 Long.W
Cu
-
(W)- Ag
VETA: N20°-30°E/?
23*
La Cumbre
32 2 36.13 Lat.S
70 57 11.65 Long.W
Au
-
Cu - Ag
VETA
32 2 40.74 Lat.S
70 56 11.51 Long.W
Ag - Au
Pb Zn
-
VETA
24*
La Plata (sector
norte)
Zn
-
Cu
Referencias
B0TT0, 1970
25
N/N 11
32 241.55 Lat.S
70 57 24.11 Long.W
Au
-
Cu
- Ag
VETA: N40°W/?
BORIC, este trabajo.
26
N/N 12
32 2 48.36 Lat.S
70 57 42.03 Long.W
Au
-
Ag
-
Cu
VETA: N60°W/?
BORIC, este trabajo.
27
N/N 13
32 2 54.78 Lat.S
70 58 3.59 Long.W
Cu
-
Au
- Ag
VETA: N20°W/?
BORIC, este trabajo.
28*
La Plata (sector
central sur)
32 3 1.71 Lat.S
70 57 2.81 Long.W
Ag
-
Au - Cu
Pb
29
Esperanza
32 3 12.27 Lat.S
70 58 13.39 Long.W
Au
- Cu - Ag
VETA: N40oE/70°-80°W
BORIC, este trabajo.
30
Los Maquis
32 3 30.00 Lat.S
70 49 39.51 Long.W
Cu -(W0)- Ag
VETA:
N15 0 -20° E/75 ° -85 °W
HUETE, 1972.
31
Teresita
32 3 42.12 Lat.S
70 57 12.51 Long.W
AU
- Cu
VETA: NS/85°W
BORIC, este trabajo.
32 421.65 Lat.S
70 50 38.85 Long.W
Cu
-
VETA: N40°E/80°E
32
Damian
VETA
Zn
N43°E/?
(W)-Ag
33
Escondida
32 4 25.53 Lat.S
70 50 40.13 Long.W
Cu
34*
Florida
32 4 23.76 Lat.S
70 55 10.82 Long.W
Cu - Ag
-
Pb
VETA
35*
Valparaiso
32 4 30.42 Lat.S
70 54 17.06 Long.W
Cu
-
-
Ag
VETA
36
N/N 14
32 431.01 Lat.S
70 57 40.85 Long.W
Cu
37?
Carmen
32 4 36.93 Lat.S
70 54 59.16 Long.W
Au
Pb
38
N/N 15
32 4 36.39 Lat.S
70 57 58.52 Long.W
Cu
39*
Don pedro
32 4 37.95 Lat.S
70 55 22.43 Long.W
Cu
40
Los Mantos
32 4 48.83 Lat.S
70 53 46.89 Long.W
Cu - (W)- Ag
41
Doña Herminda
32 4 49.12 Lat.S
70 56 59.69 Long.W
Au
42
Rodrigo
32 5 16.32 Lat.S
70 50 9.74 Long.W
Cu
43
Chepon
32 5 24.22 Lat.S
70 54 59.66 Long.W
Au
VETA: N15°E/80°W
-
-
-
-
GONZALEZ, 1966. HUETE, 1972.
BOLSON
Au
Ag
-
Cu
Au - Ag
Ag
-
Cu
Ag - Cu
VETA: N30°W/?
BORIC, este trabajo.
VETA: N30°E/75°SE
BORIC, este trabajo.
VETA: N20°E/82°NW
BORIC, este trabajo.
VETA
PROSPECTO
BORIC, este trabajo.
VETA: N20°E/?
BORIC, este trabajo.
CUERPO IRREGULAR
HUETE, 1972.
VETA: N65"E/75°SE
BORIC, este trabajo.
N80°E/70°N
N75°E/90°
5
HUETE, 1972.
i
i
i
N9
Nombre
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
44
Resguardo
32 5 31.47 Lat.S
70 48 8.73 Long.W
Cu
VETA: N15°E/90°
HUETE, este trabajo.
45
Ceci Lia
32 5 39.57 Lat.S
70 47 37.22 Long.W
Cu
VETA: N25°E/85aW
HUETE, este trabajo.
46
Las Raices
32 5 42.25 Lat.S
70 57 29.09 Long.W
Cu
VETA: N35°W/80°-85DW
BORIC, este trabajo.
N45o-65°W/90°-75°N
-
Ag - Cu
47
N/N 16
32
5 42.42 Lat.S
70 56 23.64 Long.W
Au
48
Alaska
32 6 19.63 Lat.S
70 46 57.26 Long.W
Cu
49
California
32
Au - Ag
6 16.70 Lat.S
-
Cu
VETA: N70°E/90°
BORIC, este trabajo.
VETA:N40°E/90°
HUETE, este trabajo.
VETA: N35°E/55°NW
BORIC, este trabajo.
70 54 52.97 Long.W
50
Veta del Cura
32 6 23.82 Lat.S
70 54 29.36 Long.W
Au
VETA: N55°E/70°SE
BORIC, este trabajo.
51
Esperanza
32 6 23.52 Lat.S
70 54 10.53 Long.W
Cu
VETA: N20°E/50°W
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
52
N/N 17
32 6 30.29 Lat.S
70 54 59.53 Long.W
Au
-
Ag
VETA: N62°E/55"NW
BORIC, este trabajo.
53
N/N 18
32 6 42.23 Lat.S
70 54 7.98 Long.W
Au
-
Cu
-
Ag
VETA: N20°E/75°W
BORIC, este trabajo.
54*
Plomiza
32 6 48.01 Lat.S
70 54 11.55 Long.W
Cu
-
Au
-
Ag
VETA
55
Judas Tadeo
32 6 54.52 Lat.S
70 47 57.25 Long.W
Cu
56
El Maiten
32 7 11.34 Lat.S
70 46 57.01 Long.W
Cu
I
CUERPO IRREGULAR
HUETE, 1972.
IRREGULAR
HUETE, 1972.
'
VETILLAS
VETA: N20°E/50°NW
BORIC, este trabajo.
Cu
VETA: N30°E/70°NW
BORIC, este trabajo.
Cu
VETA: NS/80°W
BORIC, este trabajo.
57
N/N 19
32 7 5.76 Lat.S
70 55 47.38 Long.W
Au - Ag
58
N/N 20
32
7 6.43 Lat.S
70 54 17.93 Long.W
Au - Ag
-
59
N/N 21
32 7 6.24 Lat.S
70 54 53.69 Long.W
Au
-
Ag
-
60*
Los Llanos
32 7 12.80 Lat.S
70 54 29.50 Long.W
Ag
-
Au
61
N/N 22
32 7 43.31 Lat.S
70 46 57.61 Long.W
Cu
IRREGULAR
VETILLAS
BORIC, este trabajo.
62
Katanga (ex Santa
32 7 54.08 Lat.S
70 46 59.45 Long.W
Cu
VETA:
CHAZARRO, 1962. C0NTRERAS, 1963
Cu
CHIMENEA DE BRECHA
HUETE, 1972.
Cu
VETA: EW/90"
BORIC, este trabajo.
Au - Ag - Cu
VETA
Fi Lomena)
63
Dulcinea
32 8 0.18 Lat.S
70 48 36.50 Long.W
64
La Cabra
32
8 23.83
Lat.S
VETA
N38 ° -45 ° W/90 ° -78 °N
70 45 35.08 Long.W
65*
San Lorenzo
32 8 23.63 Lat.S
70 55 18.59 Long.W
Pb
6
Referencias
Mena
Tipo y orientación
Au
-
VETA: N15°W/900
GONZALEZ, 1965.
BORIC, este trabajo.
32 9 42.86 Lat.S
70 54 17.46 Long.W
Cu
- Au - Ag
VETA: NS/80°E
BORIC, este trabajo.
N/N 24
32 10 6.23 Lat.S
70 55 0.37 Long.U
Au
-
VETA: N20"E/SubVert.
BORIC, este trabajo.
69
El Romero
32 10 20.37 Lat.S
70 56 59.93 Long.U
Au
- Ag -
Cu
VETA: N40°E/80°E
BORIC, este trabajo.
70*
El Carbonero
32 10 19.96 Lat.S
70 56 22.18 Long.U
Cu
-
Au
Ag
VETA
71
Porvenir
32 10 49.10 Lat.S
70 57 42.16 Long.W
Au
-
Ag - Cu
72*
El Bronce
32 10 48.21
Cu
-
Au
-
Ag
VETA
Cu
-
Au
-
Ag
VETA
Coordenadas
NO
Nombre
66
El Porvenir
32 9 24.53 Lat.S
70 58 48.84 Long.W
67
N/N 23
68
Lat.S
Cu - Ag
Ag
-
VETA: N10°W
BORIC, este trabajo.
70 56 16.34 Long.W
73*
N/N 25
32 10 54.47 Lat.S
70 56 7.04 Long.U
74*
El Rosario
32 10 56.16 Lat.S
70 56 30.18 Long.U
75*
El Alamo
32 11 28.52 Lat.S
70 50 28.98 Long.W
Arci Lias?
76*
La Gaucha
32 11 40.16 Lat.S
70 50 15.94 Long.W
Arci Lias?
I
77*
El Espino
I
78
N/N 26
'
79*
El Espino
80*
El Espino
I 81*
Codiciada
32 11 48.56 Lat.S
70 50 19.37 Long.W
Arci lias?
Socorro
32 11 38.97 Lat.S
70 53 13.18 Long.W
Arci lias?
El Espino (B)
32 11 48.77 Lat.S
70 56 13.04 Long.W
Cu - Au
84*
El Espino
32 11 50.49 Lat.S
70 55 54.56 Long.W
Cu
I
85*
N/N 27
i
86
N/N 28
'
87
N/N 29
'
82*
| 83*
VETA
-
-
32 11 35.25 Lat.S
70 56 7.66 Long.W
Cu
32 11 41.54 Lat.S
70 54 48.56 Long.W
Au
(C)
32 11 42.71 Lat.S
70 56 6.21 Long.W
Cu
-
Au - Ag
VETA
(D)
32 11 42.50 Lat.S
70 55 48.11 Long.W
Cu
-
Au - Ag
VETA
(D)
(A)
Au
Ag
VETA
VETA: NS-N10°E/90°
-
-
Ag
VETA
Au - Ag
VETA
BORIC, este trabajo.
32 12 4.35 Lat.S
70 52 41.14 Long.W
/
32 12 6.47 Lat.S
70 56 10.24 Long.U
Au
VETA: N15°-20°E/?
BORIC, este trabajo.
32 12 18.16 Lat.S
70 54 48.00 Long.W
Au
VETA:
BORIC, este trabajo.
N100-15°E/60°-70°S
7
Nombre
NB
j
Coordenadas
Los Gallos
32 12 18.74 Lat.S
70 56 12.33 Long .W
89*
Pedro de Valdivia
32 12 19.04 Lat.S
70 55 17.74 Long .W
Cu
90
El Bronce y N/N 30 32 12 37.22 Lat.S
70 56 47.13 Long.U
Au
91
Llahuin
32 12 42.85 Lat.S
70 55 11.57 Long.W
Au
Cu
VETA: N54°E/55°E
BORIC, este trabajo.
VETA: N45°W/90°-80°E
CHAZARR0, 1962.
VETA
N/N 31
32 12 50.37 Lat.S
70 57 29.71 Long.W
93*
Co losa
32 12 57.51 Lat.S
70 53 3.85 Long.W
94*
N/N 32
32 12 58.91 Lat.S
70 54 44.09 Long.W
I
95
Rio Tinto
32 13 18.03 Lat.S
70 53 0.18 Long.W
Cu
|
96*
Boton de Oro
32 13 36.62 Lat.S
70 55 47.16 Long.W
Cu
I
97
España
32 13 42.11 Lat.S
70 52 48.33 Long.W
Cu
98
Delirio
32 13 56.76 Lat.S
70 51 24.00 Long.W
Au
32 14 6.70 Lat.S
70 56 40.98 Long.W
|
'I
!
| 99
I
I
San
Francisco
- Au
- Ag
-
Ag
-
Cu
VETA
VETA: N10°E/?
BORIC, este trabajo.
VETA: N30°E/80oE
BORIC, este trabajo.
N20°E/?
N10°-15°W/90o-75°E BORIC, este trabajo.
N20°-30oE/65°E-50°W
- AU -
Ag
VETA
VETA: N40°W/65°W
CHAZARR0, 1962.
BORIC, este trabajo.
VETA:
CONTRERAS, 1963. GONZALEZ, 1964
BORIC, este trabajo.
- Ag -
Cu
Au
-
Ag
-
Cu
VETA:
N15o-20DE/70°-75°E
BORIC, este trabajo.
-
Ag
-
Cu
VETA: N5°W/65°W
BORIC, este trabajo.
VETA:
BORIC, este trabajo.
N25"W-10oE/90tl-70°W
100
N/N 33
32 14 13.66 Lat.S
70 51 59.42 Long.W
Au
101
N/N 34
32 14 43.63 Lat.S
70 53 41.71 Long.W
Cu
32 14 48.97 Lat.S
70 58 14.59 Long.W
Au
-
Cu
VETA: N20°-30°E/?
BORIC, este trabajo.
Cu
-
Au
VETA: N60°W/50°SW
BOURNAT, 1967.
102
'
Referencias
88*
92
|
Tipo y orientación
Mena
N/N 35
Veta La Cocinera
**
(mineral del Mauro)
**
(mineral del Mauro)
N30 ° -45 °W/75 ° -85 ° E
N35°W/55°SW
NS/60°W
Norato
Cu
VETA: N50°W/80°SW
BOURNAT, 1967.
**
Manto Herrero
Cu
ESTRATIFORME
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
**
Socavón San Pedro
Cu
VETA: N10°E/65°W
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
**
Navarra
N30°E/85°W
32 14 13.66 Lat.S
70 51 59.42 Long.W
información.
***:: Sin
No aparece en el mapa, pero figuran en
Ubicación dudosa.
? : Nombre dudoso.
Cu
VETA
Listado SERNAGEOMIN sin ubicación.
8
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
CUADRANGULO TRANQUILLA (E
N¡¡
|
I1
|
1
1
*
Coordenadas
Referencias
Tipo y orientación
Mena
- Zn -
VETA
BIEZE, 1944. en MAGMA 1981
Cu
VETA
CIREN - CORFO, 1986.
32 13 57.74 Lat.S
70 36 25.11 Long.W
Au
VETA
CIREN
-
CORFO, 1986.
Los Castillos
32 14 6.08 Lat.S
70 35 48.25 Long.W
Au
VETA
CIREN
-
CORFO, 1986.
6*
Molino
32 14 14.32 Lat.S
70 39 16.93 Long.W
7*
El Morado
32 14 48.58 Lat.S
70 39 42.20 Long.W
1
EL Gaucho
32 0 50.78 Lat.S
70 33 59.75 Long.W
2*
Li Len
32 7 34.37 Lat.S
70 43 38.22 Long.W
3
Concentradora
32 13 18.00 Lat.S
70 25 52.66 Long.W
4
Los Cristales
5
Pb
Cu
.
: sin información.
CUADRANGULO PLACILLA (E
1
26)
Nombre
I
1
I
-
-
Nombre
N9
28)
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
1
1*
N/N 1
32 16 1.37 Lat.S
71 25 40.87 Long.W
Au
I
2
Maria Luisa
32 25 14.22 Lat.S
71 17 17.19 Long.W
Au
VETA: N20°E/NW
GIOVO, 1965. enami 5098.
'
3
Graciela (ex Limo¬ 32 25 33.76 Lat.S
y socavón
71 17 28.26 Long.W
veintiuno
Au
VETA
GIOVO, 1965. enami 5098.
N/N 2
Au
VETA: NS/908
MICHELL, 1934.,1941. SALINAS,
1978.
nera)
4*
32 28 19.36
Lat.S
71 17 31.94 Long.W
I
5
*
Terremoto 1-10
(sector EL Boldo)
32 18 00.00
Lat.S
Co - As
71 19 00.00 Long.W
: sin información.
9
CUADRANGULO LA LIGUA (E
NO
- 29)
Coordenadas
Nombre
Referencias
Mena
Tipo y orientación
-
VETA: N35°-40°W/70°S
CARTER y ALISTE, 1963.
1
Canga lLa
32 15 24.71 Lat.S
71 1 7.89 Long .W
Au
2
Los Cristales
32 15 30.75 Lat.S
71 1 46.19 Long.W
Au
PLACER
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
3
Zapa Llar
32 15 41.74 Lat.S
71 0 25.60 Long.U
Cu
VETA: N25°E/?
CARTER y ALISTE, 1963.
A
Los Castillos
32 15 52.97 Lat.S
71 2 1.02 Long.W
Au
PLACER
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo-
5
Arbolito Viejo
32 15 59.43 Lat.S
71 0 32.30 Long.W
Cu
VETA: N42°W/68°-80°S
CARTER y ALISTE, 1963.
6
El Arbolito
32 16 7.65 Lat.S
71 0 45.87 Long.W
Cu
VETA: N20°E/75°S
CARTER y ALISTE, 1963.
7*
La Aguila
32 16 23.69 Lat.S
71 12 3.96 Long.W
Cu
i
8*
Chi le
32 16 31.89 Lat.S
71 13 25.32 Long.U
Calcita
ESTRATIFORME
9*
Rosita
32 16 47.03 Lat.S
71 13 28.15 Long.W
Calcita
ESTRATIFORME
10*
Hierro Viejo
32 17 0.83 Lat.S
71 0 42.21 Long.W
11*
Los Loros
32 17 17.07 Lat.S
71 13 32.78 Long.W
12*
Curauma
32 17 35.01 Lat.S
71 9 50.41 Long.W
13*
Calera
32 18 19.35 Lat.S
71 8 24.16 Long.W
14*
Pulgar
32 18 30.33 Lat.S
71 8 45.55 Long.W
15*
Yolanda 1-2
32 18 34.87 Lat.S
71 0 36.06 Long.W
16
Descubri mentó
32 20 25.83
(ex-Mercedes)
71 6 13.36 Long.W
Suerte
322036.45 Lat.S
71 4 55.90 Long.W
17
Caliza
Cu
Lat.S
18*
N/N 1
32 22 35.92 Lat.S
71 2 33.39 Long.W
19*
N/N 2
32 22 54.14 Lat.S
71 0 39.65 Long.W
20*
San José
32 23 58.25 Lat.S
71 3 59.30 Long.W
21*
N/N 3
32 24 58.83 Lat.S
71 8 58.54 Long.W
i
Calcita
-
(W)
ESTRATIFORME
-Ag
CARTER y ALISTE, 1963.
ESTRATIFORME :
N40"W/40oNE
CARTER y ALISTE, 1963.
ESTRATIFORME :
Cu
N55°W/40°NE
Caliza
ESTRATIFORME
I
l
10
I
—1+
Nombre
N®
22*
N/N 4
Coordenadas
32 26 20.63
Tipo y orientación
Mena
Referencias
Lat.S
71 1 0.60 Long.W
23*
Las Guias
32 26 38.29 Lat.S
71 3 33.22 Long.W
Cu
24
Farellones
3227 1.78 Lat.S
Cu
ESTRATIFORME
ESTRATIFORME :
CARTER y ALISTE, 1963.
N18°W/46°NE
71 3 39.51 Long.W
25*
La Luisa
32 27 4.93 Lat.S
71 3 49.98 Long.W
Cu
26
El Sauce
32 27 12.13 Lat.S
71 4 5.48 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
ESTRATIFORME :
NS/35°-45°E
CARTER y ALISTE, 1963. THOMAS
y SERRANO, 1966. DAVILA, 1968.
RIVERA, SILVA, EGERT y ESPINOZA, 1970. VALENZUELA, 1975.
MERCADO, 1977.
27
Los Maquis
32 27 42.56 Lat.S
71 3 48.05 Long.W
Cu
ESTRATIFORME :
CARTER yALISTE, 1963.
N10°-21°W/45°-50oNE
28
Maria
32 27 45.83 Lat.S
71 141.57 Long.W
Au - Cu (Ag)
VETA : N25°E/50°W
STIERLING, 1941. HUBER, 1943.
29
Torre (La Torre)
32 28 12.38 Lat.S
71 3 46.28 Long.W
Cu
VETA :N 2°E/43°-72°W
CARTER y ALISTE, 1963.
32 28 38.85 Lat.S
71 3 44.77 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1963.
Regalo)
Despreciada
32 28 57.91 Lat.S
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
30
Rega lo
(El
31
Nl5°W/48°-86°E
71 3 43.42 Long.W
32
Represa
32 29 19.68 Lat.S
71 3 27.05 Long.W
Cu
33*
EL carmen
32 29 22.34 Lat.S
71 4 7.88 Long.W
Cu
34
Ermitaño
32 29 50.67 Lat.S
71 3 24.67 Long.W
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
35
Carmen
32 29 52.85 Lat.S
71 3 52.55 Long.W
Cu
ESTRATIFORME :
N 2°- 8°W/37°E
CARTER y ALISTE, 1963.
36
Rafaela
32 29 53.96 Lat.S
71 4 11.30 Long.W
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
37
Chancleta
32 30
71 4
0.20 Lat.S
0.62 Long.W
Cu
ESTRATIFORME :
MORENO, 19??.
(Fortuna)
N12°E/20°-25aE
N20°W/20°-25°E
38"
Hortensia
Au
VETA
SEPULVEDA, este trabajo.
39"
Cangallita
Cu - Au
VETA
SEPULVEDA, este trabajo.
40"
Los Quilos
Au
VETA
SEPULVEDA, este trabajo.
*"
: sin información.
: no están indicadas en el mapa.
11
ÿ
CUADRANGULO SAN LORENZO (E
- 30)
Coordenadas
NO
Nombre
1
La Tórtola
32 15 6.67 Lat.S
70 51 27.01 Long.W
2*
N/N 1
32 15 19.53 Lat.S
70 52 41.22 Long.W
3*
N/N 2
32 15 20.10 Lat.S
70 52 16.81 Long.W
4*
N/N 3
32 15 21.58 Lat.S
70 52 36.57 Long.W
5*
N/N 4
32 16 16.55 Lat.S
70 48 39.56 Long.W
6
Las Vacas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
Cao Iin
CUERPO IRREGULAR
CARTER y ALISTE, 1963.
32 16 19.68 Lat.S
70 51 11.87 Long.W
Ba
VETA: N10°W/10<'W
CARTER y ALISTE, 1963.
N20°-30°E/90°-30DSE
7*
N/N 5
32 16 25.94 Lat.S
70 51 20.47 Long.W
Ba
VETA
8*
N/N 6
32 16 32.25 Lat.S
70 51 12.17 Long.W
Ba
VETA
9*
La Oveja
32 16 38.16 Lat.S
70 52 58.50 Long.W
10
Punto El Litre
32 16 46.60 Lat.S
70 55 27.26 Long.W
Cu
VETA
11*
N/N 7
32 16 50.14 Lat.S
70 51 0.87 Long.W
Ba
VETA
12
Casa de Piedra
32 17 4.15 Lat.S
70 54 20.45 Long.W
Yeso ,Caolin
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
13
Romero
32 17 12.85 Lat.S
70 55 55.24 Long.W
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
14
Escondida
32 17 20.33 Lat.S
70 58 0.00 Long.W
Cu
VETA: N20°E/90°
CARTER y ALISTE, 1963.
15*
N/N 8
32 17 31.23 Lat.S
70 52 43.88 Long.W
16
Algarrobal
32 17 39.72 Lat.S
70 57 49.71 Long.W
cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
17
Los Perales
32 18 40.78 Lat.S
70 47 58.45 Long.W
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
18
Los Quilos
32 19 4.77 Lat.S
70 57 7.56 Long.W
Cu -(Au)- Ag
VETA: N25°W/77°E
N10°-20°W/4Q°-85°W
RUGE, 1974.
19
Retami Lia
32 19 6.67 Lat.S
70 54 48.36 Long.W
Cu
VETA: NS-N20°E/?
CARTER y ALISTE, 1963.
20
Ciruelo
32 19 6.37 Lat.S
70 50 11.21 Long.W
Caolín
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
21
Cuesta Vieja
32 19 40.28 Lat.S
70 55 59.89 Long.W
Cu
VETILLAS y FRACTURAS
CARTER y ALISTE, 1963.
12
CARTER y ALISTE, 1963.
NO
22
Nombre
Salinas
23
Magdalena
24
Pililén 2
Paihuen
25
Qui seo
26
Coordenadas
y
Montoya
Tipo y orientación
Mena
32 19 49.64 Lat.S
70 55 14.36 Long.W
Cu
32 19 49.84 Lat.S
70 54 45.65 Long.W
Cu
32 19 55.45 Lat.S
70 52 44.52 Long.W
Cu
32 20 9.57 Lat.S
70 57 36.82 Long.W
Cu
322011.09 Lat.S
70 57 0.36 Long.W
Cu
VETA:
Referencias
CARTER y ALISTE, 1963.
N10°-45°E/90°-60°NW
-
Caolín
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
VETA: N45°E/?
CARTER y ALISTE, 1963.
VETA:
CARTER y ALISTE, 1963.
RUGE, 1974.
N10°E-10°W/80°E
VETA: N20°-30°E/90°
NS-N23°W/65°-75°E
Nl0°W-10°E/85°-88°E
CARTER y ALISTE, 1963.
RUGE, 1974.
VETA: N5°W-5CE/80°E
N10° -20° E/60°-80° E
RUGE, 1974.
VETA: N10°E/80°E
CARTER y ALISTE, 1963.
27
Pajaritos
32 20 13.11 Lat.S
70 56 36.27 Long.W
Cu
28*
N/N 9
32 20 15.91 Lat.S
70 52 4. 77 Long.W
Cu
-
Caolín
29
Santa Rosa 1-2-3
32 20 29.50 Lat.S
70 56 37.28 Long.W
Cu
-
(W)
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
VETA:
GONZALEZ, 1966.
-Ag
N10°-20°W/65°-75°SW
30
Morado
32 20 31.00 Lat.S
70 56 58.63 Long.W
31*
Camarico
32 20 31.97 Lat.S
70 58 6.48 Long.W
32
7 Machos
32 20 50.28 Lat.S
70 56 57.77 Long.W
Cu
RUGE,
N6°-42°E/76°-88aW
33
Santa Elena
32 20 56.10 Lat.S
70 57 9.96 Long.W
Cu
VETA:NS-10°W/60-75°E
N25°W/50°E-82°W
CARTER y ALISTE, 1963.
34
Horno
32 20 56.43 Lat.S
70 56 52.46 Long.W
Cu
VETA:
N5 °035 °E/70°-80° W
RUGE, 1974.
35
Andacollo
32 21 29.69 Lat.S
70 51 27.75 Long.W
Cu
VETA: N10°-20°W/35°S
CARTER y ALISTE, 1963.
36
Chachacoma
32 21 41.48 Lat.S
70 45 57.22 Long.W
Cu
VETA
CIREN
37
Chivato
32 23 44.44 Lat.S
70 49 34.65 Long.W
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
38
El Salto
32 23 54.64 Lat.S
70 49 18.29 Long.W
Cu
VETA: N42°W/55°NE
CARTER y ALISTE, 1963.
39*
La Grandiosa
32 24 17.06 Lat.S
70 55 33.53 Long.W
13
ENREJADO DE VETILLA
o CHIMENEA DE BRECHA
40
Bellavista
32 24 52.85 Lat.S
70 51 14.02 Long.W
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
41
Chai
-
32 24 58.84 Lat.S
70 56 30.99 Long.W
Caolín -
CUERPO IRREGULAR
CARTER y ALISTE, 1963.
Chai
-
CORFO, 1980.
Cuarzo
42
La Fortuna
32 25 52.59 Lat.S
70 48 23.47 Long.W
Cu
VETA: NS/65°E
RIVANO, este trabajo.
43
Vitahue
32 26 49.26 Lat.S
70 49 29.92 Long.W
Cu
VETA: N25°-30°W/90°
RIVANO, este trabajo.
6
13
1974.ÿ
NO
Nombre
Coordenadas
6.64 Lat.S
0.12 Long .W
44
Hospital
32 27
70 57
45
Florida
32 27 40.63
Lat.S
Tipo y orientación
Nena
Referencias
Caolin
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
Cu
VETA: N45°W/90°-85°W
CARTER y ALISTE, 1963.
Cu
VETA: N25°-30°W/90°N
RIVAN0, este trabajo.
70 50 57.46 Long.W
46
Agua del Barro
32 27 42.34 Lat.S
70 49 15.68 Long.W
47*
N/N 10
32 27 49.04 Lat.S
70 45 21.53 Long.W
48
San Juan
32 28 23.50 Lat.S
70 53 22.89 Long.W
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
49
Dama de Verde
32 28 25.83 Lat.S
70 47 2.92 Long.W
Cu
VETA: N75°-80°E/60°N
RIVAN0, este trabajo.
50
Los Burros
32 28 36.37 Lat.S
Cu
- Ag
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
-
VETA: N18°-20°W/75°W
N40°-55°W/76°N
CARTER y ALISTE, 1963.
CARTER y ALISTE, 1963.
70 49 45.20 Long.W
*
51
Leona
32 28 49.16 Lat.S
70 49 5.95 Long.W
Cu
52
Ajial
32 28 56.51 Lat.S
70 53 42.48 Long.W
Cu
VETA: N20°W/50"-60°N
53
La Puerta
32 29 3.16 Lat.S
70 45 2.76 Long.W
Cu
CUERPO IRREGULAR
VETA: NS/90"
54
Prosperidad
32 29 18.72 Lat.S
70 46 17.46 Long.W
Cu -(Ag)
VETA: N-ENE/?
Ag
-
RIVANO, este trabajo.
CARTER y ALISTE, 1963.
: sii información.
CUADRA 1GUL0 ESTERO ALICAHUI (E
NO
1*
Nombre
Sector
El Maiten
-
31)
Coordenadas
32 16 23.25 Lat.S
70 34 46.45 Long.W
Pb
Nena
Tipo y orientación
-
VETA
Cu - Au
Referencias
Zn
2
Santa Fe
32 17 44.02 Lat.S
70 40 35.73 Long.W
Cu
VETA
CIREN
-
CORFO, 1980.
3
Buenos
32 18 17.33 Lat.S
70 41 44.50 Long.W
Cu
VETA
CIREN
-
CORFO, 1980.
4
Rio Grande
32 20 55.65 Lat.S
70 41 40.82 Long.W
Cu
VETA
RIVANO, este trabajo.
5
N/N 1
32 21 4.66 Lat.S
70 39 57.68 Long.W
Au
VETA: N20°E/80°W
N15°E/80°W
RIVANO, este trabajo.
6
N/N 2
32 21 25.54 Lat.S
70 39 36.70 Long.W
Au
VETA: N15°E/80°W
RIVANO, este trabajo.
7*
Sector Las Tomas
32 21 37.52 Lat.S
70 38 41 .80 Long .W
Cu -(Au)
VETA
8
N/N 3
32 21 47.16 Lat.S
70 39 27.38 Long.W
Au
VETA: N20°E/80°W
-
Au
-
Ag
14
RIVANO, este trabajo.
f
I
Nfi
I
9
I
'
*
32 22 4.00 Lat.S
70 38 33.10 Long .U
Au
10
La Canoa
32 22 47.39 Lat.S
70 44 13.15 Long.W
Cu
11
Los Pasos
32 24 40.58 Lat.S
70 39 7.08 Long.W
Cu
12*
Los Plomos
32 25 6.69 Lat.S
70 35 59.29 Long.W
Pb
13
San Jorge
32 27 42.46 Lat.S
70 42 12.43 Long.W
Cu -(Au)-Ag
-
(W) -Ag
Zn
-
Ag
VETA: N20°E/85°W
RIVAN0, este trabajo.
VETA
CIREN
ESTRATIFORME
CIREN - C0RF0, 1980.
-
CORFO, 1980.
VETA
ESTRATIFORME
VETA:
ANONIMO.
RIVANO, este trabajo.
: sin información.
| N2
1
- 32)
Nombre
2"
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Vizcachitas
32 25 10.00 Lat.S
70 24 18.00 Long.W
Cu
-
Mo
- Au
ENREJADO DE VETILLAS
PROSPECTO
Sector Cuesta de
32 27 7.94 Lat.S
70 26 43.07 Long.W
Pb
-
Zn
-
VETA
I
I
-
Referencias
Tipo y orientación
Mena
N/N 4
CUADRANGULO RIO ROCIN (E
1
Coordenadas
Nombre
Plata
Ag
Referencias
ARIAS, 1984.
'I
3
Veta san José
32 28 28.26 Lat.S
70 29 11.52 Long.W
Cu
VETA: NS-30°E/90°
N45°E/90°
CASTRO, 1983.
I
4
Veta Frontón an¬
32 29 28.53 Lat.S
70 29 43.83 Long.W
Cu
VETA: N30°E-N45°W/?
CASTRO, 1983.
VETA: N40°E/90°
CASTRO, 1983.
cho
I
I
I
5
Veta Los Copihues
32 29 58.15 Lat.S
70 29 49.74 Long.W
Cu
6
Prospecto Pimen¬
tón
32 27 59.00 Lat.S
70 11 57.00 Long.W
Au
-
Cu
PROSPECTO
7
Prospecto Colum¬
pios del Diablo
32 29 55.00 Lat.S
70 13 59.60 Long.W
Au
-
Cu
PROSPECTO
I
.
"
: sin referencias.
CUADRANGULO PAPUDO (E - 34)
I
Ne
Nombre
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
1*
N/N 1
32 37 14.37 Lat.S
71 19 39.96 Long.W
'
2
Quintero 1 al 18
32 41 54.04 Lat.S
71 23 3.15 Long.W
Diatomita
ESTRATIFORME
H0RNK0HL, 1947.
I
3
Los Pajaritos
32 43 3.45 Lat.S
71 20 22.81 Long.W
Cu -(Ag-Au)
VETA: N80°W/65°N
QUEZADA, 1947.
32 43 44.68 Lat.S
71 20 45.52 Long.W
Cu
32 44 3.82 Lat.S
71 20 51.80 Long.W
Cu
I
N80°W/40°N
|
4
Raiz del Cobre
I
I
I
5
El Márquez
ESTRATIFORME:
SALAS, 1958.
WALBERG, 1957.
RODRIGUEZ, 1958.
ARAVENA, 1970.
N450E-5°W/5°-12°E
IRREGULAR
VETILLAS: N40°W/90°
15
ARROBA, 1957.
RODRIGUEZ, 1959.
Nombre
Coordenadas
6
Calizas del cerro
Yerbas Buenas
32 44 3.65 Lat.S
71 18 55.49 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
FIGUEROA, 1936.
7
California
32 44 41.15 Lat.S
71 17 33.13 Long.»
Caliza
ESTRATIFORME
SIMIAN, 1940.
FELSCH, 1942.
Cu
ESTRATIFORME
COSSORO, 1942.
SALAS, 1958.
Cu
ESTRATIFORME
RODRIGUEZ, 1959.
ESTRATIFORME:
RODRIGUEZ, 1959.
NO
8** Tigre
9**
(El
Tipo y orientación
Mena
Tigre)
Los Pantanitos
10** La Negra
Cu
Referencias
ARAVENA, 1970
N39oE/10°-15°SE
11** Los Azulillos
Cu
12** Cata
Cu
VETA
RODRIGUEZ, 1959.
ESTRATIFORME:
RODRIGUEZ, 1959.
N20°E/10°-15°SE
sin información, sólo indicada en mapa topográfico IGM.
sin ubicación. Figuran en el Listado de MAGMA.
***::
CUADRANGULO NOGALES (E
Nombre
NB
1
-
35)
Coordenadas
32 30 16.60 Lat.S
71 4 11.54 Long W
Chancleta
.
32 30 17.35 Lat.S
71 4 2.04 Long.»
3
El Peumo
32 30 26.35 Lat.S
71 4 11.19 Long.W
Cu
32 30 39.73 Lat.S
71 4 4.84 Long.W
Cu
4
i
5
Guaya cán
323041.84 Lat.S
71 4 30.76 Long.W
1
6
Cateo Rosilla
32 30 55.14 Lat.S
71 2 54.14 Long.W
1
7*
Rosa
32 30 48.16 Lat.S
71 4 5.53 Long.W
8*
López
32 30 46.24 Lat.S
71 2 6.76 Long.W
9*
Coquimbano
32 31 28.56 Lat.S
71 0 4.91 Long.W
1
1
10
Las Animas
32 31 30.96
ESTRATIFORME:
Cateo Adobones
i
12*
Las Vacas
32 31 33.03 Lat.S
71 4 52.85 Long.W
CARTER y ALISTE, 1962.
CARTER y ALISTE, 1962.
N75°E/20I>S
N17QE/84°E
CARTER y ALISTE, 1962.
GLUSCHKE, 1969.
Cu
ESTRATIFORME:
N 5°U/15-28°E
CARTER y ALISTE, 1962.
GLUSCHKE, 1969.
Cu
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1962.
ESTRATIFORME:
VETA
Cu
VETA;
N50°W/>55°S
N85°-90"E/58o-68°S
CARTER y ALISTE, 1962.
Cu
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1962.
71 6 53.59 Long.W
11
I
Lat.S
Referencias
N10°U/29°E
Porvenir
I
ESTRATIFORME:
Cu
2*
Rusa
Tipo y orientación
Mena
32 31 37.93 Lat.S
71 1 38.64 Long.W
16
Nombre
| NO
La Retaguardia
32 31 39.80 Lat.S
71 4 43.61 Long.U
14*
La Ho lie
32 31 47.37 Lat.S
71 7 26.53 Long.W
15
Patagua y Molle
32 31 53.66
| 13*
I
Coordenadas
Lat.S
VETA: N 5°W/90°
N75°U/80°N N 5°/30°E
Cu
71 6 48.50 Long.U
ÿ
16*
N/N 1
32 32 10.50 Lat.S
71 0 54.75 Long.W
'
17
Farellón Delirio
32 32 10.69 Lat.S
71 5 0.43 Long.U
|
18*
N/N 2
32 32 19.40 Lat.S
71 0 24.78 Long.U
19
Cateo Herminia
32 32 16.47 Lat.S
71 5 14.22 Long.U
Cu
ESTRATIFORME
32 32 24.35
Cu
VETA: N14°W/75°-78°N
I 20
Centinela
Lat.S
ESTRATIFORME:
Cu
21*
N/N 3
32 32 30.78
CARTER y ALISTE, 1962.
CARTER y ALISTE, 1962.
N35°W/27°N
71 7 56.00 Long.U
,
Referencias
Tipo y orientación
Mena
CARTER y ALISTE, 1962.
NS-12°E/55°E
Lat.S
71 0 43.01 Long.U
Cateo Blanco
32 32 45.99 Lat.S
71 7 44.67 Long.U
N/N 4
32 32 53.34 Lat.S
71 0 49.95 Long.U
Cateo (Iónica
32 33 6.78 Lat.S
71 0 44.11 Long.U
N/N 5
32 33 14.34 Lat.S
71 4 19.29 Long.W
26
Cateo Llamuco
32 33 17.02 Lat.S
71 4 43.67 Long.U
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1962.
27
Los Mantos
32 33 23.29 Lat.S
71 6 25.76 Long.U
Cu
VETA: N15°U/61°W
CARTER y ALISTE, 1962.
32 33 24.52 Lat.S
71 7 56.63 Long.W
Cu
32 33 40.78 Lat.S
71 0 53.08 Long.W
Cu
VETA: NS/40°-45°W
CARTER y ALISTE, 1962.
Cu
VETA: N25°W/77°W
CARTER
32 34 12.98 Lat.S
71 5 0.99 Long.U
Cu
VETA: NS/85°E
CARTER y ALISTE, 1962.
Cu
22
I 23*
24
1 25*
1
1
28
29
Cebada Rosario
Las Cuevas
(ex-Adela)
1
30
Cateo Infiernillo
32 33 47.79 Lat.S
71 0 27.21 Long.W
|
31*
N/N 6
32 33 50.65 Lat.S
71 4 44.88 Long.U
32
San
'
Pedro
33
Vizcachas
323421.31 Lat.S
71 0 43.26 Long.W
34*
N/N 7
32 34 22.17 Lat.S
71 7 20.31 Long.W
Cu
VETA: N40°-48°W/90°
CARTER y ALISTE, 1962.
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1962.
-•
EU/35°N
VETA: N40°W/75°N
CARTER y ALISTE, 1962.
N10°-25°W/60°W-90°
y ALISTE, 1962.
N60°-80aE/50°S-90°
N30°-35°W/60°W
VETA: N22°E/57°W
N 5°W-5QE/38°W
17
CARTER y ALISTE, 1962.
Nombre
NO
Coordenadas
35*
N/N 8
32 34 33.23 Lat.S
71 4 58.01 Long.W
36
Cateo Suerte
323451.75 Lat.S
71 4 31 .17 Long.W
37*
N/N 9
Tipo y orientación
Mena
Referencias
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1962.
VETA
CARTER y ALISTE, 1962.
VETA: N15°-30oW/32°W
CARTER y ALISTE, 1962.
323511.62 Lat.S
4 45.68 Long.W
71
38
Galvez
32 35 21.47 Lat.S
71 0 .0.39 Long.W
Cu
39
El Cerrado
32 36 13.20 Lat.S
Cu
71 0 8.18 Long.W
N22°E/54°W
AO
El Queñe
32 36 33.10 Lat.S
71 6 27.40 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
N15°E-15°W/25°-35°E
CARTER y ALISTE, 1962.
41
La Comuna
32 36 32.76 Lat.S
Cu
VETA: N16°-30°W/50°W
CARTER y ALISTE, 1962.
N55°E/75°S
71 6 2.73 Long.W
42*
N/N 10
32 36 34.31
ESTRATIFORME
Lat.S
71 11 36.06 Long.W
43*
Andacollo
32 37 17.61 Lat.S
71 8 53.23 Long.W
44
San José
32 37 58.58 Lat.S
71 1 11.01 Long.W
Cu
-
Au - Ag
-(Zn)
45
El Soldado
32 38 23.44 Lat.S
71 6 41 .10 Long.W
46*
El Melón
3239 1.95 Lat.S
71 10 37.69 Long.W
I
47
Veta Negra
323911.97 Lat.S
71 5 35.24 Long.W
Cu
I
48
323941.67 Lat.S
71 6 5.15 Long.W
Cu - (W)- Ag
(Arturo)
La Veta del Agua
Cu
VETA: NS/35°W
N25°E/50°W
KAISER, 1951.
CUERPO IRREGULAR
VETA
-
(Ag)
ESTRATIFORME:
N10o-15°E/25uE
CARTER y ALISTE, 1962.
VETA: N15°-40°W/80°W
CARTER
y ALISTE, 1962.
N62°W/45°S
I
49*
Los Pinos
32 39 57.67 Lat.S
71 6 14.52 Long.W
!
50
El Navio
32 40 4.30 Lat.S
71 11 32.49 Long.W
I
51*
N/N 11
32 40 42.88 Lat.S
71 13 48.05 Long.W
I
52*
Rincón de los Car
dos
32 41 10.34 Lat.S
71 7 5.29 Long.W
53"
San Francisco de
Nogales
Caliza
FELSCH, 1942.
Cateo las Arbole¬
Au ?
FIGUEROA, 1936 in CARTER y ALIS
TE, 1962.
| 54"
I_
*"
Caliza
ESTRATIFORME:
N10°W-40oE/30o-40°E
das
: sin información.
: no figuran en el mapa pero están en el listado de MAGMA.
18
CARTER y ALISTE, 1962.
CUADRANGULO NILHUE (E
N8
-
36)
Nombre
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
1
Ñipita
Lat.S
32 33 00
70 45 28.67 Long.W
Cu
VETA: N15°E/78°W
N10°W/53°W
CARTER y ALISTE, 1961.
2
Palqui
323231.75 Lat.S
70 59 51.15 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
NS- 5°W/45°-52°E
CARTER y ALISTE, 1961.
3
Prospecto Pequeries
32 32 49.62 Lat.S
70 54 26.02 Long.W
Cu
VETA: N30°E/75°E
CARTER y ALISTE, 1961.
4
Grupo Borníta
32 33 22.38 Lat.S
70 45 31 .10 Long.W
Cu
VETA: NS/70"E
N150W/90°
RODRIGUEZ, 1964.
5
El Romero
32 33 19.65 Lat.S
70 57 0.07 Long.W
Cu ?
VETA: N32°W/35°W
CARTER y ALISTE, 1961.
6
Veta del Agua
32 33 30.84 Lat.S
70 45 31 .34 Long .W
Cu
VETA: N10°W/80°W
NS-10°W/63°-80°E
CARTER y ALISTE, 1961.
7
La Chagua l
32 33 39.50 Lat.S
70 56 18.80 Long.W
Cu
VETA: N17°W/60°W
CARTER y ALISTE, 1961 .
8
Golondrina
32 33 59.34 Lat.S
70 48 48.28 Long.W
Cu
VETA: N20°W/90°
CARTER y ALISTE, 1961.
9
Valparaíso
32 34 0.07 Lat.S
70 50 46.99 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1961 .
32 34 2.92 Lat.S
70 50 34.84 Long.W
Cu
10
Pirquitas
-
Au ?
STAGER, 1968.
ESTRATIFORME:
NS-45°W/15°-22°SW
CARTER y ALISTE, 1961.
ZA, W., 1969.
11*
N/N 1
32 34 6.89 Lat.S
70 50 36.56 Long.W
Cu
12
Diablo
32 34 32.25 Lat.S
70 51 11.47 Long.W
Cu
32 34 37.94 Lat.S
70 51 16.49 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
32 34 35.64
Cu
VETA: N38°-40',W/50oW
CARTER y ALISTE, 1961.
32 34 49.77 Lat.S
70 45 46.81 Long.W
Cu -(Ag)
VETA: NS/65-W
RODRIGUEZ, 1965.
13
Diablo Sur
14
Andacollo
Lat.S
ESPINO-
ZA, W., 1969. HUETE, 1972.
ESPINOZA, L., 1973.
ESPINO¬
ESTRATIFORME
ESTRATIFORME:
N67°W/ 5°-10"W
CARTER y ALISTE, 1961. ESPINO¬
ZA, W., 1969. OLCAY, 1979.
70 49 16.81 Long.W
15
Esperanza
NS-80°W/? SW
16
Rompeojotas
32 35 0.41 Lat.S
70 45 40.78 Long.W
Cu
17
Dos Amigos
32 36 9.05 Lat.S
70 45 5.39 Long.W
Cu
-
(W) -Ag
VETA: NE-SW/? NW
VETA: N50°-60°W/?
FIGUEROA, 1939.
FRANQUEZA, 1962. SLACHEVSKY,
PARRAGUEZ, 1966.
1961.
-
18
Mantos Portales
32 36 32.83 Lat.S
70 51 17.52 Long.W
Cu
19
Florida y Mi raf lo¬ 3237 1.01 Lat.S
70 44 59.62 Long.W
res
Cu
20
Los Loros
32 38 37.06 Lat.S
70 45 29.20 Long.W
Cu
VETA: N45°W/65°W
CARTER y ALISTE, 1961.
21
La Leona
32 38 50.22 Lat.S
70 45 1.83 Long .W
Cu
VETA: N50D-55°W/72°N
CARTER y ALISTE, 1961.
(W) -Ag
ESTRATIFORME
VETA: N 5°W/46°-52°W
N10°W-N20°E/65°W-70°E
19
CARTER y ALISTE, 1961 .
N«
Nombre
22
Manto Verde
32 38 56.49 Lat.S
70 45 8.41 Long.U
Cu
23
Portezuelo
32 39 30.92 Lat.S
70 53 48.66 Long.U
Cu
32 39 51.59
Granito
24
San Nicolás
Coordenadas
Lat.S
Mena
Tipo y orientación
Referencias
VETA:
N60°-65 ° U/70" -75 D S
CARTER y ALISTE, 1961.
ESTRATIFORME:
THOMAS, 1967.
N30°E/20°E
CUERPO MASIVO
Este trabajo.
VETA:
N10°-15°U/68°-70QU
CARTER y ALISTE, 1961.
VETA: N50°E/»S
CARTER y ALISTE, 1961.
Rivano, 1991.
70 45 48.35 Long.U
25
Veta Grande
32 39 54.21 Lat.S
70 47 6.29 Long.U
Au - Zn
26
La Victoriana
32 39 57.58 Lat.S
70 57 45.67 Long.U
Cu
27
Amelia
32 40 13.70 Lat.S
70 53 3.26 Long.U
Cu
32 40 15.90 Lat.S
70 54 10.97 Long.U
Cu
324021.44 Lat.S
cu -
Zn
28
29
Los mantos
Las Animas
70 53 59.32 Long.U
-
Pb
ESTRATIFORME:
THOMAS, 1967.
NS/15°-20°E
VETA: N40°E/?
LLAUMET, 1977.
ESTRATIFORME:
CARTER y ALISTE, 1961
THOMAS, 1967.
N30°E/15°E
Blanca Torre
32 40 29.38 Lat.S
70 46 0.22 Long.U
Cu
-
Ag
31
El Romero
32 40 24.42 Lat.S
70 53 42.48 Long.U
Cu
-
Zn
Castillo, Pata Sur
32 40 24.24 Lat.S
70 58 31.61 Long.U
Cu
VETA
Cu
ESTRATIFORME
y otras
33
Amazonas
32 40 28.20 Lat.S
70 53 11.94 Long.U
34
Bellavista
32 40 39.47 Lat.S
70 47 56.29 Long.U
Au
-
STAGER, 1968.
.
ESTRATIFORME
30
32
ESPIN0-
-
Au
VETA: N30°U/90°
CARTER y ALISTE, 1961
.
ESTRATIFORME
Ag - Cu
FERNANDEZ, 1937.
CUERPO IRREGULAR
CARTER y ALISTE, 1961.
Zn
35
Lucrecia
32 40 33.00 Lat.S
70 58 54.82 Long.U
Cu
VETA: N20oU/65°U
K0EBERLIN, 1923.
LISTE, 1961.
36
Santo Domingo
32 40 38.77 Lat.S
70 53 27.69 Long.U
Cu -(Ag)
VETA: N60°U/90°
THOMAS, 1967.
37
La Cardenilla
32 40 40.02 Lat.S
70 58 27.48 Long.U
Cu
VETA: N10°E/50°-70°U
CARTER y A-
LLAUMET, 1977.
CARTER y ALISTE, 1961.
1968.
STAGER,
MARTIN0VIC, 1976, 1977.
38
La Unión
32 40 54.28 Lat.S
70 52 59.16 Long.U
Cu
VETA
39
Iguana de Catemu
32 40 46.06 Lat.S
70 59 24.19 Long.U
Cu ?
VETA: NS/30°-40°U
STAGER, 1968.
40
Fortuna
32 41 9.46 Lat.S
70 48 15.83 Long.U
Caliza
ESTRATIORME
DONOSO, 1939.
41
Serena (ex-San
Francisco)
32 41 17.98 Lat.S
70 53 6.13 Long.U
Cu
VETA: N40°U/90°
CARTER y ALISTE, 1961.
42*
La Poza
32 41 44.54 Lat.S
70 53 28.53 Long.U
Cu
43
La Japonesa
324211.26 Lat.S
70 49 59.95 Long.U
Cu
-
(U) -Ag
VETA
VETA: N70°U/20°N
N14°E/? E
20
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
Nombre
NS
44
N/N 2
45
Verde
(La Verde)
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
3243 1.99 Lat.S
70 54 14.76 Long.W
Caliza
32 43 0.03 Lat.S
70 57 49.23 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
Referencias
Este trabajo.
ESTRATIFORME:
CARTER y ALISTE, 1961 .
NS/30"? E
1969.
ESTRATIFORME
Este trabajo.
ESTRATIFORME:
CARTER y ALISTE, 1961.
46
N/N 3
32 43 21.09 Lat.S
70 54 19.57 Long.W
Caliza
47
Prospecto Gutie¬
32 43 44.06 Lat.S
70 58 9.96 Long.W
Cu
32 44 14.73 Lat.S
70 58 9.58 Long.W
Cu
32 44 38.38 Lat.S
70 58 59.10 Long.W
Cu
32 44 48.09 Lat.S
70 58 8.83 Long.W
Cu
32 44 49.03 Lat.S
70 59 29.57 Long.W
Cu
32 44 52.93 Lat.S
70 45 36.58 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
Este trabajo.
rrez
48
49
50
51
Los Picados
El Manzano
El Salado
Florida y Molino
NS/? E
ESTRATIFORME:
HUETE, 1969.
NS-NNE/30°E
ESTRATIFORME:
HUETE, 1969.
NS/30°E
N15 °-20°W/30°-35 °E
CARTER y ALISTE 1961. HUETE,
1969. ARAVENA y GODOY, 1969.
DIVIN, 1972.
ESTRATIFORME:
HUETE, 1969.
ESTRATIFORME:
NNE-NNW/20°-33°E
52
Las Tinajas
53
Bramador (prospec¬ 32 44 52.93 Lat.S
to)
70 45 36.58 Long.W
CU
VETA: N12°W/?
CARTER y ALISTE, 1961
54
Verde (prospecto)
32 44 52.93 Lat.S
70 45 36.58 Long.W
Cu
VETA:N12°W/70°W
CARTER y ALISTE, 1961.
55
Templo
32 44 52.93 Lat.S
70 45 36.58 Long.W
Cu
VETA: NS/68<1-70°W
CARTER y ALISTE, 1961 .
(sur y nor¬
te)
.
56
Rosario
32 44 52.93 Lat.S
70 45 36.58 Long.W
Cu
VETA: N 5°E/75°W
N50"-80°E/74°N
N20°-28° E/62°-68 °W
CARTER y ALISTE, 1961 .
57
Ladera (1 y 2)
(prospecto)
32 44 52.93 Lat.S
70 45 36.58 Long.W
Cu
VETA: N10°W/51°W
CARTER y ALISTE, 1961.
58
N/N 4
32 44 52.93 Lat.S
70 45 36.58 Long.W
Au
VETA: N35°E/35°-40°E
ESTRATIFORME
Este trabajo.
ESTRATIFORME:
HUETE, 1969.
59** Valentina
(ex-Mo-
-
Cu
Cu
lino)
60**
Leningrado
HUETE,
SERRANO, 1977.
N10°W/30°-35°E
Cu
ESTRATIFORME:
SERRANO, 1977.
NS-25°W/35°-48°E
61**
Manto Li len
Mn
62**
Divisadero Rojo
Cu
63**
Nueva Margarita
Cu -(Ag)
ESTRATIFORME
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
64**
Mantos San José
Cu
ESTRATIFORME:
N3Q°E/10°E
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1961.
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
21
Coordenadas
Nombre
NO
65**
Tres Pocitos
Cu
66**
Atahualpa
Cu
Referencias
Tipo y orientación
Mena
- Fe
VETA: N15°E/60°U
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
ESTRATIFORME:
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
NE/? NU
67**
Los Qui los
Cu
VETA: N40°-50°E/? N
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
68**
El Farellón
Cu
ESTRATIFORME
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
69**
San Pedro
CU
70**
La Compañía
Cu
Anónimo.
ESTRATIFORME:
NS/30°-50°E
STAGER, 1968.
: sin información.
**: sin ubicación en el mapa pero etán en el listado de MAGMA.
*
CUADRANGULO SAN FELIPE (E
-
Nombre
NA
37)
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
1
La Suerte
32 30 36.94 Lat.S
70 40 25.86 Long.W
Cu
VETA: N50°-60°E/45°N
N36°W/14°W
RODRIGUEZ, 1965.
2
Las Marias
32 30 35.98 Lat.S
70 40 9.53 Long.W
Cu -(Ag-Au)
VETA: N70°E/90°
RODRIGUEZ, 1965.
3
Boris Angelo
32 31 0.98 Lat.S
70 40 59.41 Long.W
Cu
VETA: EW/60°-80°N
EGERT, 1970.
SERRANO, 1976.
(ex-Suerte)
Llano de Quebrada
rica
32 31 34.12 Lat.S
70 41 47.46 Long.W
Au
MUÑOZ, 1932.
GREINER, 1985.
Las Mimllas (sec¬
32 31 37.01 Lat.S
70 41 30.55 Long.W
Au
PLACER
GREINER, 1985.
Este trabajo.
32 31 51.98 Lat.S
70 41 26.12 Long.W
Au
PLACER
GREINER, 1985.
Este trabajo.
32 32
70 42
3.00 Lat.S
0.16 Long.U
Cu
VETA: N40°W/80°S
RODRIGUEZ, 1965.
A
5
tor)
6
Las Mini lias (sec¬
tor)
7
El Indio
IRREGULAR
-
BOLSON
PLACER
Este trabajo.
-
Ag
(Au)
-
8
Lavadero
32 32 8.37 Lat.S
70 40 42.50 Long.W
Au
PLACER
Este trabajo.
9
Todo Santo
32 36 15.10 Lat.S
70 44 59.52 Long.W
Cu
VETA: N15°U/56°W
RODRIGUEZ, 1965.
10
San Antonio
32 36 44.44 Lat.S
70 44 58.87 Long.W
Cu -(Ag)
VETA: N25°W/50°-60°W
N30uW/90°-80°E
WAISBERG, 1957. CARTER y ALIS¬
TE, 1961. FRANQUESA, 1962.
VETA: N60°W/60°S
CARTER y ALISTE, 1961.
VETA: N25°W/90°
QUEZADA, 1943.
VETA: NS/ ?
ALISTE, 1966.
11
El Cobre
32 36 58.06 Lat.S
70 44 49.22 Long.W
Cu
12
La Peste
32 37 27.46 Lat.S
70 44 22.94 Long.W
Cu
32 37 52.52 Lat.S
70 35 2.35 Long.W
Cu
13
Katanga
-
Ag
-
(Au)
22
STAGER, 1968.
Nombre
N2
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
14
Veta del Agua
3238 1.01 Lat.S
70 35 3.50 Long.W
Cu
VETA: NS-NNE/ ?
ALISTE, 1966.
15
Socavón del Cánta¬
ro
32 38 14.79 Lat.S
70 35 34.78 Long.U
Cu
VETA: N25°W/80°W
ALISTE, 1966.
16
Cantarito
32 38 17.36 Lat.S
70 35 44.34 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
STAGER, 1968.
17
Cantera Los Estan¬ 32 38 16.88 Lat.S
ques (grupo ex-San 70 35 25.41 Long.W
Cu
STAGER, 1968.
NS/25°W
SLACHEVSKY, 1961.
ALISTE, 1966
ta Filomena)
18
Santa Filomena (ex
El
farellón)
32 38 16.38 Lat.S
70 35 0.12 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
VETA: N60°E/60°S
19
Socavón El Quillay
32 38 23.52 Lat.S
70 35 24.34 Long.W
Cu
20
Socavón No. 1
32 38 27.13 Lat.S
70 35 26.64 Long.W
Cu
21
Sagrada Familia
32 40 59.92 Lat.S
70 43 26.96 Long.W
Cu
22
Las Coimas
32 41 9.53 Lat.S
70 43 21.06 Long.W
Cu
23
San Cayetano
32 42 7.08 Lat.S
70 43 38.02 Long.U
24
Santa Josefina y
cateo Ojeda
32 42 17.12 Lat.S
70 32 54.37 Long.W
Cu - Ag
N/N 1
32 31 17.08 Lat.S
70 44 46,30 Long.U
Cu
32 31 22.70 Lat.S
70 44 30.00 Long.W
Cu
25
26
La Chi lena
SLACHEVSKY, 1961.
N75°E/59°S
ALISTE, 1966.
ALISTE, 1966.
-
(W) -Ag
VETA: N60°U/90"
RODRIGUEZ, 1965.
VETA: N40oW/90o-75°N BUSTAMANTE y SEPULVEDA, 1977.
SERRANO, 1977
N20°E/90°
VETA
FRITIS, 1929.
ESTRATIFORME:
SERRANO, 1977.
NS-20°W/20°-40°E
-
ESTRATIFORME:
Este trabajo.
VETA: N60aW/75°-80°N
Este trabajo.
VETA
NS/00"
ESTRATIFORME
27**
Andacollo
32 31 24.00 Lat.S
70 41 19.24 Long.W
Cu
- Ag
VETA
28
California
32 31 31.60 Lat.S
70 43 26.96 Long.W
Cu - (Au)
VETA
FIGUEROA, 1939.
29
El Ca Letón
32 31 38.60 Lat.S
70 44 30.00 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
VETILLAS
Este trabajo.
30
Nina De Tablas
32 31 48.60 Lat.S
70 44 28.00 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
VETILLAS
Este trabajo.
31
Paso de La Zorra
32 32 30.80 Lat.S
70 43 33.30 Long.W
Cu
VETA: N45°W/90°
VETILLAS
Este trabajo.
33*
Hormiguitas
Cu
34*
El Cu Lebrón
Cu
35*
El Leoncito
Cu
-
-
(Ag)
Ag
-
Au
RODRIGUEZ, 1965.
- Ag
VETA: N70°E/?
RODRIGUEZ, 1966.
VICENCIO, 1970 ?.
23
N2
Coordenadas
Nombre
Tipo y orientación
Mena
Referencias
36*
Abundancia
Cu
VICENCIO, 1970 ?.
37*
Santa Filomena de
Cu
STAGER, 1968.
Rinconada de Silva
38*
Las Guias
Cu
- Ag
39*
Mexi co
Cu
-
Ag
-
VETA: N40°E/60°W
NS-NE/60°W
DANUS, 1963.
VETA: NS/70°-80°W
ARAVENA, 1969.
STAGER, 1967.
(Au)
40*
Romeral
Cu
VETA
VETILLAS
41*
Hermita
Cu
VETA: N30°E/90°
42*
La Despreciada
Cu -(Ag)
ESTRATIFORME:
RODRIGUEZ, 1965.
NS-EW/00°
43*
Central
VETA
Cu
FIGUEROA, 1939.
ubicación. Figuran en el listado de MAGMA.
***:: sin
sin información.
CUADRANGULO RIO COLORADO (E - 38)
NO
1
Nombre
Coordenadas
Maria Auxiliadora
32 30 13.73 Lat.S
70 29 35.85 Long.W
Cu
- Ag
2
Los Quillayes
32 30 19.67 Lat.S
70 29 16.52 Long.W
Cu
-
Ag
3
Sector Flautero
32 30 27.73 Lat.S
70 29 48.99 Long.W
Cu
-
Ag
Las Delicias
32 38 44.28 Lat.S
70 19 26.35 Long.W
5*
San Carlos
32 39 17.17 Lat.S
70 29 51.34 Long.W
Cu
6*
N/N 1
32 39 20.34 Lat.S
70 29 33.28 Long.W
Cu
7*
N/N 2
32 39 22.26 Lat.S
70 29 42.99 Long.W
Cu
8
Gutierrez
9
Leona
32 42 46.65
10*
N/N 4
32 43 52.52 Lat.S
70 18 28.67 Long.W
11** Norteamericana
Lat.S
70 18 29.70 Long.W
ESTRATIFORME:
Referencias
CASTRO, 1983.
N70°E/30°N
ESTRATIFORME:
EW/30°N
CASTRO, 1983.
ESTRATIFORME:
CASTRO, 1983.
EW/30°N
4*
y N/N 3 32 40 50.59 Lat.S
70 28 51.87 Long.W
Tipo y orientación
Mena
Fe - Caolin
ESTRATIFORME:
WAISBERG, 1959.
N30°W/00°
Azufre
ESTRATIFORME:
N80°E/60°S
VACCARO, 1944.
Cu
VETA: N23"W/28°W
STAGER, 1968.
24
Coordenadas
Nombre
NO
Tipo y orientación
Mena
Referencias
12"
Estero Lagunillas
Zona de Alte
ración
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
13"
Quebrada Mancilla
Zona de Alte
ración
M0SC0S0, PADILLA y RIVAN0, 1982
14"
Quebradas Los Men¬
doza y Las Minas
Zona de Alte
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
Estero San Francis
co y Cajón del To¬
Zona de Alte
ración
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
Zona de Alte
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
15"
ración
ro
16"
Quebrada EL Arpa
ración
información.
***:: sin
sin ubicación.
"
: no figuran en el mapa de yacimientos.
CUADRANGULO LIMACHE (E
N»
-
Nombre
41)
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
PLACER
COSSORO, 1938.
VETA: NU/ ?
RODRIGUEZ, 1966.
1
Los Barrancos
32 50 23.23 Lat.S
71 22 54.63 Long.U
Au
2
El Peumo
32 51 20.30 Lat.S
71 18 14.94 Long.W
Au
3*
Lavadero de Oro
32 51 44.26 Lat.S
71 19 42.20 Long.W
Au
PLACER
4
El Colmo
32 53 59.26 Lat.S
71 19 59.96 Long.U
Fe
VETA
MAGMA, 1981.
5*
Las Tórtolas
32 58 24.61 Lat.S
71 15 39.72 Long.W
6*
N/N 1
32 59 54.20 Lat.S
71 17 56.95 Long.W
Cu
VETA: N82UW/68°S
C0NTRERAS, 1962.
7** Buena Esperanza
-
Cu
8**
Elcira
Au
VETA: EU/35°S
N60°E/75°S
FERNANDEZ y MUÑOZ, 1934.
9**
De La Herradura
Au
VETA: N70"W/70°S
RODRIGUEZ, 1965.
10** Inca de Oro
Au
VETA
RODRIGUEZ, 1965.
11** Bellavista
Au
VETA: N45°E/90"-»S
RODRIGUEZ, 1965.
12** Los Toros
Au
13**
"1933"
FERNANDEZ y MUÑOZ, 1934.
VETA: EW/25°-60°S
BOLSON
Au
25
-
FERNANDEZ y MUÑOZ, 1934.
Nombre
NO
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
14** Santa Julia y San
Felix (ex-Ma lacara
Au
VETA: N80°W/70°
FERNANDEZ y MUÑOZ, 1934.
15** La Co losa
Au
VETA: N30°E/90°-65°E
MICHEL, 1935.
RODRIGUEZ, 1965.
sin información, solo iguran en mapa topográfico.
***:: ubicación
imprecisa, no figuran en el mapa.
CUADRANGULO LA CALERA (E - 42)
Nombre
NO
Coordenadas
1
El conde de Monte- 32 46 39.28 Lat.S
cristo y Monserrat 71 4 20.64 Long.W
Cu
2
Santa Filomena
324641.51 Lat.S
71 2 25.41 Long.U
Cu
(La Filomena)
Tipo y orientación
Mena
VETA: N28-W/ ?
IRIBARREN, 1969.
ESTRATIFORME:
GALLARDO, 1972.
N10°-15°E/25°E
3*
N/N 1
32 47 40.91 Lat.S
71 10 53.38 Long.W
Caliza
4
Las Cabritas
32 47 46.86 Lat.S
71 10 55.35 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
ESTRATIFORME:
N/N 2
32 48 10.56 Lat.S
71 11 25.76 Long.W
Caliza
VETA
6*
N/N 3
32 48 20.88 Lat.S
71 11 28.14 Long.W
Caliza
VETA
Fortuna (ex-Infier
32 48 26.29 Lat.S
71 4 44.03 Long.W
Cu
ni lio)
MUÑOZ, 1927.
N10°-15°W/20°E
5*
7
Referencias
VETA: N70°E/68°-70°S
N10°W/46°S N65°E/90°
LEON, 1967.
SERRANO, 1977.
8*
Calera
32 48 36.34 Lat.S
71 11 25.95 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
9
Verde de Hijuelas
- Santa Rosa
32 48 47.70 Lat.S
71 6 29.96 Long.W
Cu
VETA: N20°-50°W/70°S
ESTRATIFORME: N20°W
CARTER, 1960. BURN0L, 1966.
RICHARD, 1976.
Libertad de Pure-
32 49 1.87 Lat.S
71 6 0.29 Long.W
Cu
VETA: N18°-42°W/90°
IRREGULAR
CONTRERAS, 1964.
Cu
VETA: N40°-60°E/75°N HAGEL, 1952.
10
hue
11*
El Timón
32 49 6.78 Lat.S
71 6 24.34 Long.W
12*
La Mercedita
32 49 25.24 Lat.S
71 11 7.75 Long.W
13
San Eugenio
32 50 22.10 Lat.S
71 10 19.41 Long.W
14*
N/N 4
32 50 23.58 Lat.S
71 9 12.34 Long.W
15*
Verde
32 51 35.59 Lat.S
71 3 36.79 Long.W
16*
N/N 5
32 53 7.24 Lat.S
71 10 49.74 Long.W
17
Veta Grande
32 55 20.65 Lat.S
71 6 51.04 Long.W
Cu
-
(Au ?)
ESTRATIFORME:
N20°W/50°E
26
TIDY, 1970.
BURNOL, 1966.
TULCANAZA, 1966.
NS
Nombre
Coordenadas
18
Mina del Hierro
32 55 59.92 Lat.S
71 6 30.17 Long .W
19*
20
21
22
23
N/N 6
Santa Teresita
El Guanaco
Pronosticada
Felicidad
32 54 59.02 Lat.S
71 10 2.72 Long.W
Cu
32 56 59.05 Lat.S
71 7 30.86 Long.W
Cu
32 57 19.85 Lat.S
71 7 24.03 Long.W
Cu
32 58 0.15 Lat.S
71 7 0.85 Long.W
Cu
N/N 7
32 58 30.72 Lat.S
71 13 2.17 Long.W
25
Opositora
32 58 42.01 Lat.S
71 6 30.50 Long.W
27*
28
El Agui la
29**
32 58 40.77 Lat.S
71 2 54.84 Long.W
N/N 8
32 59 2.84 Lat.S
71 2 57.32 Long.W
Las Damas y veta
32 52 15.40 Lat.S
71 14 50.32 Long.W
Poligono
Zoila Rosa
Fe
- Au
ESTRATIFORME:
Referencias
MAGMA, 1981.
NS-15°W/45°-50°E
32 56 2.25 Lat.S
71 10 34.30 Long.W
24*
26
Tipo y orientación
Mena
-
Au - Ag
NS/90°-70°W
HEMMER y BIANCHI, 1935.
TIDY, 1970.
THOMAS, 1957.
ESTRATIFORME:
TIDY, 1970.
VETA: NS-10°W/70°W
NS/40°-50°E
Cu
-
Au
- Zn
- Au
- Au
Cuarzo
ESTRATIFORME:
TIDY, 1970.
N20°-25°W/40°-50°E
ESTRATIFORME:
TIDY, 1970.
N40°-50°W/45°E
- Ag
ESTRATIFORME:
TIDY, 1970.
N20°W/70o-80oE
-
Fel
IRREGULAR
-
BOLSON
SEGURA, 1962
despato
Au
Cu
VETA
FIGUER0A, 1939.
IRREGULAR:
RODRIGUEZ, 1966.
NS/45°-60°E
30**
Las Cañas
VETA:
Au
HORNKOHL, 1964. RODRIGUEZ, 1965
N30°-50°W/45o-50°S
31**
Pangue
Au
VETA: N35°W/75°S
CACERAS, 1946.
ETCHEGARAY, 1947.
32**
Socorro
Au
VETA: N30°-40°E/36°N
MUÑOZ, 1933.
33**
Ramoncito
Au
VETA: N45°E/ ?
MUÑOZ, 1933.
Au
VETA
MUÑOZ, 1933.
34** Higuera
información, solo ubicación en mapa topográfico.
***:: sin
sin ubicación en mapa.
27
CUADRANGULO LLAILLAY (E
N«
I
-
Tipo y orientación
Mena
Coordenadas
Nombre
Referencias
VETA: NA5°-67°U/77°N
SERRANO, 1977.
Au
VETA: N50°-70oU/75°S
RIVANO, 1990.
PEEBLES, 1991.
(Ag)
VETA
STAGER, 1968.
G0D0Y, 1969.
VETA:
C0NTRERAS, 1961.
RODRIGUEZ, 1966.
32 A7 8.13 Lat.S
70 59 29.55 Long.U
Cu
Santa Adela
32 A9 18.70 Lat.S
70 55 9.81 Long.U
Cu
-
3
El Carbón
32 A9 35.23 Lat.S
70 51 13.61 Long.U
Cu
-
*
La Golondrina
32 50 '6.5A Lat.S
70 5 A 50. A5 Long.U
Cu
5
Calandria
32 51 A5.70 Lat.S
70 59 1.07 Long.U
Cu
IRREGULAR (zona de
falla: N25°U/50°U)
6*
El Sauce
32 52 5.87 Lat.S
70 53 26.58 Long.U
Cu
ESTRATIFORME
7*
N/N 1
32 5A 5.82 Lat.S
70 58 32.63 Long.U
3
Socavón
32 55 26.33 Lat.S
70 57 17.A7 Long.U
Cu
IRREGULAR
SERRANO, 1977.
9*
N/N 2
32 56 5.85 Lat.S
70 50 3.88 Long.U
10*
N/N 3
32 56 2A.39 Lat.S
70 51 A8.15 Long.U
11*
N/N A
32 56 39.23 Lat.S
70 56 53.82 Long.U
El Toro
32 57 1A.A6 Lat.S
70 52 37.25 Long.U
13*
El Maqui
32 57 20. A8 Lat.S
70 51 A3.8A Long.U
14
Nueva Paloma
32 58 26.58 Lat.S
70 A9 3A. 25 Long.U
Arcilla
ESTRATIFORME:
CZOLLAK, 1983.
32 58 38. A7 Lat.S
70 A8 AO. 82 Long.U
Arcilla
1
Ramayana
no
2
-
'I
- A3)
El Chi
N50°-60°U/90°-78°S
SERRANO, 1977.
KAISER, 1941. DEMIPE.
1
r
i
i
i
| 12*
'
I
I
(Vega)
NA2°E/12°N
I
I
i
15
El Guindo
(El Sauce)
16
Los Colitos
32 58 5A. 92 Lat.S
70 A9 10.70 Long.U
Arci LLa
I
17
Andacollo
32 58 59.63 Lat.S
70 A9 2A.75 Long.U
Arci lia
I
La Paloma
32 59 11.2A Lat.S
70 A8 A8.5A Long.U
Arcilla
19
Codorniz
32 59 15.68 Lat.S
70 A8 A3. 19 Long.U
Arci lia
32 59 20. 0A Lat.S
70 A9 11.39 Long. U
Arci lia
32 59 35.90 Lat.S
70 A9 26.86 Long.U
Arci lia
El Yal
ÿ
21
Tricolor
i
ESTRATIFORME:
EU/15°S
CZOLLAK, 1983.
ESTRATIFORME:
CZOLLAK, 1983.
N 5°W/25°E
18
20
CZOLLAK,. 1983.
N45°-40°U/10°-15°S
I
I
ESTRATIFORME:
ESTRATIFORME:
NS/A3°E
CZOLLAK, 1983.
ESTRATIFORME:
CZOLLAK, 1983.
N15°E/38°U
ESTRATIFORME:
CZOLLAK, 1983.
N79°E/33°S
ESTRATIFORME:
N18°U/15°E
28
G0D0Y, 1969.
CZOLLAK, 1983.
Coordenadas
Nombre
Na
Tipo y orientación
Mena
-
Referencias
Este trabajo.
Lat.S
Long.U
Cb
IRREGULAR
32 54 39.70 Lat.S
70 58 1.08 Long .W
Cu
VETA: N100W/45°W
N58°W/45°W
SEGURA, 1963.
Lat.S
Long .II
Cb
IRREGULAR - BOLSON
Este trabajo.
VETA: N30°W/50°E
SERRANO, 1977.
VETA: N10°E/78°W
SERRANO, 1977.
VETA: N30°W/65°E
N60°E/80°N N20°W/90°
N20°W-N10°E/ ?
SERRANO, 1977.
Cu
VETA
FIGUER0A, 1939.
22
N/N 5
23
Fortuna
24
N/N 6
25**
Sacrificio
Cu
26**
Qui L lay
Cu
27**
Pata del Diablo
Cu
28**
La Bandera
Cu
29**
El Guindo y Monte-
-
-
Ag
Ag
BOLSON
SERRANO, 1977.
cristo
30**
Elsa
Cu
VETA
FIGUEROA, 1939.
31**
Si Ivana
Cu
VETA: N60°E/50c>-80oS
RODRIGUEZ, 1966.
RIOS, 1966.
BUSTAMANTE y SEPULVEDA, 1977.
Cu
VETA: N65°W/90°
ZAN0NI, 1962.
32** Andacollo de Llaillay y Los Cañones
I
I
I
N65-E/900 N85°E/90"
33**
Preferida
Cu
34**
Manto Blanco y otras
Cu
I
información.
***:: sin
sin ubicación en el mapa,
CUADRANGULO LOS ANDES (E
| N9
I
II
I
Nombre
VETA: N50°E/ ?
DIVIN, 1969.
RODRIGUEZ, 1966.
sólo información en listado de SNGM.
- 44)
Coordenadas
Referencias
Mena
Tipo y orientación
-
IRREGULAR
GONZALEZ, 1947.
1
Cerro Alto
32 45 23.63 Lat.S
70 32 40.72 Long.W
Cu
2
Caracoles
32 50 30.43 Lat.S
70 43 1.42 Long .W
Cu
VETA: N25°E/73°E-90°
R0CHEF0RT, 1970.
3
Santa Ana
32 52 31.42 Lat.S
70 44 8.83 Long.U
Fe
VETA: N20°W/60°E
FLORES, 1942.
4*
La Gitana
32 53 8.12 Lat.S
70 40 45.31 Long.W
5*
Tabón
32 54 11.25 Lat.S
70 44 15.30 Long.W
Au
N45oW/60°-70°S
29
DIVIN, 1972.
R0CHEF0RT, 1970.
Coordenadas
Nombre
N-
"
*
*
Tipo y orientación
Mena
Tres Amigos
Cu
Fortuna
Cu
Santa Fi Lomena
Cu
-
(Au)
Referencias
IRREGULAR
STAGER, 1967.
VETA: EW/70°S
RODRIGUEZ, 1964.
IRREGULAR
RODRIGUEZ, 1964.
: sin información.
in ubicación en el mapa, sólo información listado MAGMA 1981.
ANGULO RIO BLANCO (E
,U».
-Mr
Coordenadas
Cristóbal Colón
32 55 42.04 Lat.S
70 17 3.85 Long.W
32 55 52.00 Lat.S
6.00 Long.W
Caracoles (Mina
Estero Riecillos
Referencias
Mena
Tipo y orientación
Cu
-
Ag
VETA
IRREGULAR
brown, 1921. Mcdonald. 1926.
SMITH, 1929. FRITIS, 1930.
Cu
-
Ag
VETA: NS/65°W
N15°W/65°W
RICON, 1937.
70 15
Blanca)
j**
45)
Nombre
I.
'
-
Zona de alt.
Hidrotermal
MOSCOSO, PADILLA y RIVAN0, 1982
iin ubicación en el mapa, sólo información en listado MAGMA 1981.
**I: ubicación
dudosa.
CUADRANGULO PORTILLO (E - 46)
Nombre
NO
Coordenadas
"*
Tres Reinas
32 50 41.00 Lat.S
70 9 43.00 Long.W
Cu
-
Yesera Juncal
32 52 31.96 Lat.S
70 2 13.95 Long.W
Yeso
Chorrillos
A
6**
**
R**
Referencias
VETA: N65°W/0°
GONZALEZ, 1930.
za
ESTRATIFORME:
NS/70°E
FLORES, 1940.
MOSCOSO, PADILLA y RIVAN0, 1982
32 53 19.00 Lat.S
70 9 39.00 Long.W
Cu
VETA: N65°E/ ?
GONZALEZ, 1930.
Marmoleras San Jo¬
sé y Sector Juncal
32 55 0.95 Lat.S
70 1 48.08 Long.W
Mármol
liza
ESTRATIFORME
VILA, 1953.
MOSCOSO, PADILLA y RIVAN0, 1982
San José
32 55 26.98 Lat.S
70 2 37.49 long .W
Caliza
(Carmela
y Eliana)
San José y Los Mo¬
rros
.
Tipo y orientación
Mena
Estero Mardones
Cajón de Chépica
Rio JuncaL
lio
-
Porti
Cu
-
-
Au
Cali¬
-
Ca¬
ESTRATIFORME
-
Ag
VETA: N75°W/55°S
N45°W/0° N10°W/35°W
GONZALEZ, 1930.
Alteración
Hidrotermal
MOSCOSO, PADILLA y RIVAN0, 1982
Alteración
Hidrotermal
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
**. sin ubicación en el mapa, sólo referencia.
ubicación dudosa.
*
30
sedimentarias muestran una clara componente volcanoclástica y en
donde las escasas intercalaciones de lutitas negras con restos
fósiles de vertebrados, ostrácodos y vegetales aparecen sólo en la
parte basa! de la formación, sugiriendo asi la retirada o escasa
importancia del ambiente marino en ese momento y el cual habría
desaparecido por colmatamiento a consecuencia del relleno de la
Cuenca Marginal Abortada neocomiana por las volcanitas y sus
derivados detríticos.
Formación LAS CHILCAS (THOMAS, 1958; PIRACES Y MAKSAEV, 1977 ; Enm.
este trabajo) .
Definición y relaciones estratigraf icas .
Herbert Thomas (1958) propuso definir como Formación Las
Chilcas a una secuencia volcanoclastica con marcada variación de
facies lateral que se apoya concordantemente sobre el miembro Ocoa
de la Formación Veta Negra y subyacente a una formación volcánica
con intercalaciones sedimentarias que denominó Formación Lo Valle.
La Formación Las Chilcas, según CARTER y ALISTE (1962), presenta una
parte superior mas sedimentaria y una parte inferior de carácter
volcánico y piroclástico, proponiendo estos autores utilizar el
término de Formación Las Chilcas sólo para la parte superior
proponiendo designar a la parte inferior Formación Cerro Morado.
PIRACES y MAKSAEV (1977) prefirieron la definición original de
THOMAS en razón de la gran variación lateral de facies y la
significación paleogeograf ica similar de toda la secuencia. Por las
(1982)
mismas razones GODOY
enfatiza el engrane entre las
formaciones Las Chilcas y Lo Valle (sensu THOMAS, op. cit.)
indicando que la discordancia previamente descrita entre ambas
unidades no es tal, sino que se trataria de una falla que pone en
contacto niveles diferentes de la Formación Las Chilcas.
En este trabajo, y de acuerdo con la descripción original de
THOMAS para la formación al norte del valle del Rio Aconcagua y de
acuerdo con GODOY (1982) que afirma la inexistencia de una
discordancia entre Las Chilcas y Lo Valle, se propone incluir en la
Formación Las Chilcas a las rocas asignadas a la Formación Lo Valle
que afloran en el sector Aucó-Cuesta de Chacabuco,
vista la
similitud de facies que presenta con la formación Las Chilcas al
norte del rio Aconcagua (sector de Putaendo - La Mostaza Alicahue) . No obstante la existencia de estructuras volcánicas
residuales con edades Oligoceno-Mioceno (Cerro Huechún, por ejemplo)
no permiten descartar la probable existencia de estratos mas nuevos
que los de la Formación Las Chilcas y que podrían haber sido
incluidos en ésta.
La Formación las Chilcas en su parte norte y oriental es
cubierta en discordancia angular por la Formación Salamanca (RIVANO
y SEPULVEDA, 1991) del Cretácico Superior, unidad que se destaca de
la Formación Las Chilcas por presentar un relieve mas abrupto. En
la mayor parte del área su límite superior lo constituye el actual
nivel de erosión.
Distribución, litología y espesor.
La Formación las Chilcas ocupa una extensión considerable de
72
la Hoja Quillota en una posición central y formando una gran franja
de afloramientos que coincide con gran parte de la Mediana Montaña.
su extensión sobrepasa los limites de la hoja ya que muestra
continuidad tanto hacia el norte como al sur (figura 2C) . Una de sus
características mas notables es su marcado color ro]izo a pardo
claramente predominante, 3si como su variabilidad litológica.
Estructuralmente, la Formación Las Chilcas, en su mitad
occidental, es monoclinal al este, con ligeros pliegues locales
amplios, en tanto que hacia el este adopta claramente una
disposición subhorizontal a horizontal que sólo se ve perturbada en
las cercanías de los cuerpos batoliticos de la Superunidad Illapei.
La litologia de la Formación Las Chilcas es marcada por
importantes y rápidos cambios de facies laterales y verticales; en
la unidad se reconocen desde coladas andesiticas hasta calcilutitas
aglomerados,
pasando
grises,
por
conglomerados
tobas,
y
paraconglomerados de diverso origen, areniscas, etc. En general la
estratificación es de buena a regular. Una de sus características
mas notables es su marcado color rojizo a pardo claramente
predominante, asi como su variabilidad litológica. En la parte
inferior de la unidad se distinguen de preferencia niveles de rocas
volcánicas con una distribución local y secuencias clásticas y
tobáceas que predominan ampliamente como sucede en el sector entre
Cerro Negro, Llay-Llay y San Felipe. Además, en este sector se nan
reconocido algunas intercalaciones de niveles calcáreos (AREVALO,
1992) de los cuales el mas superior tiene una gran extensión lateral
y que correspondería al miembro Nilhue de THOMAS (I960) .
Esta intercalación mas superior consiste en una secuencia de
unos 150 m de espesor, bien estratificada, de areniscas calcáreas
y calcilutitas grises a negras, a veces margosas, generalmente con
estructuras estromatoliticas (Lámina III, 1), areniscas calcáreas,
e intercalaciones de tobas (foto 11) . Este nivel forma una larga y
angosta franja sedimentaria en el borde oriental del cordón de La
Giganta (figura 22) en donde es posible observarla fuertemente
replegada y en contacto, en parte por falla inversa (foto 12), con
el plutón de Panquehue (Superunidad Illapei) .
También aflora de manera muy continua en el cordón de cerros
(cuesta Las Chilcas)
entre Llay-Llay y la estación Meiggs
extendiéndose hacia el sur en forma mas o menos continua por lo
menos hasta las canteras de Cemento Polpaico, mas allá del limite
sur de la Hoja. En este sector la franja de afloramientos corre
a lo largo de una falla inversa subvertical (Falla de El Carbón) que
la monta sobre conglomerados superiores (sector de la cuesta Las
Chilcas) . Al norte del valle del rio Aconcagua la franja se continua
pasando al este de Catemu hasta la localidad quebrada El Bosquial
y desde alli se continua hacia el norte, hasta el sector de la mina
Los Portales frente a Cerro Negro en donde se produce un rápido
cambio de facies desapareciendo los niveles calcáreos los que no
vuelven a aparecer hasta el sector de El Espino, al norte de Illapei
(RIVANO y SEPULVEDA, 1991) . Petrográficamente los niveles calcáreos
corresponden a biomicritas (lámina III) y micritas a veces
En general los niveles calcáreos muestran un
estromatoliticas.
contenido fosilifero que no es particularmente diagnóstico de su
edad, consistiendo en su mayor parte en algas y otros organismos
coloniales (espongiarios?) (lámina III) y en escasos gastrópodos
(lámina III) y pelecipodos pequeño, además de abundantes restos de
vegetales y restos óseos de vertebrados en muy mal estado de
73
áÉjplp&$
?i >
Foto 11. Detalle de una intercalación tooáceu en la secuencia calcárea de
la oarte media de la Formación Las Fulleas ce aprecia el greet;. mas
grueso; en la parte infera or estructuras estromatol :" .o a:
abundantes en .os niveles cu j. en reos .
Wipi
«aBWIÉÉMjB
Foto 12. Panorama fia o ia di u ;r desde la o, ir re- era era. re Lar. Felipe y
Llayiiay, sector del cordón la Giganta: ce aprecia jas capar;
subhori son talos o'e la Formación las Ghixcas que. al Llegar ai
contacto con el plutón de Parrquohuo r:e ron i i ega :. fuertemente
encontrándose en contacto por falla inversa cor, e .. gluten.
/4
conservación (Mina Cerro Negro) , todo io cual, si bien permite
caracterizar a estas facies no aportan mayores evidencias sobre su
edad.
La estratificación es buena y de 20 a 40 cm de espesor;
hacia la parte superior de esta franja aparecen delgadas
intercalaciones de areniscas tobáceas y de tobas de color rojizo
que van predominando hacia la parte superior para finalmente dar
paso a las areniscas gris - verdosas y conglomerados superiores.
El mejor lugar de exposición de esta franja es en la quebrada El
Bosquial. El espesor de esta franja es variable siendo en general
de 20 a 200 m aproximadamente.
El espesor medido en un perfil
realizado en la quebrada El Bosquial fue de 180 m (foto 13) .
Hacia el norte y hacia el techo de la unidad predominan las
facies volcánicas con un marcado carácter andesitico con
intercalasciones de volcarenitas y tobas; un buen ejemplo de la
litologia de esta parte de la unidad lo constituye el perfil del
morro El Gato (foto 14, figura 23).
En ese sector se tiene desde abajo hacia arriba en un perfil
parcial de las volcanitas superiores de Las Chilcas (figura 23) lo
siguiente :
Base: vclcanitas de la formación Las Chilcas
1- Mas .de 50 m de andesita de piroxeno gris-verdosa micro cristalina con
textura
fluidal intergranular formada por microlitoo grandes de
plagioclasa subcrientados y entrecrecidos con cristales de piroxeno de
tendencia poikilítica. aparecen yrénulos de magnetita y cuarzo
intersticial escaso. :.as amígda'.as están rellenas por un cerdo delgado de
cuarzo y el centro por zoolito. Aparece también clorita cono mineral de
alteración .
Figura 22. Esquema estructural explicativo de la foto 12, mostrando las
capas de la Formación Las Chilcas replegadas y en contacto por
falla inversa con el plutón de Panquehue.
75
Foto 13. Panorama nacía el sureste de la secuencia sedimentaria de la
parte media de la Formación Las Chilcas en la quebrada El
Bosquial. 3e aprecia hacia la izquierda de la panorámica la
secuencia de arenas, calizas arenosas y tobas de color ro ;o de la
secuencia sedimentaria marina para dar paso a ios niveles do
brechas y conglomerados volcánicos de la parte superior
W&S3Qtmñ&
III#
mmr.
4
Foto 14. Panorama hacia el norte del cordon del morro El Gato, se aprecian
los niveles volcario-sedimentarios , en tonos rojo y ocre, y los
niveles volcánicos en color gris.
76
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1:'
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i»
1600
I5C0
1400
1500
1200
Figura 23. Perfil litoestratigráf ico de la sección basal de el morro del
Gato (Formación Las Chilcas)
1.. Lavas andesiticas. 2.
Volcarenitas 3. Paraconglomerados 4. Conglomerados arenosos. 5.
Pórfido dacitico.
.
.
.
2- 1 a 2 m de volcarenita brechosa morada formada por lastos líticos y
fragmentos de feldespato mal redondeados, la composición do los Uticos es
andesítica, los granos están cementados por hematita lo que le da el color
a la roca.
rojos
350
m
sedimentos
de
compuesto
por
intercalaciones de
paraconglomerados, de esqueleto matriz soportado con clastos volcánicos de
5 a 12 cm, y areniscas y limolitas rojas
conqlomerádicas en bancos de 2 a 5m de potencia.
<1- 5 m de ar.desita gris verdosa similar a la ya descrita pero con textura
porfírica en donde destacan cristales de plagioclasa argillizados y
fracturados en una mas fundamental intergranular a intersertal en la que
destacan microlítos de plagioclasa, gránulos de piroxeno y pequeños
cristalitos de magnetita, en los espacios intersticiales se observa clorita
y mas escasamente, cuarzo. Se observan grandes playas de clorita en la roca
las que podrían corresponder a reemplazo de fenocristales
5- 275-300 m de una secuencia sedimentaria de color rojo-morado como la ya
descrita la que es cortada por un pequeño intrusivo de pórfido andesítico
perteriecieente a la Unidad San Lorenzo.
6- 120 m de iavas andésíticas de color gris verde con bandas de color rojo
orientadas al azar; corresponden a andesita de piroxeno con textura
porfírica con fenocritales de plagioclasa en una matriz igual a la de la
base del perfil, existe además de clorita y cuarzo intersticial calcita como
mineral secundario; los opacos son magnetita.
.
El espesor total medido de este perfil es de unos 502m
aproximadamente .
AREVALO (1992) ha realizado una completa descripción, análisis
e interpretación de las rocas epiclásticas del sector de Cerro
Negro-mina Portales la que puede tomarse como válida para toda
Lámina III. Fósiles y microfacies de la intercalación marina de la
Formación las Chilcas. 1. Estromatolito 2. aspecto al microscopio de las
calcilutitas de la formación La Formación Las Chilcas. 3, Porifera
(Spongiaria) ? . 4. Gastrópodo en tronco fósil, formación Las Chilcas sector
de Polpaico.
78
la unidad.
En la mitad sur de la hoja Quiiiota (Cuesta Las Chilcas,
Quebrada El Bosquial, ladera oeste del valle del ric Putaendo;
inmediatamente por sobre la franja de calizas y las areniscas que
las suceden, rápidamente se desarrollan en sucesión lateral y
vertical conglomerados v brechas gruesas los que a su vez gradan
hacia arriba y lateralmente hacia el norte a tobas, areniscas
tobáceas e ignimbrita ¿cidas a intermedias. La gran variabilidad de
facies reconocida en esta parte mas superior impiden reconocer un
lugar tipo aun cuando buenas exposiciones se encuentran en las
laderas oeste del valle de San Felipe - Los Andes y desde el valle
Putaendo hasta El Estero Los Ángeles
de
que
lo corta
transversalmente. Otra área de buena exposición es el valle de La
Mostaza que cae hacia Alicahue en donde es posible observar
ampliamente el desarrollo iitoiógico de esta parte de la unidad.
El espesor estimado en el sector de Cerro Negro-Llay-Llay para
la parte inferior de la uniaad (por debajo de la franja de calizas
de El Bosquial) es de 1500 m como minimo en tanto que el espesor de
la parte superior es estimado en unos 2000m lo que da un total
estimado de unos 3500m para la Formación Las Chilcas.
Esta unidad aparece depositada en un ambiente de llanura
aluvional a plataforna neritica somera delante de un frente
volcánico desde el cual llegaban los aportes de piroclásticos y
lavas los que eventualmente se depositaban intercalándose con los
sedimentos. Hacia el noreste del estero Los Angeles, asi como en
la cuesta de Chacabuco ei material volcánico adquiere un predominio
absoluto sobre el sedimentario.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación .
La Formación Las Chilcas tal como se define aqui constituye la
prolongación natural de la Formación Quebrada Marquesa de la Hoja
Illapel (31°-32°S) hacia el sur con la que se encuentra en
continuidad de afloramientos. Hacia el este en la hoja Portillo la
Formación Pelambres es el equivalente iitoiógico de la Formación Las
Chilcas de la cual es separada sólo por la traza de la Megafalla
Pocuro.
La edad de la Formación Las Chilcas en el área no está apoyada
por ningún dato paleontológico directo ya que los fósiles hasta
ahora recolectados en los niveles calcáreos no sen diagnósticos de
edad. La superposición concordante de esta formación sobre la
Formación Veta Negra supuesta, por autores anteriores, como de edad
Barremiano - Albiano y el hecho de encontrarse en los conglomerados
de la parte inferior clastos rodados de ocoitas, condujo a asignar
y aceptar erróneamente una edad Cretácico Superior para esta unidad
deshechando la idea, tempranamente expresada por THOMAS (1967), de
una probable edad Cretácico Inferior. Esta última idea se ha visto
apoyada últimamente por los resultados de dataciones radiométricas
obtenidas en intrusivos de la Superunidad Illapel (Plutón de
Panquehue) que cortan a esta formación en todo su espesor y que han
dado edades de 118 a 80 Ma (RIVANO et al., 1985) (ver TABLA 10).
Adicionalmente, BECK et al. (1990) han determinado que tanto las
volcanitas de la Formación Las Chilcas como las de la subyacente
Formación Veta Negra presentan una magnetización remanente que las
sindica como pertenecientes a la época de polaridad normal del
Cretácico Inferior alto (Hauteriviano - Albiano) hasta el Cretácico
79
Superior bajo (Cenomaniano - Turoniano) lo que es coincidente con
el rango de edades ya mencionadas. Mas recientemente, el hallazgo
y descripción de microfósiies en el sector de ias calizas de
Polpaicc, ai sur de la hoja Quillota (GALLEGOS, 1994; MARTINEZ y
GALLEGOS, en prensa) han permitido confirmar la edad Cretácico
Inferior para esta unidad.
Paieogeográf icamente la Formación Las Chilcas representa un
periodo de disminución de la actividad volcánica del Neocomiano; la
paleogeografía correspondería a un relieve acentuado que dió origen
a la generación y depositación de importantes volúmenes de flujos
detríticos transportados en masa (derrumbes, avalanchas, flujos de
barro, etc.), los que dieron origen a los variados tipos de rocas
clásticas alli presentes. Algunos de estos depósitos son claramente
laháricos, probablemente originados durante emisiones de flujos
piroclásticos , vista la relación de terreno que se observa entre
ambas facies. AREVALO (1992) describe facies de lahar subacuático
lahar subaéreo asociados a tobas en el sector de la mina Cerro
Negro. Las características litológicas y contenido fosilifero de los
niveles calcáreos: estromatolitos, espongiarios?, ostrácodos,
microfósiies indet., asi como la presencia de abundantes restos de
troncos, sugieren que ellos se depositaron en un ambiente marino
litoral-transicional de laguna costera somera con poco aporte
terrigeno sometido a fuerte insolación, como lo indica el gran
tamaño que alcanzan algunas oncolitas (> de 5 mm) . Ocasionalmente
llegaban hasta las lagunas depósitos piroclásticos (foto 12). La
abundante presencia de troncos fósiles en varios niveles sugiere
también una tierra firme cercana con vegetación abundante y un
(los
ie alta energia
aporte
sedimentos calcáreos muestran
similitudes litológicas, petrográficas y faunisticas muy marcadas
con el miembro inferior de la Formación Quebrada Marquesa en la Hoja
Illapel (sector de Cuesta El Espino) (RIVANO y SEPULVEDA, 1986) .
En conclusión la Formación Las Chilcas se habria depositado en
un ambiente subaéreo continental, con recurrencias episódicas de
influjos del ambiente marino costero somero, especialmente en su
mitad inferior; todo era dominado por un volcanismo intermedio a
ácido correspondiente a una etapa terminal del volcanismo del
Cretácico Inferior marcada por una mayor participación de material
piroclástico que en las etapas precedentes.
EL CRETACICO INFERIOR DEL SECTOR ORIENTAL.
Estratos RIO ALITRE
(RIVANO Y SEPULVEDA, 1986, 1991)
Esta unidad, ya descrita en la Hoja Illapel aflora solamente
en un pequeo sector en el extremo norte del area en la Hoja Portillo
apretada tectónicamente entre dos "losas" de la Formación Farellones
Figura 20) .
Estos afloramientos son la continuidad areal y natural de los
afloramiemntos que aparecen en la localidad tipo, su litologia es
la misma y corresponde a brechas tectónicas o cataclasitas cuyos
clastos corresponde a calizas (biorruditas y biocalcarenitas )
rodeados por una matriz escás compuesta por una mezcla de arcillas
(no determinadas) y calcita rnicrocristalina a f anerocristalina .
Por estar en continuidad areal con los afloramientos de la
Hoja Illapel y no presentar nuevos antecedentes remitimos al lector
80
ai texto de la Hoja Iliapel.
La edad estimada para estos estratos seria Cretácico Inferior.
Formación SAN JOSE (AGUIRRE, 1957; 1960;
ermi.
este trabajo)
Definición y relaciones estratigráficas .
Con esta denominación AGUIRRE (1960) designó a una secuencia
caicarea marina fosilifera que se extiende al oriente del Rio Juncal
en el limite con Argentina desde el portezuelo Navarro, por el norte
hasta el limite sur de la Hoja Portillo (Figura 20) . En el sentido
original de AGUIRRE esta unidad es concordante con la Formación
Lagunillas y subyace discordantemente a la Formación Abanico
(incorporada aqui en la Formación Pelambres; ver mas adelante); esta
ultima relación de contacto es en realidad un contacto concordante
ei que, en el extremo sur (quebrada Monos de Agua) es afectado por
una importante falla inversa (foto 15) . En este trabajo se incluye
además en la Formación San José las calizas del miembro inferior de
la Formación Lagunillas de AGUIRRE (1960) que aparecen muy cerca de
la frontera, en la quebrada Lagunillas y que muestran identidad de
facies con las calizas de la franja principal de la unidad,
apareciendo alli en el lado oriental del Accidente del Estero
Lagunillas que consiste en una falla inversa de cobertura que
permitió el ascenso, en parte diapirico del Yeso Principal.
La Formación San José sobreyace en concordancia depositacional
a la Formación Rio Damas en la ladera oriental del Cajón de San
José, a su vez es sobreyacida en concordancia por la Formación
Pelambres en la ladera occidental de los esteros Navarro y San José.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación San José aflora entre el portezuelo Navarro por
ei norte y el limite sur de la Hoja por el sur, alli aparece
intruida por granitoides terciarios los que interrumpen parcialmente
su continuidad hacia el sur de los 33°.
La litologia es fundamentalmente calcárea y corresponde a
calcarenitas y calcilutitas con algunas intercalaciones de
biorruditas, un tipo litológico especial lo constituyen algunos
niveles de intrabrechas calcáreas, probablemente de origen tectónico
(foto 16) y los niveles yesíferos y arenosos de la parte media de
la secuencia. En la parte norte de la franja de afloramientos, en
el Portezuelo Navarro, la unidad se presenta bastante completa
(figura 24, foto 17), alli se observan, apoyándose en concordancia
sobre areniscas y conglomerados rojos de la Formación Rio Damas:
Un primer espesor de algunas decenas de metros (50 a 80
de calcilutitas y pelitas calcáreas negras finamente
laminadas, con estructura de tapices algáceos, con
intercalaciones de areniscas verdes muy finas en la base
y que corresponderían a los últimos niveles de la
Formación Rio Damas.
- 150 a 200 m de niveles calcáreo-yesiferos con niveles
arenosos rojos con intracalastos de lutitas rojas y
grietas de secamiento en la parte media. Los niveles
arenosos corresponden a volcarenitas finas a media con
buena estratificación; les niveles calcáreos son
-
m)
81
Foto 15. Panorama hacia el norte en ±a ladera norte
del estero Monos de
Agua, mostrando el contacto por falla inversa entre las
calizas de
la Formación San José y las rocas voj-canoclásticas
de la Formación
Pelarais -es; se aprecian en rojo los contactos tectónicos.
Foto 16. Detalle de una de
las
brechas
tectónicas intercaladas en
el perfil de la parte
superior de la formación
San José en la ladera
occidental del cajón San
José .
82
Foto 17
.
Panorama del cordón fronterizo en el estero Navarro mostrando el
aspecto de la secuencia completa de la Formación San José. Comparar
con figura 24.
Portezuelo Navarro
Figura 24. Esquema explicativo de la foto 17, mostrando la secuencia de
la Fm. San José en el estero Navarro. 1. Pelitas negras. 2.
Calcilutitas negras. 3. Calcilutitas con yeso interestratificado 4.
Calcarenitas y calcirruditas fosiliferas. 5. Areniscas terrigenas.
6. Conglomerados. 7. Brechas volcánicas. 8. Volcanitas
.
33
biomicritas
a
biodismicritas con f oraminíf eros bentónicos,
(Miliolida sp.), ostrácodos, calcisferas, espiculas de esponjas y
bioclastos de bivalvos (lámina IV).
- Una parte superior de unos 130 a 150 metros de calcarenitas
grises a negras en bancos de hasta mas de 1 m de espesor y con
niveles coquinoideos .
Hacia el sur, por el estero San José, por efecto de la erosión
y el relleno del fondo del valle, sólo es observable la parte
superior fosilifera. Al llegar a la divisoria entre los esteros San
José y Monos de Agua la tectónica, que ha producido plegamientos y
sobrecorrimientos hacia el este (foto 15) (estero Monos de Agua),
oscurece la estratigrafía de la unidad. Un perfil parcial de unos
75 m levantados en la ladera oeste del cajón de San José, ilustra
la petrografía de los niveles calcáreos superiores (Figura 25), alli
se observan de abajo hacia arriba y a partir de los escombros de
falda:
1- 3 ra de calcilutitas masivas negras fosilíferas con bioclastos algáceos
(Solenopora
(lamina
y
de
sp.?)
V).
pelecipodos
quebrantados
Petrográficamente corresponden a biomicruditas dismicritizadas y con
(lámina
V)
de
cristales de dolomita
fantasmas
en los parches
pseudospariticos Los bioclastos corresponden a grandes fragmentos rotos
de pelecipodos y a abundantes calcisferas sp., algunas de ellas con forma
arriftonada; la matriz micritica fina aparece parcialmente recristalizada
en parches y venillas a microesparita y pseudosparita
2- 8 a 9 m de calcarenitas finas negras en bancos de 20 a 50 cm que gradan
en los últimos 3.5 m a calcilutitas negras fosilíferas, en parte fisibles,
que terminan en un banco de 1 m de calcilutita coquinoldea con restos de
pelecipodos y gastrópodos y de algas coloniales (Solenopora sp.?).
Petrográficamente corresponden a bio-intramicritas y onco-biomicritas algo
terrigenas y poco alteradas; los nivelees mas altos coquinoideos son
biodismicruditas
biopseudosparitas
con
bioclastos de
pelecipodos,
gastrópodos y probables valvas de ostrácodos; la matriz original era
micrita en todos los casos, en los niveles con oncolitas éstas corresponden
a intraclastos y bioclastos indeterminados rodeados usualmemnte de una sola
capa micrita y raramente mas de dos capas.
3- 1? m de calcarenitas muy finas gris oscura en bancos de 30 a 40 era con
niveles bioturbados (túneles de gusanos a los 6 m desde la base y con
bioclastos mayores y nódulos o concreciones en los últimos 10 m.
Petrográficamente corresponden a bio-oncodismicritas y bio-oncomicruditas
Los bioclastos mayores corresponden a pelecipodos y gastrópodos, en tanto
que los bioclastos menores son calcisferas sp. arriflonadas y fragmentos de
espinas de espongiarios calcáreos y restos indeterminados provenientes de
la desintegración de los bioclastos mayores, la matriz era originalmente
.
.
.
micrita.
4- un dique de 2.5 m de espesor andesitico.
5- 13 m de calcilutitas negras con estrati f icaciuón fina (hasta 5 cm) y con
risibilidad marcada en los primeros 7 m. A los 7 m desde la base aparece
un nivel de brecha intraclástica con clastos exclusivamente calcáreos la
matriz corresponde a una mezcla de arcilla y calcita fina de color
amarillento de alteración lo que unido a la fisibilidad presente por debajo
de ella y a la deformación existente regionalmente permiten sugerir que se
trate de una brecha de falla (cataclasita?) (foto 16) Petrográficamente las
calcilutitas corresponden a dismicritas mtraclásticas , los intraclastos
corresponden en gran medida a bioclastos muy finos indeterminables.
6- 5 a 6 m de una brecha igual a la anterior.
7- 1 m de caliza recristalizada (pseudosparita) sin trazas de fósiles.
8- 2 m de calcirrudita gris en bancos de 60 cm con bioclastos de
algáceos.
gastrópodos,
pelecipodos,
ostrácodos
y
fragmentos
Petrográficamente consisten a bio-pelseudosparitas empaquetadas. Además de
los bioclastos de pelecipodos y gastrópodos aparecen abundantes peloides
micrí ticos y placas de equinodermos.
9- 7 m de calcarenitas fosilíferas grises a negras en bancos de 20 cm, los
2 m básales corresponden a calcirruditas en bancos de 50 cm. Los fósiles
coquinoideas
roca.
aparecen dispersos
la
mas
en
con
pasadas
Petrográficamente,
corresponden
niveles
a
los
biobásales
intraesparruditas, en tanto que los mas altos son biodismicruditas . Los
bivalvos,
de
gastrópodos,
fragmentos
de
son
placas
equinodermos
bioclastos
y calcisferas y espiculas de esponjas en los niveles mas altos; los
intraclastos, micriticos, son abundantes en los niveles básales. La matriz
original era micrita, neomorfizada parcialmente a pseudosparita y
.
.
84
micrcspanta .
10- 13 in de calcilutitas negras a gris negro er. bancos métricos con
biociastos dispersos. Petrográficamente son dismicri tas fosiliferas o
intraciásticas con escasos fragmentos de tamaño mayor que arena gruesa, los
biociastos corresponden a fragmentos menores ce bivalvos, gastrópodos,
equinodermos y valvas de Ostracoda sp. En los últimos metros aparecen
grandes ostreidos.
I? I t i
22
I «I °,1
Figura 25. Columna
litoestratigráfica de
la parte superior de la
Formación San José en
la vertiente occidental
del estero San José (=
Fm. Agrio del Grupo
Mendoza ) . 1.
Calcilutitas 2.
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I
I
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g
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SE
.
.
Calcarenitas 3.
Calcirrudita . 4.
Calcilutitas
fosiliferas. 5.
Calcilutitas masivas
fosiliferas. 6.
Calcilutitas con
fisibilidad. 7. Brecha
calcárea, posiblemente
tectónica. 8. Filón
andesítico
10
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A todo lo largo del perfil se observan pequeños fragmentos
detríticos que consisten en fragmentos cristalinos de cuarzo y
feldespatos de tamaño arena muy fina a limo; algunos de los
feldespatos, con formas euhedrales, corresponden a albita la que
podria tener un origen diagenético. También se observan, a lo largo
del perfil, especialmente en los niveles mas finos pequeños
cristales euhedrales, rómbicos (lamina V) , que sugieren una fase de
dolomitización incipiente probablemente durante etapas de la
diagenésis temprana.
Este perfil corresponde a un sector de la parte superior de
la secuencia de la Formación San José.
En un perfil similar realizado en una cuchilla al norte de este
perfil, y en los mismos niveles, LOFORTE (LOFORTE y RIVANO,
inédito) reconoció entre otros fósiles (tabla 6) Olcostephanus sp.,
que indica la presencia del Valangíniano Superior, Pseudof avrella
garatei LEANZA y LEANZA, Lyticoceras australe LEANZA, Acanthodiscus
85
TABLA 6 LISTADO DE FOSILES RECOLECTADOS EN LA FORMACIÓN SAN JOSE
(PARTE SUPERIOR)
35
NUMERO LOCALIDAD EOSILIFERA
36
BIVALVIA
Andi trigonia c:". larrberti LEVY
*
Trigonia carinara AGASSIZ
*
Trigonia transitoria Steinmann (var. Quincucoensis
*
Weavwer)
Trigonia eximia PHILLIPI
*
Steinmanella (Transitrigonia) transitoria Steinmann
*
Cucullaea qabrielis Leyir.etie
*
Eriphyla araaritina aurckhardt
*
Isocardia koeneni BEHRENDSEN
*
Lucina lenfuensis Weaver
*
Panopea dupiniana D'ORBIGNY
*
Pecten cf. P. robinaldinus D'ORBIGNY
*
*
Pinna Robinaldina D'ORBIGNY
*
*
Pnoladomya qiqantea (SOWERBY)
Ptychomia sp.
*
Rutitrigonia agrioensis Weaver
*
GASTROPODA
Cerithium sp.
*
Harpaqodes sp.
*
Lissochilus so.
*
Nerinea sp.
*
Pleurotomaria sp.
*
Tylostoma iaworsky WEAVER
*
*
AMMONOIDEA
Acanthodiscus sp.
*
Acanthodiscus sp. aff. A. wickmanni GERTH
*
Acanthodiscus radiatus
*
Acanthodiscus cf. vaceki (NEUMAYR y UHLIG)
*
Cuyaniceras sp.
*
Lyticoceras australe aff. LEANZA Y WTEDMANN
*
Olcostephanus sp.
*
*
Pseudofavrella garatei LEANZA y LE.ANZA
Spiticeras sp.
*
VERMES
Serpula occidentalis LEANZA
*
86
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Pío
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Cajón de San José
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6
o
o
Calcilutiics negras
w
con yeso
o 6 C
•
O O
Calcilutitos,
imvolitas
7
o
8
areniscos y
roja 5
con yeso
o V oVo
(V « V »
Calc'iulitos grises
9
(O
con yeso
/
i3SÜ-J
U-rl-T-Z
\/
Colcilutilas y lutilas
negros con intervalos
de arenisca fina
Figura 26. Equivalencias litoestratigráficas entre la Formación San
José y el
Grupo Mendoza.
Lámina IV. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San
Jose. 1. Miliolidae sp.l. 2. Miliolidae sp. 2. 3. Calcisferas y posibles
espículas de espongiarios. 4 y 5. Bioclastos de Gastropoda indet. 6.
Espina de Equinodermo. 7 y 8. Microfacies de las biomicritas .
.
Lámina V. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San José.
1. Solenopora? sp. 2. Bioclastos de pelecipodcs quebrantados con
sobrecrecimiento de briozoos. 3. Cristales de Dolomita (algunos
reemplazados pseudomórficamente por calcita neomórfica) reemplazando la
mineralogía primaria prediagenética . 4. micrita fo3Ílifera.
89
cf. Vaceki (NEUMAYR y UHLIG) y Acanthodiscus radiatus, que indican
la presencia del Hauteriviano inferior (LOFORTE in LOFORTE y
RIVANO, inédito; .
Edad y correlaciones y condiciones de depositación .
AGUIRRE (1960), en base a determinaciones de la abundante y
variada fauna fósil
(cefalópodos, bivalvos y gastrópodos)
recolectada y estudiada por CORVALAN (1959) quien asignó la fauna
hallada a la zona de Spiticeras Damesi, estableció una edad
Valanginiano para la parte media de la secuencia. MOSCOSO et al.
(1982) le asignaron una edad neocomiana en general. Recientemente
(1990)
al.
RAMOS
et
equivalencias
han
la
establecido
estratigráf icas a ambos lados de la frontera chileno - argentina
entre la Formación San José y el Grupo Mendoza (figura 26) el que
constituye la prolongación ininterrumpida hacia el norte y en
Argentina de esta unidad.
En la base del Grupo Mendoza, en el lado argentino del
portezuelo Navarro han sido recolectados ammonoideos del Titoniano
Inferior - Medio : Choicensisphmctes choicensis (BURCKHARDT)
(LOFORTE IN LOFORTE y RIVANO) . Los fósiles recolectados en la parte
superior de la Formación San José completan entonces la ubicación
cronoestratigráf ica de la Formación San José, permitiendo asignarle
una edad Titoniano - Hauteriviano Inferior.
En este marco
estratigráf ico la Formación San José se correlaciona tanto
litoestratigráficamente como cronológicamente con el Jurásico
Superior - Cretácico Inferior marino de la Alta cordillera al sur
de Santiago (Formación Lo Valdés) y de mas al sur (Formación Baños
del Flaco), representando el mismo evento sedimentario. Hacia el
norte de la Hoja, en Chile, esta formación se correlaciona
litoestratigráficamente y sólo en parte cronoestratigráf icamente
con la parte inferior de la Formación Rio Tascadero (RIVANO y
SEPULVEDA, 1990) que tiene una edad atribuida en base a fósiles
entre el Berriasiano Superior y el Hauteriviano.
La franja de sedimentos marinos a la que pertenece la
Formación San José forma parte de una digitación hacia el norte de
la zona de depocentro del Neuquén activa desde el Jurásico. Resalta
de esta franja su natural avance transgresivo hacia el norte, hacia
donde la base es cada vez mas joven hasta llegar a la zona de
Ovalle - La Serena en donde el nivel estratigráf ico mas antiguo,
reconocido en su base, es el Berriasiano Superior (MPODOZIS, 1974;
RIVANO, 1975) . El ambiente depositacional mas recurrente a lo largo
de la franja, corresponde a un ambiente infralitoral neritico
caracterizado en su borde mas occidental por importantes aportes
clásticos que indican una actividad volcánica comtemporánea . La
presencia y tipos de fósiles, los que abundan en todos los niveles
y latitudes de esta franja sedimentaria, señalan condiciones
climáticas de mares poco profundos y de aguas templadas a cálidas
(presencia de corales, algas, espiculas de esponjas, etc) . La parte
inferior de la secuencia en el Portezuelo y Estrero Navarro,
constituida por calcilutitas negras con laminación algácea (algal
Mats) indica condiciones de depositación litoral. Los niveles
yesíferos, intercalados con niveles de calcilutitas negras fétidas
con estructuras algáceas que aparecen en la parte media de la
Formación San josé (foto 17), indican claramente un ambiente de
sabkha a zona supralitoral , lo que es apoyado por la presencia de
90
los niveles de areniscas rojizas de la parte media con sus pasadas
de intraclastos de iutitas rojas (foto 17) y grietas de secamiento
junto con el yeso intercalado, ademas la incipiente dolcmitización
observada en algunos cortes de la parte superior (lamina V) apoyan
lo anterior. Sólo la parte superior de la secuencia de la Formación
San José,
muestra
condiciones de depositación francamente
sublitorales .
Formación CRISTO REDENTOR (AGUIRRE, 1960)
Definición y relaciones estratigráficas .
AGUIRRE (1960) definió como formación Cristo Redentor a una
secuencia de sedimentitas terrigenas de color rojo predominante que
aflora en el lado argentino de la frontera en el sector del Cristo
Redentor y que en Chile se presenta sólo en el sector fronterizo
formando una área triangular reducida (figura 20)
AGUIRRE (op.
cit.) describe el contacto basal de esta secuencia como concordante
con la Formación San José en Argentina; en tanto que en su techo
seria sobreyacida en discordancia por la Formación Abanico (=
Formación Pelambres, en este trabajo)
RAMOS et al. (1990) han
considerado que los contactos de la Formación Cristo Redentor en
Argentina y Chile, en el sector fronterizo son tectónicos, y sólo
en Argentina, al norte del Rio Las Cuevas, es posible observar el
contacto concordante transicional entre las formaciones San José
(=Grupo Mendoza) y Cristo Redentor. En este trabajo, dadas las
dificultades de acceso al sector fronterizo y a las deformación
existente en el área no fue posible acceder al contacto superior,
por lo cual se ha preferido exponer en el mapa sólo el área de
afloramiento .
.
.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación Cristo Redentor aflora en el lado chileno en el sector
del Cristo Redentor (Paso La Cumbre) formando un área triangular de
unos 1,5 Km2 de extensión con un manteo general hacia el oeste lo
que, dada la inclinación de las laderas a favor del manteo
dificulta el levantamiento de buenos perfiles. La litologia
corresponde a niveles de volcarenitas y conglomerados finos a
medios intercalados con niveles de calcilutitas y areniscas
calcáreas con frecunets estructuras estromatoliticas . Cerca de la
frontera aparecen niveles de areniscas verdes los que corresponden
a volcalitarenitas de tamaño medio a grueso con matriz (~10%)
arcillosa alterada totalmente a clorita; en algunos sectores
aparece cemento calcáreo de reemplazo. Los niveles rojos clásticos
corresponden a volcarenitas y/o volcarruditas, de acuerdo con el
tamaño del grano, frecuentemente con matriz y cemento calcáreos.
Los niveles calcáreos corresponden a micritas y dismicritas
terrigenas (lámina VI) con fragmentos finos a muy finos de cuarzo,
volcánico;
fragmentos
y
feldespato
Uticos
origen
de
ocasionalmente, estos niveles finos muestran pasadas de areniscas
calcáreas (lamina VI) y niveles estromatolíticos (lamina VI) . El
contenido fosilifero es escaso y aparte de los niveles de algas
estromatoliticas y en escasos restos de ostrácodos y bioclastos
indeterminados no hay restos identif icables . De modo muy similar a
91
MSI
mm
mmm
92
algunos niveles de la Formación San José, se pueden apreciar en
algunos cortes transparentes, que la matriz micritica presenta
pequeños intraclastos redondeados de tamaño uniforme que sólo se
distinguen mejor cuando la micrcesparitización de la matriz
original es mayor. Algunos niveles calcáreos de color amarillento
corresponden al microscopio dolomicroesparitas .
El espesor estimado por AGUIRRE para la secuencia en Chile es
de unos 1.800 m a base de la interpretación de fotos aéreas,
espesor; en Argentina, MUSSINI (in RAMOS et al., 1990) ha calculado
un espesor máximo de 550 m que parece a los autores del presente
trabajo mas ajustado a la realidad.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación.
Esta unidad no contiene otros restos fósiles que los
descritos, por lo cual su ubicación cronológica sólo puede ser
establecida litoestratigráf icamente por sus relaciones de contacto
con las unidades infra y suprayacente . La secuencia, por apoyarse
en Argentina concordantemente sobre el Grupo Mendoza, al norte de
Las Cuevas, y siendo el grupo Mendoza equivalente de la Formación
San José, la edad máxima para la Formación Cristo Redentor seria
Hauteriviano Inferior que es la edad de la parte superior de la
infrayacente Formación San José. La edad minima es mas difícil de
establecer ya que las relaciones de contacto con la Formación
Pelambres no son claras, sin embargo, dado que su ubicación
litoestratigráf ica mas probable es entre las formaciones San José
y Pelambres su edad mínima difícilmente será mas alta que la edad
mínima estimada para la Formación Pelambres, esto es, Barremiano.
Una posibilidad a considerar es que esta unidad representaría un
cambio de facies lateral para la parte alta de la Formación San
José, lo que en parte por las condiciones de depositación somera
que presenta la Formación San José, por otra parte, las
intercalaciones marinas que aún subsisten en la parte inferior de
la suprayacente Formación PELAMBRES, al norte del Rio Aconcagua, en
el sector fronterizo y que muestran claras recurrencias del
ambiente litoral-nerítico. En consecuencia los autores proponen
para esta unidad un rango de edad amplio entre el Hauteriviano y el
Barremiano, aun cuando consideran su edad mas probable como
Hauteriviano .
La Formación Cristo Redentor Ha sido considerada como una secuencia
subaérea continental (AGUIRRE, I960) y a lo mas "lacustre en base
a que grada a un ambiente fluvial de alta energía con episodios de
sedimentación lahárica" (sic MUSSINI, in RAMOS et al., 1990). Sin
embargo en opinión de los autores la presencia de bioclastos de
ostrácodos, de niveles estromatolíticos y de niveles dolomíticos,
mas que un ambiente lacustre sugiere un ambiente de sabkha costera
a litoral regresivo que hacia arriba grada a un ambiente fluvialcontinental .
Lámina VI. Macrofacies y microfacies de los niveles estromatolitico3 de
la Formación San José. 1. Microfacies de los niveles estromatolíticos. 2.
Detalle de las pasadas arenosas. 3 y 4. Aspectos general de los
afloramientos con estromatolitos de la Formación Cristo Redentor.
93
Formación PELAMBRES (RIVANO Y SEPULVEDA, 1986; 1990)
.
Definición y relaciones estratigráf icas .
Esta unidad ha sido definida por RIVANO y SEPULVEDA (1990) en
el sector del estero Pelambres - rio Totoral, en la cordillera de
Salamanca como una potente secuencia volcanoclástica sedimentaria
compuesta por lavas, brechas y conglomerados andesiticos, tobas y
areniscas, fueretmente replegada y que afloran en una amplia franja
norte - sur a lo largo de la Cordillera Principal. Estas mismas
caracteristicas se registran en la Hoja Portillo, en donde los
afloramientos asignados a esta unidad se muestran en continuidad
areal y de afloramiento con los afloramientos de la Formación
Pelambres de la Hoja Illapel. Se han incluido ademas en esta
unidad, también por evidente continuidad areal, los afloramientos
de rocas volcanoclásticas y sedimentarias que afloran al sur del
valle del rio Aconcagua y que AGUIRRE (1960) incluyó en la
Formación Abanico demostrándose asi la equivalencia total entre
ambas formaciones entre los 32°-33°. Se excluye expresamente la
Formación Cristo Redentor (AGUIRRE, 1960) por constituir ella una
facies característica que la hace fácilmente reconocible, aún
cuando mas al norte de la localidad tipo se han reconocido facies
similares en la Formación Pelambres. La Formación Pelambres es
concordante con la Formación San José, contacto que sólo puede
observarse en el cajón homonimo toda vez que gran parte de la base
de la unidad se encuentra aflorante en el lado argentino de la
frontera. En algunos sectores el contacto normal es afectado por un
fallamiento inverso como ocurre en el estero Monos de Agua o en el
extremo norte de la Hoja Portillo (figura 20) . En su techo está en
(RIVANO y
contacto discordante con la Formación Salamanca
SEPULVEDA, 1990) del Cretácico Superior.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación Pelambres se distribuye de norte a sur en la Hoja
Portillo (figura 20) abarcando gran parte del sector oriental en
donde es afectada por numerosos pliegues y fallamiento inverso. Su
limite oriental lo constituye en general la frontera con Argentina
y su limite occidental es la megafalla Pocuro que la pone en
contacto con la Formación Las Chilcas con la cual comparte
similitudes litológicas y condiciones de depositación asi como una
ubicación litoestratigráfica similar.
La Formación Pelambres está constituida principalmente por
rocas sedimentarias clásticas y por rocas tobáceas finas a medias,
normalmente retrabajadas, con intercalaciones de lavas en la parte
inferior a media y de rocas calcáreas en la parte inferior. En
general la estratificación es marcada lo que resalta notoriamente
las estructuras deformativas .
La secuencia se presenta con una actitud general monoclinal
al oeste, pero afectada por un plegamiento moderado que se hace mas
intenso (foto 18) hacia el oeste llegando a desarrollarse
importantes cabalgamientos, lo que unido a la falta de buenos
niveles-guia no permite efectuar una columna litoestratigráfica
detallada, sin embargo ha sido posible reconocer las facies que la
componen asi como la distribución general de éstas.
Las lavas, que al norte de los 32° (Hoja ILLAPEL) desempeñaban
94
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Foto 18. Panorama
de detalle hacia el
sur del flanco
oriental del
anticlinal del
cerro Juncal.
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Foto 19. Aspecto de
los niveles
calcáreos
fosiliferos
intercalados entre
los niveles de
9PHM
conglomerados en la
Formación Pelambres
en el sector del
paso de Los
Contrabandistas
(nacientes de
estero La Cañada)
.
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96
Uíril:
cierto rol de consideración en la unidad, aqui pierden
importancia, de manera que a partir de las nacientes del rio Rocin
hacia el sur, las lavas son reemplazadas parcialmente per
conglomerados, brechas volcánicas andesiticas; éstas ultimas hacia
el sur se hacen cada vez menos importantes pasando a desempeñar un
rol preponderante los niveles de tobas arenosas, volcarenitas, y
microconglomerados En general las lavas son porfiricas con grandes
fenocristales de plagioclasa (entre 1 a 4 mm) con sericitización
frecuente y, mas raramente con fenocristales de ferromagnesianos,
generalmente de anfibola clcritizada; la matriz tiene texturas
desde intragranular a pilotaxitica y en algunas muestras es posible
observar una matriz ferruginosa con microlitos de plagioclasa. La
alteración principalmente cloritica y sericitica es mas fuerte en
la parte inferior de la secuencia, siendo especialmente intensa en
las lavas intercaladas con los niveles carbonatados.
Las tobas son, en su mayoria, tobas andesitico-daciticas
liticas finas con cristales de plagioclasa y escaso cuarzo el que
muestra bordes de reacción con la mesostasis silicea recristalizada
a un agregado de silice muy fino, microlitos de plagioclasa
suborientados pueden aparecer en la mesostasis, como mineral de
alteración principal aparece clorita (4%) y calcita la. que forma
relleno de vetillas. Muchos niveles descritos macroscópicamente
como tobas, al microscopio muestran ser tobas retraba jadas
En el sector fronterizo aparecen facies sedimentarias en lo
que seria la parte media de la secuencia (foto 19) en donde es
posible reconocer conglomerados, areniscas y calizas, generalmente
micriticas con estromatolitos, oncolitas y escasos fósiles de
pelecipodos y gastrópodos no diagnósticos, en algunos niveles
aparecen delgados niveles de yeso de no mas de 5 cm de espesor.
Hacia el oeste, las intercalaciones de niveles sedimentarios
carbonatados son mas escasas y las intercalaciones sedimentarias
adquieren un carácter mas continental.
En el sector de la subida al Paso de los Contrababndistas ,
en el Estero de La Cañada se puede apreciar una secuencia
sedimentaria carbonatada intercalada entre los sedimentos ruditicos
continentales (foto 19); alli las facies carbonatadas corresponden
a micritas, dismicritas y pseudoesparitas extraclásticas, poco
fosiliferas, a excepción de una muestra en la que aparceieron dos
secciones de foraminiferos grandes (lámina VII); los extraclastos,
en su mayoria son fragmentos cristalinos angulosos de cuarzo y
feldespato muy fresco este último, de tamaño arena fina a media,
generalmente bien secleccionados (lámina VII)
Otra facies, mas
gruesa, está representada por calcirruditas de colores grises a
rojizos que corresponde a bioextrapseudosparruditas en donde los
extraclastos, tan abundantes como hasta un 30%, son fragmentos
un
.
.
.
cristalinos y/o volcánicos, la matriz original está toda
recristalizada a pseudosparita y los bioclastos, de tamaño
conglomerado fino a grande aparecen como restos rellenos con
cemento esparitico de origen primario (Lámina VII) y corresponden
Lámina VII.
Detalles de las microfacies de los niveles carbonatados
intercalados en la Formación Pelambres: 1 y 2. Sección de foraminifero,
de gran tamaño. 3. Tipo de extraclastos predominantes en los niveles
calcáreos, se pueden apreciar sus formas angulosas y el escaso o nulo
retrabajamiento (lluvia de piroclastos) 4. Estromatolitos.
.
97
a moldes internos de pelecípodos y gastrópodos, casi siempre
completos. Las facies clásticas corresponden a volcarenitas y
volcarruditas finas a gruesas, generalmente con poca matriz y con
cemento calcáreo o silíceo; en algunos niveles más gruesos y
siempre cerca de la transición con los niveles carbonatados
subyacentes es frecuente observar la presencia de clastos
carbonatados (intraclastos ) . Entre las facies clásticas y las
carbonatadas existe toda una gradación de composición.
El espesor de la formación Pelambres no ha podido ser medido
directamente por las razones arriba mencionadas, sin embargo su
extensión abarcando prácticamente todo el sector de la Cordillera
Principal al este de la Megafalla Pocuro y los desniveles
topográficos que muestra en sus afloramientos, sugieren espesores
de por lo menos 4.000 a 5.000 m, descartando las posibles
repeticiones tectónicas en el sector fronterizo. AGUIRRE (1960)
midió un espesor minimo de 3.610 m.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación
.
En la Hoja Portillo la Formación Pelambres no presenta un
contenido fosilifero diagnóstico, los escasos fósiles recolectados
en la parte oriental sólo señalan una edad Cretácico en general. La
Formación Pelambres ha sido considerada en la Hoja Illapel de edad
(RIVANO y
1990)
Cretácico Inferior
SEPULVEDA,
a base de
consideraciones litoestratigráf icas : estas consideraciones son
válidas también en la Hoja Portillo, aun cuando, la edad máxima,
por sobreyacer a capas del Hauteriviano Inferior (Formación San
José) (RAMOS et al., 1990) debe ser considerada como Hauteriviano
Inferior. Por otra parte la Formación Pelambres seria el
equivalente litoestratigráf ico del conjunto de las formaciones Veta
Negra y Las Chilcas (este trabajo), siendo esta última considerada
de edad esencialmente Cretácico Inferior (RIVANO et al. 1986) lo
que se ha confirmado actualmente con los trabajos de GALLEGOS
(1994) y MARTINEZ y GALLEGOS (1994) en el área de Polpaico quienes
la ubican entre el Neocomiano alto y el Albiano.
La Formación Pelambres, hacia el sur de la Hoja Portillo se
muestra en continuidad areal, con identidad de facies y continuidad
estructural, con la Formación Abanico de la cordillera frente a
Santiago.
La Formación Pelambres constituirla entonces la continuidad
sedimentaria y depositacional hacia el este de la Formación Las
Chilcas, completando asi el esquema de una amplia area con
predominio de depositación predominantemente subaérea, continental,
dominada por una marcada erosión de relieves volcánicos previos
(Veta Negra, Lo Prado, etc.) y con una actividad efusiva y
piroclástica la que se hace mas importante hacia la parte superior
de la secuencia. En este ambiente, de características geotectónicas
propias de una región en extensión, y posiblemente mas relacionados
a cambios eustáticos en el nivel general de los oceános que a
tectogénesis, ocurrieron las últimas ingresiones marinas hacia la
parte media de la secuencia, las que fueron de poca extensión y en
condiciones muy someras; estas ingresiones podrían marcar la mayor
extensión del mar del Cretácico Inferior (HALLAM, BIRO y PEREZ,
1986) en el ámbito cordillerano, antes de la retirada definitiva
del
marino,
ambiente
y
pueden
correlacionarse
litoestratigráficamente con los niveles sedimentarios carbonatados
98
70 -60km
Eip«»or < 10 km
-
70 00km
Figura 27. Esquema del probable dispositivo paleogeográfico-estructural
durante el Cretácico Inferior.
A. Probable d ÿpositivo de cuenca en extensión con corteza delgada
(fundamentalmente Berriasiano-Barremiano? )
B. Probable estructura del dispositivo paleogeográf ico durante
el Barremiano?-Toarciano Inferior?. Modelos no a escala.
.
99
que aparecen en la Formación Las Chilcas entre la mina Portales y
Polpaico, al sur de la Hoja.
CONCLUSION GENERAL DEL CRETACICO INFERIOR.
El ciclo sedimentario del Cretácico Inferior se inicia en
realidad hacia el Jurásico terminal (Kimmeridgiano Superior Titoniano Inferior) con la depositación de las areniscas rojas de
la formación Tordillo que constituirán el basamento de la
transgresión del Titónico-Neocomiano después de un episodio marino
generalizado en las zonas externas del orógeno (Cuenca Aconcagüino
Neuquénica) y marcado por una importante actividad volcánica
lávica, muy intensa en el borde pacifico y menos marcada hacia el
este, de modo que se hace dificil precisar la existencia de un arco
volcánico (figura 27), se produce en forma generalizada a partir
del Neocomiano alto (Hauteriviano? a Barremiano) la retracción del
ambiente marino y un cambio en el regimen volcánico, desapareciendo
paulatinamente las lavas para ser reemplazadas, de una manera
generalizada, por una activida de tipo explosivo dando origen a
depósitos de tobas e ignimbritas. Tales cambios deben ser
relacionados probablemente a cambios importantes en el régimen de
subducción del borde pacifico de Sudamerica o también, lo que
parece mas probable a un espesamiento de la corteza producido por
la misma acumulación de los depósitos volcano-sedimentarios
productos del volcanismo del Cretácico Inferior.
-
100
EL CRETACICO SUPERIOR.
Jucción .
EL Cretácico Superior está representado solamente por la
:r. ción Salamanca, expuesta en la zona centro oriental de las
Quillota - Portillo (figura 28), principalmente hacia el
rte del area. Es una época de fuerte actividad volcánica efusiva
c racter andesitico y en ambiente continental.
rruación SALAMANCA (RXVANO y SEPULVEDA, 1991) .
ifinición y relaciones estratigráficas
.
La Formación Salamanca ha sido definida en la Hoja Illapei
íorte de los 32° L.S.) como una secuencia volcanosedimentaria
r.v uesta por lavas, tobas, brechas volcánicas andesiticas a
ac" ticas, con intercalaciones rioliticas y que hacia la base, en
u parte occidental, presenta importantes niveles de conglomerados
reniscas. En ella se han distinguido dos miembros : uno
nÿerior, miembro SANTA VIRGINIA, principalmente conglomerádico
renoso y reducido a los afloramientos mas occidentales, y uno
u_ jrior, miembro RIO MANQUE, andesitico a dacitico de gran
:x+-ensión areal. En el area de las Hojas Quillota - Portillo la
'oÿmación Salamanca se presenta con un carácter marcadamente mas
re' cánico con un miembro inferior reducido a tan sólo algunos
íiveles de areniscas y conglomerados el que se observa sobre todo
2r, los afloramientos al sur de
Alicahue, en el camino de acceso a
L< mina Rio Grande, entre las quebradas Los Maitenes y Las Canchas
(foto 20 y figura 29)
Su base la constituye el contacto
pe .udoconcordante y de erosión sobre las unidades mas antiguas del
Cÿtácico Inferior (Formación Las Chilcas y Formación Pelambres) y
soore formaciones el Jurásico y Cretácico en la parte occidental de
1 Hoja Quillota en el extremo norte; su techo lo constituye la
d; scordancia angular y de erosión en la base de la Formación
.
Farellones en el borde oriental de la Hoja Quillota y en el ámbito
c la Hoja Portillo o, en otros sectores, la actual superficie de
erosión .
r stribución, litologia
y espesor.
La Formación Salamanca aparece principalmente en la mitad
irte del area ocupando una posición centro oriental, situándose en
el limite entre las Hojas Quillota y Portillo; en general se
ÿ
y
y
braquisinclinales
suaves
amplios
formando
¡.resenta
raquianticlinales con flancos que mantean entre subhorizontales a
no mas de 20°; la dirección general de los pliegues y el rumbo de
as capas es NNO. En el extremo norte en un area muy reducida,
"bicada en el limite con las Hoja Illapei, en el area del Co.
vizcachas (figura 28), la Formación Salamanca aparece en neta
.iscordancia angular y de erosión sobre el Jurásico Medio a
Superior indiferenciado y sobre la Formación Lo Prado (Neocomiano) :
alli la base de la Formación son lavas andesiticas subhorizontales.
(In el sector de Petorca - Pedernales (figura 28), asociada a la
formación Salamanca aparece una estrucura circular de unos 14 a 15
xm de diámetro constituida por un dique anular muy continuo (Unidad
1
101
Wrtg Pp*o Lot Uortío i
P\jv3 deVttle Mcrmavj
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UAIll*
PovxJib »>tw
Figura 28. Distribución del Cretácico Superior (Fm. Salamanca) en las Hojas Quillota-Portillo
.
San Lorenzo) y asociado al cual aparecen tobas de lapilli daciticas
y lavas y brechas andesiticas que indican o sugieren la existencia
de restos de una caldera volcánica muy erodada (CAMUS et al., 1986)
y discordante sobre las unidades mas antiguas. En el sector de la
confluencia entre el Rio Rocin y su afluente principal el rio
Hidalgo es posible apreciar en la ribera NW el contacto basal de la
Formación Salamanca sobre la Formación Pelambres que, a su vez, es
sobreyacida discordantemente por la Formación Farellones (foto 21
y figura 30) . El miembro inferior o su equivalente sólo se reconoce
claramente al sur de Alica'nue en el cordón que separa las quebradas
Los Maitenes por el norte de la Quebrada Las Canchas por el sur, a
unos 1350 msnm. Alli se observa una secuencia compuesta por (foto
20 y figura 29) :
Base no expuesta:
- 30 m de volcarruditas monomicticas gruesas con
ciastos andesítico redondeados, do 5 a 15 c.o (foto 23) dispuestos en
una matriz de volcarenita gruesa; Estos conglomerados de aspecto
masivo, con mala o ninguna estratificación, son la base de
10 m de volcarenitas gruesas gris rojiías dispuestas en bancos de
5 a 10 cm, sequidas a su vez por
- 10 a 15 m de areniscas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm con
Intercalaciones de fangolitas rojas en capas finas de no mas de 2mm
de espesor. Las volcarenitas tienen similar composición que las
-
arriba descritas.
Sobre esta secuencia, que representa el miembro inferior de la
Formación Salamanca, siguen hacia arriba los niveles de lavas
andesiticas grises y potentes caracteristicos del miembro superior.
La secuencia basal (miembro inferior) sobreyace
pseudoconcordantemente a niveles de tobas de lapilli y brechas
tobáceas finas de la subyacente Formación Las Chilcas; sobre las
areniscas y conglomerados básales.
La litologia del miembro superior es esencialmente volcánica con
abundancia de lavas las que son casi siempre masivas, de colores
grisáceos, en contraposición al predominio de los tonos rojos de las
formaciones Las Chilcas y Pelambres. La textura es normalmente
porfiricas, con f enocristales de plagioclasa sericitizados y/o
argilizados muy finamente, y, mas raramnete aparecen fenocristales
de anfibola, generalmente de menor tamaño que los feldespatos; no se
aprecia
mesostasis
cuarzo cristalino.
generalmente
es
La
microgranular , traquitica y hasta pilotaxitica .
La Formación Salamanca aparece intruida por numerosos intrusivos;
los mas occidentales pertenecen a la franja de la Superunidad Cogoti
(Paleógeno) y los mas occidentales a la Superunidad Rio Chicharra
(Mioceno); ademas numerosos otros pequeños intrusivos: lacolitos,
filones manto y diques de edad miocena y relacionados a la Formación
Farellones cortan a la Formación Salamanca. En el sector entre el
Rio del Valle y cajón de Pedernales la unidad es afectada por una
fuerte alteración hidrotermal (zona de las Lomas Amarillas)
probablemente relacionada a la megafalla Pocuro.
Él espesor estimado por los autores de este trabajo para la
Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de
afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m.
Dicha estimación se basa sobretodo en los espasores estimados para
la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32°S)
El espesor estimado por los autores de este trabajo para la
Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
.
103
San Lorenzo) y asociado al cual aparecen tobas de lapilli daciticas
y lavas y brechas andesiticas que indican o sugieren la existencia
de restos de una caldera volcánica muy erodada (CAMUS et al., 1986)
y discordante sobre las unidades mas antiguas. En el sector de la
confluencia entre el Rio Rocin y su afluente principal el rio
Hidalgo es posible apreciar en la ribera NW el contacto basal de la
Formación Salamanca sobre la Formación Pelambres que, a su vez, es
sobreyacida discordantemente por la Formación Farellones (foto 21
y figura 30) El miembro inferior o su equivalente sólo se reconoce
claramente al sur de Alicahue en el cordón que separa las quebradas
Los Maitenes por el norte de la Quebrada Las Canchas por el sur, a
unos 1350 msnm. Alli se observa una secuencia compuesta por (foto
20 y figura 29) :
.
Base no expuesta:
- 30 m de volcarruditas monomicticas gruesas con
clastos anees itico redondeados, de 5 a 15 cm (foto 23) dispuestos en
una matriz de volcarenita gruesa; Estos conglomerados de aspecto
masivo, con mala o ninguna estratificación, son la base de
- 10 m de volcarenitas gruesas gris rojizas dispuestas en bancos de
5 a 10 cm, sequidas a su vez por
- 10 a 15 m de areniscas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm con
intercalaciones de fangolitas rojas en capas finas de no mas de 2mm
de espesor. Las volcarenitas tienen similar composición que las
arriba descritas.
Sobre esta secuencia, que representa el miembro inferior de la
Formación Salamanca, siguen hacia arriba los niveles de lavas
andesiticas grises y potentes característicos del miembro superior.
La secuencia basal (miembro inferior) sobreyace
pseudoconcordantemente a niveles de tobas de lapilli y brechas
tobáceas finas de la subyacente Formación Las Chilcas; sobre las
areniscas y conglomerados básales.
La litologia del miembro superior es esencialmente volcánica con
abundancia de lavas las que son casi siempre masivas, de colores
grisáceos, en contraposición al predominio de los tonos rojos de las
formaciones Las Chilcas y Pelambres. La textura es normalmente
porfiricas, con fenocristales de plag.ioclasa sericitizados y/o
argilizados muy finamente, y, mas raramnete aparecen fenocristales
de anfibola, generalmente de menor tamaño que los feldespatos; no se
aprecia
cuarzo
generalmente
cristalino.
mesostasis es
La
microgranular, traquitica y hasta pilotaxitica .
La Formación Salamanca aparece intruida por numerosos intrusivos;
los mas occidentales pertenecen a la franja de la Superunidad Cogoti
(Paleógeno) y los mas occidentales a la Superunidad Rio Chicharra
(Mioceno); ademas numerosos otros pequeños intrusivos; lacolitos,
filones manto y diques de edad miocena y relacionados a la Formación
Farellones cortan a la Formación Salamanca. En el sector entre el
Rio del Valle y cajón de Pedernales la unidad es afectada por una
fuerte alteración hidrotermal (zona de las Lomas Amarillas)
probablemente relacionada a la megafalla Pocuro.
El espesor estimado por los autores de este trabajo para la
Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de
afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m.
Dicha estimación se basa sobretodo en los espasores estimados para
la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32°S) .
El espesor estimado por los autores de este trabajo para la
Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
103
Foto 20. Panorama hacia el sur por el camino de acceso a la mina Rio
Grande, sector de la Mostaza-Alicahue . Se ven los niveles
sedimentarios gruesos y finos de la parte basal de la Formación
Salamanca. La figura 29 explicita la panorámica.
s
v
Figura 29. Esquema explicativo de la foto 20, parte basal de la Formación
Salamanca en el sector de Alicahue. 1. Conglomerados derivados de
material volcánico. 2 Volcarenitas gruesas gris-rojizas en bancos
de 5-10 cm. 3. Volcarenitas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm
.
104
Foto 21. Panorama general hacia el NNW del sector de la confluencia del
rio Hidalgo con el rio Rocin. Se aprecian capas de la Formación
Pelambres que se hunden hacia el este, en tanto que sobre ellas
se dispone, localrnente discordante, una secuencia volcánica
(Formación Salamanca ?); en la parte superior, marcada por una
secuencia de color claro se aprecia la Formación Farellones
discordante sobre el conjunto. La figura 30 explicita lo anterior.
NNW
Discordancia
Figura 30. Esquema expl
explicativo de la foto 221
1 mostrando las relaciones
1as Formaciones Pelambres, Salamanca y
discordantes entre las
Farellones en el sector del Rio Rocin-Estero Hidalgo.
105
sedimentarias muestran una clara componente volcanoclástica y en
donde las escasas intercalaciones de lutitas negras con restos
fósiles de vertebrados, ostrácodos y vegetales aparecen sólo en la
parte basa! de la formación, sugiriendo asi la retirada o escasa
importancia del ambiente marino en ese momento y el cual habría
desaparecido por colmatamiento a consecuencia del relleno de la
Cuenca Marginal Abortada neocomiana por las volcanitas y sus
derivados detríticos.
Formación LAS CHILCAS (THOMAS, 1958; PIRACES Y MAKSAEV, 1977 ; Enm.
este trabajo) .
Definición y relaciones estratigraf icas .
Herbert Thomas (1958) propuso definir como Formación Las
Chilcas a una secuencia volcanoclastica con marcada variación de
facies lateral que se apoya concordantemente sobre el miembro Ocoa
de la Formación Veta Negra y subyacente a una formación volcánica
con intercalaciones sedimentarias que denominó Formación Lo Valle.
La Formación Las Chilcas, según CARTER y ALISTE (1962), presenta una
parte superior mas sedimentaria y una parte inferior de carácter
volcánico y piroclástico, proponiendo estos autores utilizar el
término de Formación Las Chilcas sólo para la parte superior
proponiendo designar a la parte inferior Formación Cerro Morado.
PIRACES y MAKSAEV (1977) prefirieron la definición original de
THOMAS en razón de la gran variación lateral de facies y la
significación paleogeograf ica similar de toda la secuencia. Por las
(1982)
mismas razones GODOY
enfatiza el engrane entre las
formaciones Las Chilcas y Lo Valle (sensu THOMAS, op. cit.)
indicando que la discordancia previamente descrita entre ambas
unidades no es tal, sino que se trataria de una falla que pone en
contacto niveles diferentes de la Formación Las Chilcas.
En este trabajo, y de acuerdo con la descripción original de
THOMAS para la formación al norte del valle del Rio Aconcagua y de
acuerdo con GODOY (1982) que afirma la inexistencia de una
discordancia entre Las Chilcas y Lo Valle, se propone incluir en la
Formación Las Chilcas a las rocas asignadas a la Formación Lo Valle
que afloran en el sector Aucó-Cuesta de Chacabuco,
vista la
similitud de facies que presenta con la formación Las Chilcas al
norte del rio Aconcagua (sector de Putaendo - La Mostaza Alicahue) . No obstante la existencia de estructuras volcánicas
residuales con edades Oligoceno-Mioceno (Cerro Huechún, por ejemplo)
no permiten descartar la probable existencia de estratos mas nuevos
que los de la Formación Las Chilcas y que podrían haber sido
incluidos en ésta.
La Formación las Chilcas en su parte norte y oriental es
cubierta en discordancia angular por la Formación Salamanca (RIVANO
y SEPULVEDA, 1991) del Cretácico Superior, unidad que se destaca de
la Formación Las Chilcas por presentar un relieve mas abrupto. En
la mayor parte del área su límite superior lo constituye el actual
nivel de erosión.
Distribución, litología y espesor.
La Formación las Chilcas ocupa una extensión considerable de
72
la Hoja Quillota en una posición central y formando una gran franja
de afloramientos que coincide con gran parte de la Mediana Montaña.
su extensión sobrepasa los limites de la hoja ya que muestra
continuidad tanto hacia el norte como al sur (figura 2C) . Una de sus
características mas notables es su marcado color ro]izo a pardo
claramente predominante, 3si como su variabilidad litológica.
Estructuralmente, la Formación Las Chilcas, en su mitad
occidental, es monoclinal al este, con ligeros pliegues locales
amplios, en tanto que hacia el este adopta claramente una
disposición subhorizontal a horizontal que sólo se ve perturbada en
las cercanías de los cuerpos batoliticos de la Superunidad Illapei.
La litologia de la Formación Las Chilcas es marcada por
importantes y rápidos cambios de facies laterales y verticales; en
la unidad se reconocen desde coladas andesiticas hasta calcilutitas
aglomerados,
pasando
grises,
por
conglomerados
tobas,
y
paraconglomerados de diverso origen, areniscas, etc. En general la
estratificación es de buena a regular. Una de sus características
mas notables es su marcado color rojizo a pardo claramente
predominante, asi como su variabilidad litológica. En la parte
inferior de la unidad se distinguen de preferencia niveles de rocas
volcánicas con una distribución local y secuencias clásticas y
tobáceas que predominan ampliamente como sucede en el sector entre
Cerro Negro, Llay-Llay y San Felipe. Además, en este sector se nan
reconocido algunas intercalaciones de niveles calcáreos (AREVALO,
1992) de los cuales el mas superior tiene una gran extensión lateral
y que correspondería al miembro Nilhue de THOMAS (I960) .
Esta intercalación mas superior consiste en una secuencia de
unos 150 m de espesor, bien estratificada, de areniscas calcáreas
y calcilutitas grises a negras, a veces margosas, generalmente con
estructuras estromatoliticas (Lámina III, 1), areniscas calcáreas,
e intercalaciones de tobas (foto 11) . Este nivel forma una larga y
angosta franja sedimentaria en el borde oriental del cordón de La
Giganta (figura 22) en donde es posible observarla fuertemente
replegada y en contacto, en parte por falla inversa (foto 12), con
el plutón de Panquehue (Superunidad Illapei) .
También aflora de manera muy continua en el cordón de cerros
(cuesta Las Chilcas)
entre Llay-Llay y la estación Meiggs
extendiéndose hacia el sur en forma mas o menos continua por lo
menos hasta las canteras de Cemento Polpaico, mas allá del limite
sur de la Hoja. En este sector la franja de afloramientos corre
a lo largo de una falla inversa subvertical (Falla de El Carbón) que
la monta sobre conglomerados superiores (sector de la cuesta Las
Chilcas) . Al norte del valle del rio Aconcagua la franja se continua
pasando al este de Catemu hasta la localidad quebrada El Bosquial
y desde alli se continua hacia el norte, hasta el sector de la mina
Los Portales frente a Cerro Negro en donde se produce un rápido
cambio de facies desapareciendo los niveles calcáreos los que no
vuelven a aparecer hasta el sector de El Espino, al norte de Illapei
(RIVANO y SEPULVEDA, 1991) . Petrográficamente los niveles calcáreos
corresponden a biomicritas (lámina III) y micritas a veces
En general los niveles calcáreos muestran un
estromatoliticas.
contenido fosilifero que no es particularmente diagnóstico de su
edad, consistiendo en su mayor parte en algas y otros organismos
coloniales (espongiarios?) (lámina III) y en escasos gastrópodos
(lámina III) y pelecipodos pequeño, además de abundantes restos de
vegetales y restos óseos de vertebrados en muy mal estado de
73
áÉjplp&$
?i >
Foto 11. Detalle de una intercalación tooáceu en la secuencia calcárea de
la oarte media de la Formación Las Fulleas ce aprecia el greet;. mas
grueso; en la parte infera or estructuras estromatol :" .o a:
abundantes en .os niveles cu j. en reos .
Wipi
«aBWIÉÉMjB
Foto 12. Panorama fia o ia di u ;r desde la o, ir re- era era. re Lar. Felipe y
Llayiiay, sector del cordón la Giganta: ce aprecia jas capar;
subhori son talos o'e la Formación las Ghixcas que. al Llegar ai
contacto con el plutón de Parrquohuo r:e ron i i ega :. fuertemente
encontrándose en contacto por falla inversa cor, e .. gluten.
/4
conservación (Mina Cerro Negro) , todo io cual, si bien permite
caracterizar a estas facies no aportan mayores evidencias sobre su
edad.
La estratificación es buena y de 20 a 40 cm de espesor;
hacia la parte superior de esta franja aparecen delgadas
intercalaciones de areniscas tobáceas y de tobas de color rojizo
que van predominando hacia la parte superior para finalmente dar
paso a las areniscas gris - verdosas y conglomerados superiores.
El mejor lugar de exposición de esta franja es en la quebrada El
Bosquial. El espesor de esta franja es variable siendo en general
de 20 a 200 m aproximadamente.
El espesor medido en un perfil
realizado en la quebrada El Bosquial fue de 180 m (foto 13) .
Hacia el norte y hacia el techo de la unidad predominan las
facies volcánicas con un marcado carácter andesitico con
intercalasciones de volcarenitas y tobas; un buen ejemplo de la
litologia de esta parte de la unidad lo constituye el perfil del
morro El Gato (foto 14, figura 23).
En ese sector se tiene desde abajo hacia arriba en un perfil
parcial de las volcanitas superiores de Las Chilcas (figura 23) lo
siguiente :
Base: vclcanitas de la formación Las Chilcas
1- Mas .de 50 m de andesita de piroxeno gris-verdosa micro cristalina con
textura
fluidal intergranular formada por microlitoo grandes de
plagioclasa subcrientados y entrecrecidos con cristales de piroxeno de
tendencia poikilítica. aparecen yrénulos de magnetita y cuarzo
intersticial escaso. :.as amígda'.as están rellenas por un cerdo delgado de
cuarzo y el centro por zoolito. Aparece también clorita cono mineral de
alteración .
Figura 22. Esquema estructural explicativo de la foto 12, mostrando las
capas de la Formación Las Chilcas replegadas y en contacto por
falla inversa con el plutón de Panquehue.
75
Foto 13. Panorama nacía el sureste de la secuencia sedimentaria de la
parte media de la Formación Las Chilcas en la quebrada El
Bosquial. 3e aprecia hacia la izquierda de la panorámica la
secuencia de arenas, calizas arenosas y tobas de color ro ;o de la
secuencia sedimentaria marina para dar paso a ios niveles do
brechas y conglomerados volcánicos de la parte superior
W&S3Qtmñ&
III#
mmr.
4
Foto 14. Panorama hacia el norte del cordon del morro El Gato, se aprecian
los niveles volcario-sedimentarios , en tonos rojo y ocre, y los
niveles volcánicos en color gris.
76
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1200
Figura 23. Perfil litoestratigráf ico de la sección basal de el morro del
Gato (Formación Las Chilcas)
1.. Lavas andesiticas. 2.
Volcarenitas 3. Paraconglomerados 4. Conglomerados arenosos. 5.
Pórfido dacitico.
.
.
.
2- 1 a 2 m de volcarenita brechosa morada formada por lastos líticos y
fragmentos de feldespato mal redondeados, la composición do los Uticos es
andesítica, los granos están cementados por hematita lo que le da el color
a la roca.
rojos
350
m
sedimentos
de
compuesto
por
intercalaciones de
paraconglomerados, de esqueleto matriz soportado con clastos volcánicos de
5 a 12 cm, y areniscas y limolitas rojas
conqlomerádicas en bancos de 2 a 5m de potencia.
<1- 5 m de ar.desita gris verdosa similar a la ya descrita pero con textura
porfírica en donde destacan cristales de plagioclasa argillizados y
fracturados en una mas fundamental intergranular a intersertal en la que
destacan microlítos de plagioclasa, gránulos de piroxeno y pequeños
cristalitos de magnetita, en los espacios intersticiales se observa clorita
y mas escasamente, cuarzo. Se observan grandes playas de clorita en la roca
las que podrían corresponder a reemplazo de fenocristales
5- 275-300 m de una secuencia sedimentaria de color rojo-morado como la ya
descrita la que es cortada por un pequeño intrusivo de pórfido andesítico
perteriecieente a la Unidad San Lorenzo.
6- 120 m de iavas andésíticas de color gris verde con bandas de color rojo
orientadas al azar; corresponden a andesita de piroxeno con textura
porfírica con fenocritales de plagioclasa en una matriz igual a la de la
base del perfil, existe además de clorita y cuarzo intersticial calcita como
mineral secundario; los opacos son magnetita.
.
El espesor total medido de este perfil es de unos 502m
aproximadamente .
AREVALO (1992) ha realizado una completa descripción, análisis
e interpretación de las rocas epiclásticas del sector de Cerro
Negro-mina Portales la que puede tomarse como válida para toda
Lámina III. Fósiles y microfacies de la intercalación marina de la
Formación las Chilcas. 1. Estromatolito 2. aspecto al microscopio de las
calcilutitas de la formación La Formación Las Chilcas. 3, Porifera
(Spongiaria) ? . 4. Gastrópodo en tronco fósil, formación Las Chilcas sector
de Polpaico.
78
la unidad.
En la mitad sur de la hoja Quiiiota (Cuesta Las Chilcas,
Quebrada El Bosquial, ladera oeste del valle del ric Putaendo;
inmediatamente por sobre la franja de calizas y las areniscas que
las suceden, rápidamente se desarrollan en sucesión lateral y
vertical conglomerados v brechas gruesas los que a su vez gradan
hacia arriba y lateralmente hacia el norte a tobas, areniscas
tobáceas e ignimbrita ¿cidas a intermedias. La gran variabilidad de
facies reconocida en esta parte mas superior impiden reconocer un
lugar tipo aun cuando buenas exposiciones se encuentran en las
laderas oeste del valle de San Felipe - Los Andes y desde el valle
Putaendo hasta El Estero Los Ángeles
de
que
lo corta
transversalmente. Otra área de buena exposición es el valle de La
Mostaza que cae hacia Alicahue en donde es posible observar
ampliamente el desarrollo iitoiógico de esta parte de la unidad.
El espesor estimado en el sector de Cerro Negro-Llay-Llay para
la parte inferior de la uniaad (por debajo de la franja de calizas
de El Bosquial) es de 1500 m como minimo en tanto que el espesor de
la parte superior es estimado en unos 2000m lo que da un total
estimado de unos 3500m para la Formación Las Chilcas.
Esta unidad aparece depositada en un ambiente de llanura
aluvional a plataforna neritica somera delante de un frente
volcánico desde el cual llegaban los aportes de piroclásticos y
lavas los que eventualmente se depositaban intercalándose con los
sedimentos. Hacia el noreste del estero Los Angeles, asi como en
la cuesta de Chacabuco ei material volcánico adquiere un predominio
absoluto sobre el sedimentario.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación .
La Formación Las Chilcas tal como se define aqui constituye la
prolongación natural de la Formación Quebrada Marquesa de la Hoja
Illapel (31°-32°S) hacia el sur con la que se encuentra en
continuidad de afloramientos. Hacia el este en la hoja Portillo la
Formación Pelambres es el equivalente iitoiógico de la Formación Las
Chilcas de la cual es separada sólo por la traza de la Megafalla
Pocuro.
La edad de la Formación Las Chilcas en el área no está apoyada
por ningún dato paleontológico directo ya que los fósiles hasta
ahora recolectados en los niveles calcáreos no sen diagnósticos de
edad. La superposición concordante de esta formación sobre la
Formación Veta Negra supuesta, por autores anteriores, como de edad
Barremiano - Albiano y el hecho de encontrarse en los conglomerados
de la parte inferior clastos rodados de ocoitas, condujo a asignar
y aceptar erróneamente una edad Cretácico Superior para esta unidad
deshechando la idea, tempranamente expresada por THOMAS (1967), de
una probable edad Cretácico Inferior. Esta última idea se ha visto
apoyada últimamente por los resultados de dataciones radiométricas
obtenidas en intrusivos de la Superunidad Illapel (Plutón de
Panquehue) que cortan a esta formación en todo su espesor y que han
dado edades de 118 a 80 Ma (RIVANO et al., 1985) (ver TABLA 10).
Adicionalmente, BECK et al. (1990) han determinado que tanto las
volcanitas de la Formación Las Chilcas como las de la subyacente
Formación Veta Negra presentan una magnetización remanente que las
sindica como pertenecientes a la época de polaridad normal del
Cretácico Inferior alto (Hauteriviano - Albiano) hasta el Cretácico
79
Superior bajo (Cenomaniano - Turoniano) lo que es coincidente con
el rango de edades ya mencionadas. Mas recientemente, el hallazgo
y descripción de microfósiies en el sector de ias calizas de
Polpaicc, ai sur de la hoja Quillota (GALLEGOS, 1994; MARTINEZ y
GALLEGOS, en prensa) han permitido confirmar la edad Cretácico
Inferior para esta unidad.
Paieogeográf icamente la Formación Las Chilcas representa un
periodo de disminución de la actividad volcánica del Neocomiano; la
paleogeografía correspondería a un relieve acentuado que dió origen
a la generación y depositación de importantes volúmenes de flujos
detríticos transportados en masa (derrumbes, avalanchas, flujos de
barro, etc.), los que dieron origen a los variados tipos de rocas
clásticas alli presentes. Algunos de estos depósitos son claramente
laháricos, probablemente originados durante emisiones de flujos
piroclásticos , vista la relación de terreno que se observa entre
ambas facies. AREVALO (1992) describe facies de lahar subacuático
lahar subaéreo asociados a tobas en el sector de la mina Cerro
Negro. Las características litológicas y contenido fosilifero de los
niveles calcáreos: estromatolitos, espongiarios?, ostrácodos,
microfósiies indet., asi como la presencia de abundantes restos de
troncos, sugieren que ellos se depositaron en un ambiente marino
litoral-transicional de laguna costera somera con poco aporte
terrigeno sometido a fuerte insolación, como lo indica el gran
tamaño que alcanzan algunas oncolitas (> de 5 mm) . Ocasionalmente
llegaban hasta las lagunas depósitos piroclásticos (foto 12). La
abundante presencia de troncos fósiles en varios niveles sugiere
también una tierra firme cercana con vegetación abundante y un
(los
ie alta energia
aporte
sedimentos calcáreos muestran
similitudes litológicas, petrográficas y faunisticas muy marcadas
con el miembro inferior de la Formación Quebrada Marquesa en la Hoja
Illapel (sector de Cuesta El Espino) (RIVANO y SEPULVEDA, 1986) .
En conclusión la Formación Las Chilcas se habria depositado en
un ambiente subaéreo continental, con recurrencias episódicas de
influjos del ambiente marino costero somero, especialmente en su
mitad inferior; todo era dominado por un volcanismo intermedio a
ácido correspondiente a una etapa terminal del volcanismo del
Cretácico Inferior marcada por una mayor participación de material
piroclástico que en las etapas precedentes.
EL CRETACICO INFERIOR DEL SECTOR ORIENTAL.
Estratos RIO ALITRE
(RIVANO Y SEPULVEDA, 1986, 1991)
Esta unidad, ya descrita en la Hoja Illapel aflora solamente
en un pequeo sector en el extremo norte del area en la Hoja Portillo
apretada tectónicamente entre dos "losas" de la Formación Farellones
Figura 20) .
Estos afloramientos son la continuidad areal y natural de los
afloramiemntos que aparecen en la localidad tipo, su litologia es
la misma y corresponde a brechas tectónicas o cataclasitas cuyos
clastos corresponde a calizas (biorruditas y biocalcarenitas )
rodeados por una matriz escás compuesta por una mezcla de arcillas
(no determinadas) y calcita rnicrocristalina a f anerocristalina .
Por estar en continuidad areal con los afloramientos de la
Hoja Illapel y no presentar nuevos antecedentes remitimos al lector
80
ai texto de la Hoja Iliapel.
La edad estimada para estos estratos seria Cretácico Inferior.
Formación SAN JOSE (AGUIRRE, 1957; 1960;
ermi.
este trabajo)
Definición y relaciones estratigráficas .
Con esta denominación AGUIRRE (1960) designó a una secuencia
caicarea marina fosilifera que se extiende al oriente del Rio Juncal
en el limite con Argentina desde el portezuelo Navarro, por el norte
hasta el limite sur de la Hoja Portillo (Figura 20) . En el sentido
original de AGUIRRE esta unidad es concordante con la Formación
Lagunillas y subyace discordantemente a la Formación Abanico
(incorporada aqui en la Formación Pelambres; ver mas adelante); esta
ultima relación de contacto es en realidad un contacto concordante
ei que, en el extremo sur (quebrada Monos de Agua) es afectado por
una importante falla inversa (foto 15) . En este trabajo se incluye
además en la Formación San José las calizas del miembro inferior de
la Formación Lagunillas de AGUIRRE (1960) que aparecen muy cerca de
la frontera, en la quebrada Lagunillas y que muestran identidad de
facies con las calizas de la franja principal de la unidad,
apareciendo alli en el lado oriental del Accidente del Estero
Lagunillas que consiste en una falla inversa de cobertura que
permitió el ascenso, en parte diapirico del Yeso Principal.
La Formación San José sobreyace en concordancia depositacional
a la Formación Rio Damas en la ladera oriental del Cajón de San
José, a su vez es sobreyacida en concordancia por la Formación
Pelambres en la ladera occidental de los esteros Navarro y San José.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación San José aflora entre el portezuelo Navarro por
ei norte y el limite sur de la Hoja por el sur, alli aparece
intruida por granitoides terciarios los que interrumpen parcialmente
su continuidad hacia el sur de los 33°.
La litologia es fundamentalmente calcárea y corresponde a
calcarenitas y calcilutitas con algunas intercalaciones de
biorruditas, un tipo litológico especial lo constituyen algunos
niveles de intrabrechas calcáreas, probablemente de origen tectónico
(foto 16) y los niveles yesíferos y arenosos de la parte media de
la secuencia. En la parte norte de la franja de afloramientos, en
el Portezuelo Navarro, la unidad se presenta bastante completa
(figura 24, foto 17), alli se observan, apoyándose en concordancia
sobre areniscas y conglomerados rojos de la Formación Rio Damas:
Un primer espesor de algunas decenas de metros (50 a 80
de calcilutitas y pelitas calcáreas negras finamente
laminadas, con estructura de tapices algáceos, con
intercalaciones de areniscas verdes muy finas en la base
y que corresponderían a los últimos niveles de la
Formación Rio Damas.
- 150 a 200 m de niveles calcáreo-yesiferos con niveles
arenosos rojos con intracalastos de lutitas rojas y
grietas de secamiento en la parte media. Los niveles
arenosos corresponden a volcarenitas finas a media con
buena estratificación; les niveles calcáreos son
-
m)
81
Foto 15. Panorama hacia el norte en ±a ladera norte
del estero Monos de
Agua, mostrando el contacto por falla inversa entre las
calizas de
la Formación San José y las rocas voj-canoclásticas
de la Formación
Pelarais -es; se aprecian en rojo los contactos tectónicos.
Foto 16. Detalle de una de
las
brechas
tectónicas intercaladas en
el perfil de la parte
superior de la formación
San José en la ladera
occidental del cajón San
José .
82
Foto 17
.
Panorama del cordón fronterizo en el estero Navarro mostrando el
aspecto de la secuencia completa de la Formación San José. Comparar
con figura 24.
Portezuelo Navarro
Figura 24. Esquema explicativo de la foto 17, mostrando la secuencia de
la Fm. San José en el estero Navarro. 1. Pelitas negras. 2.
Calcilutitas negras. 3. Calcilutitas con yeso interestratificado 4.
Calcarenitas y calcirruditas fosiliferas. 5. Areniscas terrigenas.
6. Conglomerados. 7. Brechas volcánicas. 8. Volcanitas
.
33
biomicritas
a
biodismicritas con f oraminíf eros bentónicos,
(Miliolida sp.), ostrácodos, calcisferas, espiculas de esponjas y
bioclastos de bivalvos (lámina IV).
- Una parte superior de unos 130 a 150 metros de calcarenitas
grises a negras en bancos de hasta mas de 1 m de espesor y con
niveles coquinoideos .
Hacia el sur, por el estero San José, por efecto de la erosión
y el relleno del fondo del valle, sólo es observable la parte
superior fosilifera. Al llegar a la divisoria entre los esteros San
José y Monos de Agua la tectónica, que ha producido plegamientos y
sobrecorrimientos hacia el este (foto 15) (estero Monos de Agua),
oscurece la estratigrafía de la unidad. Un perfil parcial de unos
75 m levantados en la ladera oeste del cajón de San José, ilustra
la petrografía de los niveles calcáreos superiores (Figura 25), alli
se observan de abajo hacia arriba y a partir de los escombros de
falda:
1- 3 ra de calcilutitas masivas negras fosilíferas con bioclastos algáceos
(Solenopora
(lamina
y
de
sp.?)
V).
pelecipodos
quebrantados
Petrográficamente corresponden a biomicruditas dismicritizadas y con
(lámina
V)
de
cristales de dolomita
fantasmas
en los parches
pseudospariticos Los bioclastos corresponden a grandes fragmentos rotos
de pelecipodos y a abundantes calcisferas sp., algunas de ellas con forma
arriftonada; la matriz micritica fina aparece parcialmente recristalizada
en parches y venillas a microesparita y pseudosparita
2- 8 a 9 m de calcarenitas finas negras en bancos de 20 a 50 cm que gradan
en los últimos 3.5 m a calcilutitas negras fosilíferas, en parte fisibles,
que terminan en un banco de 1 m de calcilutita coquinoldea con restos de
pelecipodos y gastrópodos y de algas coloniales (Solenopora sp.?).
Petrográficamente corresponden a bio-intramicritas y onco-biomicritas algo
terrigenas y poco alteradas; los nivelees mas altos coquinoideos son
biodismicruditas
biopseudosparitas
con
bioclastos de
pelecipodos,
gastrópodos y probables valvas de ostrácodos; la matriz original era
micrita en todos los casos, en los niveles con oncolitas éstas corresponden
a intraclastos y bioclastos indeterminados rodeados usualmemnte de una sola
capa micrita y raramente mas de dos capas.
3- 1? m de calcarenitas muy finas gris oscura en bancos de 30 a 40 era con
niveles bioturbados (túneles de gusanos a los 6 m desde la base y con
bioclastos mayores y nódulos o concreciones en los últimos 10 m.
Petrográficamente corresponden a bio-oncodismicritas y bio-oncomicruditas
Los bioclastos mayores corresponden a pelecipodos y gastrópodos, en tanto
que los bioclastos menores son calcisferas sp. arriflonadas y fragmentos de
espinas de espongiarios calcáreos y restos indeterminados provenientes de
la desintegración de los bioclastos mayores, la matriz era originalmente
.
.
.
micrita.
4- un dique de 2.5 m de espesor andesitico.
5- 13 m de calcilutitas negras con estrati f icaciuón fina (hasta 5 cm) y con
risibilidad marcada en los primeros 7 m. A los 7 m desde la base aparece
un nivel de brecha intraclástica con clastos exclusivamente calcáreos la
matriz corresponde a una mezcla de arcilla y calcita fina de color
amarillento de alteración lo que unido a la fisibilidad presente por debajo
de ella y a la deformación existente regionalmente permiten sugerir que se
trate de una brecha de falla (cataclasita?) (foto 16) Petrográficamente las
calcilutitas corresponden a dismicritas mtraclásticas , los intraclastos
corresponden en gran medida a bioclastos muy finos indeterminables.
6- 5 a 6 m de una brecha igual a la anterior.
7- 1 m de caliza recristalizada (pseudosparita) sin trazas de fósiles.
8- 2 m de calcirrudita gris en bancos de 60 cm con bioclastos de
algáceos.
gastrópodos,
pelecipodos,
ostrácodos
y
fragmentos
Petrográficamente consisten a bio-pelseudosparitas empaquetadas. Además de
los bioclastos de pelecipodos y gastrópodos aparecen abundantes peloides
micrí ticos y placas de equinodermos.
9- 7 m de calcarenitas fosilíferas grises a negras en bancos de 20 cm, los
2 m básales corresponden a calcirruditas en bancos de 50 cm. Los fósiles
coquinoideas
roca.
aparecen dispersos
la
mas
en
con
pasadas
Petrográficamente,
corresponden
niveles
a
los
biobásales
intraesparruditas, en tanto que los mas altos son biodismicruditas . Los
bivalvos,
de
gastrópodos,
fragmentos
de
son
placas
equinodermos
bioclastos
y calcisferas y espiculas de esponjas en los niveles mas altos; los
intraclastos, micriticos, son abundantes en los niveles básales. La matriz
original era micrita, neomorfizada parcialmente a pseudosparita y
.
.
84
micrcspanta .
10- 13 in de calcilutitas negras a gris negro er. bancos métricos con
biociastos dispersos. Petrográficamente son dismicri tas fosiliferas o
intraciásticas con escasos fragmentos de tamaño mayor que arena gruesa, los
biociastos corresponden a fragmentos menores ce bivalvos, gastrópodos,
equinodermos y valvas de Ostracoda sp. En los últimos metros aparecen
grandes ostreidos.
I? I t i
22
I «I °,1
Figura 25. Columna
litoestratigráfica de
la parte superior de la
Formación San José en
la vertiente occidental
del estero San José (=
Fm. Agrio del Grupo
Mendoza ) . 1.
Calcilutitas 2.
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I
I
'"
g
a
SE
.
.
Calcarenitas 3.
Calcirrudita . 4.
Calcilutitas
fosiliferas. 5.
Calcilutitas masivas
fosiliferas. 6.
Calcilutitas con
fisibilidad. 7. Brecha
calcárea, posiblemente
tectónica. 8. Filón
andesítico
10
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A todo lo largo del perfil se observan pequeños fragmentos
detríticos que consisten en fragmentos cristalinos de cuarzo y
feldespatos de tamaño arena muy fina a limo; algunos de los
feldespatos, con formas euhedrales, corresponden a albita la que
podria tener un origen diagenético. También se observan, a lo largo
del perfil, especialmente en los niveles mas finos pequeños
cristales euhedrales, rómbicos (lamina V) , que sugieren una fase de
dolomitización incipiente probablemente durante etapas de la
diagenésis temprana.
Este perfil corresponde a un sector de la parte superior de
la secuencia de la Formación San José.
En un perfil similar realizado en una cuchilla al norte de este
perfil, y en los mismos niveles, LOFORTE (LOFORTE y RIVANO,
inédito) reconoció entre otros fósiles (tabla 6) Olcostephanus sp.,
que indica la presencia del Valangíniano Superior, Pseudof avrella
garatei LEANZA y LEANZA, Lyticoceras australe LEANZA, Acanthodiscus
85
TABLA 6 LISTADO DE FOSILES RECOLECTADOS EN LA FORMACIÓN SAN JOSE
(PARTE SUPERIOR)
35
NUMERO LOCALIDAD EOSILIFERA
36
BIVALVIA
Andi trigonia c:". larrberti LEVY
*
Trigonia carinara AGASSIZ
*
Trigonia transitoria Steinmann (var. Quincucoensis
*
Weavwer)
Trigonia eximia PHILLIPI
*
Steinmanella (Transitrigonia) transitoria Steinmann
*
Cucullaea qabrielis Leyir.etie
*
Eriphyla araaritina aurckhardt
*
Isocardia koeneni BEHRENDSEN
*
Lucina lenfuensis Weaver
*
Panopea dupiniana D'ORBIGNY
*
Pecten cf. P. robinaldinus D'ORBIGNY
*
*
Pinna Robinaldina D'ORBIGNY
*
*
Pnoladomya qiqantea (SOWERBY)
Ptychomia sp.
*
Rutitrigonia agrioensis Weaver
*
GASTROPODA
Cerithium sp.
*
Harpaqodes sp.
*
Lissochilus so.
*
Nerinea sp.
*
Pleurotomaria sp.
*
Tylostoma iaworsky WEAVER
*
*
AMMONOIDEA
Acanthodiscus sp.
*
Acanthodiscus sp. aff. A. wickmanni GERTH
*
Acanthodiscus radiatus
*
Acanthodiscus cf. vaceki (NEUMAYR y UHLIG)
*
Cuyaniceras sp.
*
Lyticoceras australe aff. LEANZA Y WTEDMANN
*
Olcostephanus sp.
*
*
Pseudofavrella garatei LEANZA y LE.ANZA
Spiticeras sp.
*
VERMES
Serpula occidentalis LEANZA
*
86
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Pío
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Cajón de San José
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3
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5
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6
o
o
Calcilutiics negras
w
con yeso
o 6 C
•
O O
Calcilutitos,
imvolitas
7
o
8
areniscos y
roja 5
con yeso
o V oVo
(V « V »
Calc'iulitos grises
9
(O
con yeso
/
i3SÜ-J
U-rl-T-Z
\/
Colcilutilas y lutilas
negros con intervalos
de arenisca fina
Figura 26. Equivalencias litoestratigráficas entre la Formación San
José y el
Grupo Mendoza.
Lámina IV. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San
Jose. 1. Miliolidae sp.l. 2. Miliolidae sp. 2. 3. Calcisferas y posibles
espículas de espongiarios. 4 y 5. Bioclastos de Gastropoda indet. 6.
Espina de Equinodermo. 7 y 8. Microfacies de las biomicritas .
.
Lámina V. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San José.
1. Solenopora? sp. 2. Bioclastos de pelecipodcs quebrantados con
sobrecrecimiento de briozoos. 3. Cristales de Dolomita (algunos
reemplazados pseudomórficamente por calcita neomórfica) reemplazando la
mineralogía primaria prediagenética . 4. micrita fo3Ílifera.
89
cf. Vaceki (NEUMAYR y UHLIG) y Acanthodiscus radiatus, que indican
la presencia del Hauteriviano inferior (LOFORTE in LOFORTE y
RIVANO, inédito; .
Edad y correlaciones y condiciones de depositación .
AGUIRRE (1960), en base a determinaciones de la abundante y
variada fauna fósil
(cefalópodos, bivalvos y gastrópodos)
recolectada y estudiada por CORVALAN (1959) quien asignó la fauna
hallada a la zona de Spiticeras Damesi, estableció una edad
Valanginiano para la parte media de la secuencia. MOSCOSO et al.
(1982) le asignaron una edad neocomiana en general. Recientemente
(1990)
al.
RAMOS
et
equivalencias
han
la
establecido
estratigráf icas a ambos lados de la frontera chileno - argentina
entre la Formación San José y el Grupo Mendoza (figura 26) el que
constituye la prolongación ininterrumpida hacia el norte y en
Argentina de esta unidad.
En la base del Grupo Mendoza, en el lado argentino del
portezuelo Navarro han sido recolectados ammonoideos del Titoniano
Inferior - Medio : Choicensisphmctes choicensis (BURCKHARDT)
(LOFORTE IN LOFORTE y RIVANO) . Los fósiles recolectados en la parte
superior de la Formación San José completan entonces la ubicación
cronoestratigráf ica de la Formación San José, permitiendo asignarle
una edad Titoniano - Hauteriviano Inferior.
En este marco
estratigráf ico la Formación San José se correlaciona tanto
litoestratigráficamente como cronológicamente con el Jurásico
Superior - Cretácico Inferior marino de la Alta cordillera al sur
de Santiago (Formación Lo Valdés) y de mas al sur (Formación Baños
del Flaco), representando el mismo evento sedimentario. Hacia el
norte de la Hoja, en Chile, esta formación se correlaciona
litoestratigráficamente y sólo en parte cronoestratigráf icamente
con la parte inferior de la Formación Rio Tascadero (RIVANO y
SEPULVEDA, 1990) que tiene una edad atribuida en base a fósiles
entre el Berriasiano Superior y el Hauteriviano.
La franja de sedimentos marinos a la que pertenece la
Formación San José forma parte de una digitación hacia el norte de
la zona de depocentro del Neuquén activa desde el Jurásico. Resalta
de esta franja su natural avance transgresivo hacia el norte, hacia
donde la base es cada vez mas joven hasta llegar a la zona de
Ovalle - La Serena en donde el nivel estratigráf ico mas antiguo,
reconocido en su base, es el Berriasiano Superior (MPODOZIS, 1974;
RIVANO, 1975) . El ambiente depositacional mas recurrente a lo largo
de la franja, corresponde a un ambiente infralitoral neritico
caracterizado en su borde mas occidental por importantes aportes
clásticos que indican una actividad volcánica comtemporánea . La
presencia y tipos de fósiles, los que abundan en todos los niveles
y latitudes de esta franja sedimentaria, señalan condiciones
climáticas de mares poco profundos y de aguas templadas a cálidas
(presencia de corales, algas, espiculas de esponjas, etc) . La parte
inferior de la secuencia en el Portezuelo y Estrero Navarro,
constituida por calcilutitas negras con laminación algácea (algal
Mats) indica condiciones de depositación litoral. Los niveles
yesíferos, intercalados con niveles de calcilutitas negras fétidas
con estructuras algáceas que aparecen en la parte media de la
Formación San josé (foto 17), indican claramente un ambiente de
sabkha a zona supralitoral , lo que es apoyado por la presencia de
90
los niveles de areniscas rojizas de la parte media con sus pasadas
de intraclastos de iutitas rojas (foto 17) y grietas de secamiento
junto con el yeso intercalado, ademas la incipiente dolcmitización
observada en algunos cortes de la parte superior (lamina V) apoyan
lo anterior. Sólo la parte superior de la secuencia de la Formación
San José,
muestra
condiciones de depositación francamente
sublitorales .
Formación CRISTO REDENTOR (AGUIRRE, 1960)
Definición y relaciones estratigráficas .
AGUIRRE (1960) definió como formación Cristo Redentor a una
secuencia de sedimentitas terrigenas de color rojo predominante que
aflora en el lado argentino de la frontera en el sector del Cristo
Redentor y que en Chile se presenta sólo en el sector fronterizo
formando una área triangular reducida (figura 20)
AGUIRRE (op.
cit.) describe el contacto basal de esta secuencia como concordante
con la Formación San José en Argentina; en tanto que en su techo
seria sobreyacida en discordancia por la Formación Abanico (=
Formación Pelambres, en este trabajo)
RAMOS et al. (1990) han
considerado que los contactos de la Formación Cristo Redentor en
Argentina y Chile, en el sector fronterizo son tectónicos, y sólo
en Argentina, al norte del Rio Las Cuevas, es posible observar el
contacto concordante transicional entre las formaciones San José
(=Grupo Mendoza) y Cristo Redentor. En este trabajo, dadas las
dificultades de acceso al sector fronterizo y a las deformación
existente en el área no fue posible acceder al contacto superior,
por lo cual se ha preferido exponer en el mapa sólo el área de
afloramiento .
.
.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación Cristo Redentor aflora en el lado chileno en el sector
del Cristo Redentor (Paso La Cumbre) formando un área triangular de
unos 1,5 Km2 de extensión con un manteo general hacia el oeste lo
que, dada la inclinación de las laderas a favor del manteo
dificulta el levantamiento de buenos perfiles. La litologia
corresponde a niveles de volcarenitas y conglomerados finos a
medios intercalados con niveles de calcilutitas y areniscas
calcáreas con frecunets estructuras estromatoliticas . Cerca de la
frontera aparecen niveles de areniscas verdes los que corresponden
a volcalitarenitas de tamaño medio a grueso con matriz (~10%)
arcillosa alterada totalmente a clorita; en algunos sectores
aparece cemento calcáreo de reemplazo. Los niveles rojos clásticos
corresponden a volcarenitas y/o volcarruditas, de acuerdo con el
tamaño del grano, frecuentemente con matriz y cemento calcáreos.
Los niveles calcáreos corresponden a micritas y dismicritas
terrigenas (lámina VI) con fragmentos finos a muy finos de cuarzo,
volcánico;
fragmentos
y
feldespato
Uticos
origen
de
ocasionalmente, estos niveles finos muestran pasadas de areniscas
calcáreas (lamina VI) y niveles estromatolíticos (lamina VI) . El
contenido fosilifero es escaso y aparte de los niveles de algas
estromatoliticas y en escasos restos de ostrácodos y bioclastos
indeterminados no hay restos identif icables . De modo muy similar a
91
MSI
mm
mmm
92
algunos niveles de la Formación San José, se pueden apreciar en
algunos cortes transparentes, que la matriz micritica presenta
pequeños intraclastos redondeados de tamaño uniforme que sólo se
distinguen mejor cuando la micrcesparitización de la matriz
original es mayor. Algunos niveles calcáreos de color amarillento
corresponden al microscopio dolomicroesparitas .
El espesor estimado por AGUIRRE para la secuencia en Chile es
de unos 1.800 m a base de la interpretación de fotos aéreas,
espesor; en Argentina, MUSSINI (in RAMOS et al., 1990) ha calculado
un espesor máximo de 550 m que parece a los autores del presente
trabajo mas ajustado a la realidad.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación.
Esta unidad no contiene otros restos fósiles que los
descritos, por lo cual su ubicación cronológica sólo puede ser
establecida litoestratigráf icamente por sus relaciones de contacto
con las unidades infra y suprayacente . La secuencia, por apoyarse
en Argentina concordantemente sobre el Grupo Mendoza, al norte de
Las Cuevas, y siendo el grupo Mendoza equivalente de la Formación
San José, la edad máxima para la Formación Cristo Redentor seria
Hauteriviano Inferior que es la edad de la parte superior de la
infrayacente Formación San José. La edad minima es mas difícil de
establecer ya que las relaciones de contacto con la Formación
Pelambres no son claras, sin embargo, dado que su ubicación
litoestratigráf ica mas probable es entre las formaciones San José
y Pelambres su edad mínima difícilmente será mas alta que la edad
mínima estimada para la Formación Pelambres, esto es, Barremiano.
Una posibilidad a considerar es que esta unidad representaría un
cambio de facies lateral para la parte alta de la Formación San
José, lo que en parte por las condiciones de depositación somera
que presenta la Formación San José, por otra parte, las
intercalaciones marinas que aún subsisten en la parte inferior de
la suprayacente Formación PELAMBRES, al norte del Rio Aconcagua, en
el sector fronterizo y que muestran claras recurrencias del
ambiente litoral-nerítico. En consecuencia los autores proponen
para esta unidad un rango de edad amplio entre el Hauteriviano y el
Barremiano, aun cuando consideran su edad mas probable como
Hauteriviano .
La Formación Cristo Redentor Ha sido considerada como una secuencia
subaérea continental (AGUIRRE, I960) y a lo mas "lacustre en base
a que grada a un ambiente fluvial de alta energía con episodios de
sedimentación lahárica" (sic MUSSINI, in RAMOS et al., 1990). Sin
embargo en opinión de los autores la presencia de bioclastos de
ostrácodos, de niveles estromatolíticos y de niveles dolomíticos,
mas que un ambiente lacustre sugiere un ambiente de sabkha costera
a litoral regresivo que hacia arriba grada a un ambiente fluvialcontinental .
Lámina VI. Macrofacies y microfacies de los niveles estromatolitico3 de
la Formación San José. 1. Microfacies de los niveles estromatolíticos. 2.
Detalle de las pasadas arenosas. 3 y 4. Aspectos general de los
afloramientos con estromatolitos de la Formación Cristo Redentor.
93
Formación PELAMBRES (RIVANO Y SEPULVEDA, 1986; 1990)
.
Definición y relaciones estratigráf icas .
Esta unidad ha sido definida por RIVANO y SEPULVEDA (1990) en
el sector del estero Pelambres - rio Totoral, en la cordillera de
Salamanca como una potente secuencia volcanoclástica sedimentaria
compuesta por lavas, brechas y conglomerados andesiticos, tobas y
areniscas, fueretmente replegada y que afloran en una amplia franja
norte - sur a lo largo de la Cordillera Principal. Estas mismas
caracteristicas se registran en la Hoja Portillo, en donde los
afloramientos asignados a esta unidad se muestran en continuidad
areal y de afloramiento con los afloramientos de la Formación
Pelambres de la Hoja Illapel. Se han incluido ademas en esta
unidad, también por evidente continuidad areal, los afloramientos
de rocas volcanoclásticas y sedimentarias que afloran al sur del
valle del rio Aconcagua y que AGUIRRE (1960) incluyó en la
Formación Abanico demostrándose asi la equivalencia total entre
ambas formaciones entre los 32°-33°. Se excluye expresamente la
Formación Cristo Redentor (AGUIRRE, 1960) por constituir ella una
facies característica que la hace fácilmente reconocible, aún
cuando mas al norte de la localidad tipo se han reconocido facies
similares en la Formación Pelambres. La Formación Pelambres es
concordante con la Formación San José, contacto que sólo puede
observarse en el cajón homonimo toda vez que gran parte de la base
de la unidad se encuentra aflorante en el lado argentino de la
frontera. En algunos sectores el contacto normal es afectado por un
fallamiento inverso como ocurre en el estero Monos de Agua o en el
extremo norte de la Hoja Portillo (figura 20) . En su techo está en
(RIVANO y
contacto discordante con la Formación Salamanca
SEPULVEDA, 1990) del Cretácico Superior.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación Pelambres se distribuye de norte a sur en la Hoja
Portillo (figura 20) abarcando gran parte del sector oriental en
donde es afectada por numerosos pliegues y fallamiento inverso. Su
limite oriental lo constituye en general la frontera con Argentina
y su limite occidental es la megafalla Pocuro que la pone en
contacto con la Formación Las Chilcas con la cual comparte
similitudes litológicas y condiciones de depositación asi como una
ubicación litoestratigráfica similar.
La Formación Pelambres está constituida principalmente por
rocas sedimentarias clásticas y por rocas tobáceas finas a medias,
normalmente retrabajadas, con intercalaciones de lavas en la parte
inferior a media y de rocas calcáreas en la parte inferior. En
general la estratificación es marcada lo que resalta notoriamente
las estructuras deformativas .
La secuencia se presenta con una actitud general monoclinal
al oeste, pero afectada por un plegamiento moderado que se hace mas
intenso (foto 18) hacia el oeste llegando a desarrollarse
importantes cabalgamientos, lo que unido a la falta de buenos
niveles-guia no permite efectuar una columna litoestratigráfica
detallada, sin embargo ha sido posible reconocer las facies que la
componen asi como la distribución general de éstas.
Las lavas, que al norte de los 32° (Hoja ILLAPEL) desempeñaban
94
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Foto 18. Panorama
de detalle hacia el
sur del flanco
oriental del
anticlinal del
cerro Juncal.
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Foto 19. Aspecto de
los niveles
calcáreos
fosiliferos
intercalados entre
los niveles de
9PHM
conglomerados en la
Formación Pelambres
en el sector del
paso de Los
Contrabandistas
(nacientes de
estero La Cañada)
.
95
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96
Uíril:
cierto rol de consideración en la unidad, aqui pierden
importancia, de manera que a partir de las nacientes del rio Rocin
hacia el sur, las lavas son reemplazadas parcialmente per
conglomerados, brechas volcánicas andesiticas; éstas ultimas hacia
el sur se hacen cada vez menos importantes pasando a desempeñar un
rol preponderante los niveles de tobas arenosas, volcarenitas, y
microconglomerados En general las lavas son porfiricas con grandes
fenocristales de plagioclasa (entre 1 a 4 mm) con sericitización
frecuente y, mas raramente con fenocristales de ferromagnesianos,
generalmente de anfibola clcritizada; la matriz tiene texturas
desde intragranular a pilotaxitica y en algunas muestras es posible
observar una matriz ferruginosa con microlitos de plagioclasa. La
alteración principalmente cloritica y sericitica es mas fuerte en
la parte inferior de la secuencia, siendo especialmente intensa en
las lavas intercaladas con los niveles carbonatados.
Las tobas son, en su mayoria, tobas andesitico-daciticas
liticas finas con cristales de plagioclasa y escaso cuarzo el que
muestra bordes de reacción con la mesostasis silicea recristalizada
a un agregado de silice muy fino, microlitos de plagioclasa
suborientados pueden aparecer en la mesostasis, como mineral de
alteración principal aparece clorita (4%) y calcita la. que forma
relleno de vetillas. Muchos niveles descritos macroscópicamente
como tobas, al microscopio muestran ser tobas retraba jadas
En el sector fronterizo aparecen facies sedimentarias en lo
que seria la parte media de la secuencia (foto 19) en donde es
posible reconocer conglomerados, areniscas y calizas, generalmente
micriticas con estromatolitos, oncolitas y escasos fósiles de
pelecipodos y gastrópodos no diagnósticos, en algunos niveles
aparecen delgados niveles de yeso de no mas de 5 cm de espesor.
Hacia el oeste, las intercalaciones de niveles sedimentarios
carbonatados son mas escasas y las intercalaciones sedimentarias
adquieren un carácter mas continental.
En el sector de la subida al Paso de los Contrababndistas ,
en el Estero de La Cañada se puede apreciar una secuencia
sedimentaria carbonatada intercalada entre los sedimentos ruditicos
continentales (foto 19); alli las facies carbonatadas corresponden
a micritas, dismicritas y pseudoesparitas extraclásticas, poco
fosiliferas, a excepción de una muestra en la que aparceieron dos
secciones de foraminiferos grandes (lámina VII); los extraclastos,
en su mayoria son fragmentos cristalinos angulosos de cuarzo y
feldespato muy fresco este último, de tamaño arena fina a media,
generalmente bien secleccionados (lámina VII)
Otra facies, mas
gruesa, está representada por calcirruditas de colores grises a
rojizos que corresponde a bioextrapseudosparruditas en donde los
extraclastos, tan abundantes como hasta un 30%, son fragmentos
un
.
.
.
cristalinos y/o volcánicos, la matriz original está toda
recristalizada a pseudosparita y los bioclastos, de tamaño
conglomerado fino a grande aparecen como restos rellenos con
cemento esparitico de origen primario (Lámina VII) y corresponden
Lámina VII.
Detalles de las microfacies de los niveles carbonatados
intercalados en la Formación Pelambres: 1 y 2. Sección de foraminifero,
de gran tamaño. 3. Tipo de extraclastos predominantes en los niveles
calcáreos, se pueden apreciar sus formas angulosas y el escaso o nulo
retrabajamiento (lluvia de piroclastos) 4. Estromatolitos.
.
97
a moldes internos de pelecípodos y gastrópodos, casi siempre
completos. Las facies clásticas corresponden a volcarenitas y
volcarruditas finas a gruesas, generalmente con poca matriz y con
cemento calcáreo o silíceo; en algunos niveles más gruesos y
siempre cerca de la transición con los niveles carbonatados
subyacentes es frecuente observar la presencia de clastos
carbonatados (intraclastos ) . Entre las facies clásticas y las
carbonatadas existe toda una gradación de composición.
El espesor de la formación Pelambres no ha podido ser medido
directamente por las razones arriba mencionadas, sin embargo su
extensión abarcando prácticamente todo el sector de la Cordillera
Principal al este de la Megafalla Pocuro y los desniveles
topográficos que muestra en sus afloramientos, sugieren espesores
de por lo menos 4.000 a 5.000 m, descartando las posibles
repeticiones tectónicas en el sector fronterizo. AGUIRRE (1960)
midió un espesor minimo de 3.610 m.
Edad, correlaciones y condiciones de depositación
.
En la Hoja Portillo la Formación Pelambres no presenta un
contenido fosilifero diagnóstico, los escasos fósiles recolectados
en la parte oriental sólo señalan una edad Cretácico en general. La
Formación Pelambres ha sido considerada en la Hoja Illapel de edad
(RIVANO y
1990)
Cretácico Inferior
SEPULVEDA,
a base de
consideraciones litoestratigráf icas : estas consideraciones son
válidas también en la Hoja Portillo, aun cuando, la edad máxima,
por sobreyacer a capas del Hauteriviano Inferior (Formación San
José) (RAMOS et al., 1990) debe ser considerada como Hauteriviano
Inferior. Por otra parte la Formación Pelambres seria el
equivalente litoestratigráf ico del conjunto de las formaciones Veta
Negra y Las Chilcas (este trabajo), siendo esta última considerada
de edad esencialmente Cretácico Inferior (RIVANO et al. 1986) lo
que se ha confirmado actualmente con los trabajos de GALLEGOS
(1994) y MARTINEZ y GALLEGOS (1994) en el área de Polpaico quienes
la ubican entre el Neocomiano alto y el Albiano.
La Formación Pelambres, hacia el sur de la Hoja Portillo se
muestra en continuidad areal, con identidad de facies y continuidad
estructural, con la Formación Abanico de la cordillera frente a
Santiago.
La Formación Pelambres constituirla entonces la continuidad
sedimentaria y depositacional hacia el este de la Formación Las
Chilcas, completando asi el esquema de una amplia area con
predominio de depositación predominantemente subaérea, continental,
dominada por una marcada erosión de relieves volcánicos previos
(Veta Negra, Lo Prado, etc.) y con una actividad efusiva y
piroclástica la que se hace mas importante hacia la parte superior
de la secuencia. En este ambiente, de características geotectónicas
propias de una región en extensión, y posiblemente mas relacionados
a cambios eustáticos en el nivel general de los oceános que a
tectogénesis, ocurrieron las últimas ingresiones marinas hacia la
parte media de la secuencia, las que fueron de poca extensión y en
condiciones muy someras; estas ingresiones podrían marcar la mayor
extensión del mar del Cretácico Inferior (HALLAM, BIRO y PEREZ,
1986) en el ámbito cordillerano, antes de la retirada definitiva
del
marino,
ambiente
y
pueden
correlacionarse
litoestratigráficamente con los niveles sedimentarios carbonatados
98
70 -60km
Eip«»or < 10 km
-
70 00km
Figura 27. Esquema del probable dispositivo paleogeográfico-estructural
durante el Cretácico Inferior.
A. Probable d ÿpositivo de cuenca en extensión con corteza delgada
(fundamentalmente Berriasiano-Barremiano? )
B. Probable estructura del dispositivo paleogeográf ico durante
el Barremiano?-Toarciano Inferior?. Modelos no a escala.
.
99
que aparecen en la Formación Las Chilcas entre la mina Portales y
Polpaico, al sur de la Hoja.
CONCLUSION GENERAL DEL CRETACICO INFERIOR.
El ciclo sedimentario del Cretácico Inferior se inicia en
realidad hacia el Jurásico terminal (Kimmeridgiano Superior Titoniano Inferior) con la depositación de las areniscas rojas de
la formación Tordillo que constituirán el basamento de la
transgresión del Titónico-Neocomiano después de un episodio marino
generalizado en las zonas externas del orógeno (Cuenca Aconcagüino
Neuquénica) y marcado por una importante actividad volcánica
lávica, muy intensa en el borde pacifico y menos marcada hacia el
este, de modo que se hace dificil precisar la existencia de un arco
volcánico (figura 27), se produce en forma generalizada a partir
del Neocomiano alto (Hauteriviano? a Barremiano) la retracción del
ambiente marino y un cambio en el regimen volcánico, desapareciendo
paulatinamente las lavas para ser reemplazadas, de una manera
generalizada, por una activida de tipo explosivo dando origen a
depósitos de tobas e ignimbritas. Tales cambios deben ser
relacionados probablemente a cambios importantes en el régimen de
subducción del borde pacifico de Sudamerica o también, lo que
parece mas probable a un espesamiento de la corteza producido por
la misma acumulación de los depósitos volcano-sedimentarios
productos del volcanismo del Cretácico Inferior.
-
100
EL CRETACICO SUPERIOR.
Jucción .
EL Cretácico Superior está representado solamente por la
:r. ción Salamanca, expuesta en la zona centro oriental de las
Quillota - Portillo (figura 28), principalmente hacia el
rte del area. Es una época de fuerte actividad volcánica efusiva
c racter andesitico y en ambiente continental.
rruación SALAMANCA (RXVANO y SEPULVEDA, 1991) .
ifinición y relaciones estratigráficas
.
La Formación Salamanca ha sido definida en la Hoja Illapei
íorte de los 32° L.S.) como una secuencia volcanosedimentaria
r.v uesta por lavas, tobas, brechas volcánicas andesiticas a
ac" ticas, con intercalaciones rioliticas y que hacia la base, en
u parte occidental, presenta importantes niveles de conglomerados
reniscas. En ella se han distinguido dos miembros : uno
nÿerior, miembro SANTA VIRGINIA, principalmente conglomerádico
renoso y reducido a los afloramientos mas occidentales, y uno
u_ jrior, miembro RIO MANQUE, andesitico a dacitico de gran
:x+-ensión areal. En el area de las Hojas Quillota - Portillo la
'oÿmación Salamanca se presenta con un carácter marcadamente mas
re' cánico con un miembro inferior reducido a tan sólo algunos
íiveles de areniscas y conglomerados el que se observa sobre todo
2r, los afloramientos al sur de
Alicahue, en el camino de acceso a
L< mina Rio Grande, entre las quebradas Los Maitenes y Las Canchas
(foto 20 y figura 29)
Su base la constituye el contacto
pe .udoconcordante y de erosión sobre las unidades mas antiguas del
Cÿtácico Inferior (Formación Las Chilcas y Formación Pelambres) y
soore formaciones el Jurásico y Cretácico en la parte occidental de
1 Hoja Quillota en el extremo norte; su techo lo constituye la
d; scordancia angular y de erosión en la base de la Formación
.
Farellones en el borde oriental de la Hoja Quillota y en el ámbito
c la Hoja Portillo o, en otros sectores, la actual superficie de
erosión .
r stribución, litologia
y espesor.
La Formación Salamanca aparece principalmente en la mitad
irte del area ocupando una posición centro oriental, situándose en
el limite entre las Hojas Quillota y Portillo; en general se
ÿ
y
y
braquisinclinales
suaves
amplios
formando
¡.resenta
raquianticlinales con flancos que mantean entre subhorizontales a
no mas de 20°; la dirección general de los pliegues y el rumbo de
as capas es NNO. En el extremo norte en un area muy reducida,
"bicada en el limite con las Hoja Illapei, en el area del Co.
vizcachas (figura 28), la Formación Salamanca aparece en neta
.iscordancia angular y de erosión sobre el Jurásico Medio a
Superior indiferenciado y sobre la Formación Lo Prado (Neocomiano) :
alli la base de la Formación son lavas andesiticas subhorizontales.
(In el sector de Petorca - Pedernales (figura 28), asociada a la
formación Salamanca aparece una estrucura circular de unos 14 a 15
xm de diámetro constituida por un dique anular muy continuo (Unidad
1
101
Wrtg Pp*o Lot Uortío i
P\jv3 deVttle Mcrmavj
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Figura 28. Distribución del Cretácico Superior (Fm. Salamanca) en las Hojas Quillota-Portillo
.
San Lorenzo) y asociado al cual aparecen tobas de lapilli daciticas
y lavas y brechas andesiticas que indican o sugieren la existencia
de restos de una caldera volcánica muy erodada (CAMUS et al., 1986)
y discordante sobre las unidades mas antiguas. En el sector de la
confluencia entre el Rio Rocin y su afluente principal el rio
Hidalgo es posible apreciar en la ribera NW el contacto basal de la
Formación Salamanca sobre la Formación Pelambres que, a su vez, es
sobreyacida discordantemente por la Formación Farellones (foto 21
y figura 30) . El miembro inferior o su equivalente sólo se reconoce
claramente al sur de Alica'nue en el cordón que separa las quebradas
Los Maitenes por el norte de la Quebrada Las Canchas por el sur, a
unos 1350 msnm. Alli se observa una secuencia compuesta por (foto
20 y figura 29) :
Base no expuesta:
- 30 m de volcarruditas monomicticas gruesas con
ciastos andesítico redondeados, do 5 a 15 c.o (foto 23) dispuestos en
una matriz de volcarenita gruesa; Estos conglomerados de aspecto
masivo, con mala o ninguna estratificación, son la base de
10 m de volcarenitas gruesas gris rojiías dispuestas en bancos de
5 a 10 cm, sequidas a su vez por
- 10 a 15 m de areniscas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm con
Intercalaciones de fangolitas rojas en capas finas de no mas de 2mm
de espesor. Las volcarenitas tienen similar composición que las
-
arriba descritas.
Sobre esta secuencia, que representa el miembro inferior de la
Formación Salamanca, siguen hacia arriba los niveles de lavas
andesiticas grises y potentes caracteristicos del miembro superior.
La secuencia basal (miembro inferior) sobreyace
pseudoconcordantemente a niveles de tobas de lapilli y brechas
tobáceas finas de la subyacente Formación Las Chilcas; sobre las
areniscas y conglomerados básales.
La litologia del miembro superior es esencialmente volcánica con
abundancia de lavas las que son casi siempre masivas, de colores
grisáceos, en contraposición al predominio de los tonos rojos de las
formaciones Las Chilcas y Pelambres. La textura es normalmente
porfiricas, con f enocristales de plagioclasa sericitizados y/o
argilizados muy finamente, y, mas raramnete aparecen fenocristales
de anfibola, generalmente de menor tamaño que los feldespatos; no se
aprecia
mesostasis
cuarzo cristalino.
generalmente
es
La
microgranular , traquitica y hasta pilotaxitica .
La Formación Salamanca aparece intruida por numerosos intrusivos;
los mas occidentales pertenecen a la franja de la Superunidad Cogoti
(Paleógeno) y los mas occidentales a la Superunidad Rio Chicharra
(Mioceno); ademas numerosos otros pequeños intrusivos: lacolitos,
filones manto y diques de edad miocena y relacionados a la Formación
Farellones cortan a la Formación Salamanca. En el sector entre el
Rio del Valle y cajón de Pedernales la unidad es afectada por una
fuerte alteración hidrotermal (zona de las Lomas Amarillas)
probablemente relacionada a la megafalla Pocuro.
Él espesor estimado por los autores de este trabajo para la
Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de
afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m.
Dicha estimación se basa sobretodo en los espasores estimados para
la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32°S)
El espesor estimado por los autores de este trabajo para la
Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
.
103
San Lorenzo) y asociado al cual aparecen tobas de lapilli daciticas
y lavas y brechas andesiticas que indican o sugieren la existencia
de restos de una caldera volcánica muy erodada (CAMUS et al., 1986)
y discordante sobre las unidades mas antiguas. En el sector de la
confluencia entre el Rio Rocin y su afluente principal el rio
Hidalgo es posible apreciar en la ribera NW el contacto basal de la
Formación Salamanca sobre la Formación Pelambres que, a su vez, es
sobreyacida discordantemente por la Formación Farellones (foto 21
y figura 30) El miembro inferior o su equivalente sólo se reconoce
claramente al sur de Alicahue en el cordón que separa las quebradas
Los Maitenes por el norte de la Quebrada Las Canchas por el sur, a
unos 1350 msnm. Alli se observa una secuencia compuesta por (foto
20 y figura 29) :
.
Base no expuesta:
- 30 m de volcarruditas monomicticas gruesas con
clastos anees itico redondeados, de 5 a 15 cm (foto 23) dispuestos en
una matriz de volcarenita gruesa; Estos conglomerados de aspecto
masivo, con mala o ninguna estratificación, son la base de
- 10 m de volcarenitas gruesas gris rojizas dispuestas en bancos de
5 a 10 cm, sequidas a su vez por
- 10 a 15 m de areniscas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm con
intercalaciones de fangolitas rojas en capas finas de no mas de 2mm
de espesor. Las volcarenitas tienen similar composición que las
arriba descritas.
Sobre esta secuencia, que representa el miembro inferior de la
Formación Salamanca, siguen hacia arriba los niveles de lavas
andesiticas grises y potentes característicos del miembro superior.
La secuencia basal (miembro inferior) sobreyace
pseudoconcordantemente a niveles de tobas de lapilli y brechas
tobáceas finas de la subyacente Formación Las Chilcas; sobre las
areniscas y conglomerados básales.
La litologia del miembro superior es esencialmente volcánica con
abundancia de lavas las que son casi siempre masivas, de colores
grisáceos, en contraposición al predominio de los tonos rojos de las
formaciones Las Chilcas y Pelambres. La textura es normalmente
porfiricas, con fenocristales de plag.ioclasa sericitizados y/o
argilizados muy finamente, y, mas raramnete aparecen fenocristales
de anfibola, generalmente de menor tamaño que los feldespatos; no se
aprecia
cuarzo
generalmente
cristalino.
mesostasis es
La
microgranular, traquitica y hasta pilotaxitica .
La Formación Salamanca aparece intruida por numerosos intrusivos;
los mas occidentales pertenecen a la franja de la Superunidad Cogoti
(Paleógeno) y los mas occidentales a la Superunidad Rio Chicharra
(Mioceno); ademas numerosos otros pequeños intrusivos; lacolitos,
filones manto y diques de edad miocena y relacionados a la Formación
Farellones cortan a la Formación Salamanca. En el sector entre el
Rio del Valle y cajón de Pedernales la unidad es afectada por una
fuerte alteración hidrotermal (zona de las Lomas Amarillas)
probablemente relacionada a la megafalla Pocuro.
El espesor estimado por los autores de este trabajo para la
Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de
afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m.
Dicha estimación se basa sobretodo en los espasores estimados para
la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32°S) .
El espesor estimado por los autores de este trabajo para la
Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
103
Foto 20. Panorama hacia el sur por el camino de acceso a la mina Rio
Grande, sector de la Mostaza-Alicahue . Se ven los niveles
sedimentarios gruesos y finos de la parte basal de la Formación
Salamanca. La figura 29 explicita la panorámica.
s
v
Figura 29. Esquema explicativo de la foto 20, parte basal de la Formación
Salamanca en el sector de Alicahue. 1. Conglomerados derivados de
material volcánico. 2 Volcarenitas gruesas gris-rojizas en bancos
de 5-10 cm. 3. Volcarenitas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm
.
104
Foto 21. Panorama general hacia el NNW del sector de la confluencia del
rio Hidalgo con el rio Rocin. Se aprecian capas de la Formación
Pelambres que se hunden hacia el este, en tanto que sobre ellas
se dispone, localrnente discordante, una secuencia volcánica
(Formación Salamanca ?); en la parte superior, marcada por una
secuencia de color claro se aprecia la Formación Farellones
discordante sobre el conjunto. La figura 30 explicita lo anterior.
NNW
Discordancia
Figura 30. Esquema expl
explicativo de la foto 221
1 mostrando las relaciones
1as Formaciones Pelambres, Salamanca y
discordantes entre las
Farellones en el sector del Rio Rocin-Estero Hidalgo.
105
cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de
afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m.
Licha estimación se basa sobretodo en los espascres estimados para
la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32CS) .
Edad y correlaciones.
La edad de la Formación Salamanca, tal como al norte de los
32° L.S. no puede ser estaolecida mas que a base de su uoicación
litoestratigráf ica y por métodos de datación radiométrica de
algunos nieveles adecuados y por la datación de los intrusivos que
la cortan. En el sector de la quebrada Pedernales se han realizado
numerosas dataciones en las tobas y en el dique anular obteniéndose
en promedio edades entre 86 y 79 Ma con un promedio muy cercano a
los 80 Ma (ver tabla 7); por otra parte la Formación Salamanca es
cortada por los intrusivos de la Superunidad Cogcti los que tienen
edades radiométricas entre 68 y 45 Ma con un promedio alrededor de
los 55 Ma lo que permite asignar a la Formación Salamanca una edad
minima
.
TABLA 7 EDADES K-Ar DE LA FORMACION SALAMANCA
MUESTRA
COORDENADAS
VolAr10
TIPO DE
ROCA
MATERIAL
% K
Rcca
0.416
1.358
03
82 ± 9
2.501
7. 927
55
80 ± 3
1.720
5. 640
25
82 ± 3
0.103
0.507
03
81 114
rad
i Ar
At ra
Edad Ma
REFERENCIA
RB-I26
32° 02, 15'
70° 53, 17 '
Toba
a ro i11i?.
total
R3-200
32° 02, 15
70s 53, 17 •
Andes 1ta
Roca
RB-203
32' 03,15'
70' 53, 16'
Andesita
RB-502
32° 05, 60 '
70" 34, 70'
R. volc.
al torada
Roca
6B-50
32" 07, 30 '
70" 53,70'
Andes 1ta
PLagioci
0. 118
0. 609
65
123 ± 9
CAMUS et
al. 1986
E3-60
32s 02,15'
70° 53, 17 '
Toba tic
1api 11i
Biotita
6.052
20.311
17
06 ± 3
CAMUS et
al. 1936
2125-R
32' 37,-13'
70° 37 , 37 •
Avnriesita
Roca
1.482
3.273
39
56 ±2.1
1
total
Roca
total
total
*ü C "1 5
1
CAMUS et
al. 1586
CAMUS et
al. 1936
CAMUS et
al. 1986
CAMUS et
al. 1936
Este
trabajo
Paleoceno; la edad máxima, que estaria dada por las edades obtenidas
sector de Pedernales, seria Senoniano. Esta ultima edad es
concordante con las edades obtenidas para la parte mas oriental de
la Superunidad Illapel, para la que se han obtenido también edades
similares. Es de notar que la Formación Salamanca no aparece en
terreno cortada por intrusivos pertenecientes a la Superunidad
Illapel. En conclusión, la Formación Salamanca tendría una edad
Senoniano a Paleoceno edad que es concordante con la edad
establecida para la formación en la hoja Illapel.
en el
Ambiente y condiciones de depositación .
La Formación Salamanca se habria depositado en un ambiente
netamente continental y se habria iniciado en algunos sectores con
depósitos clásticos, probablemente fluviales o aluvionales los que
106
nabrian sido rápidamente obliterados por el volcanismo. La
estructura tipo caldera de Pedernales puede ser interpretada como
les restes excepcionaimente conservados de una paleocaldera
responsable en gran parte de los depósitos hoy en dia visibles de
la Formación Salamanca y testimonian la importancia del volcanismo
del Cretácico Superior, actualmente escasamente representado en el
Norte Chico.
CONCLUSION DEL CRETACICO SUPERIOR.
El
Superior
Cretácico
un
periodo
representa
volcanocrático, subaéreo y continental en donde el reinicio de la
actividad efusiva similar a la del Cretácico Inferior bajo
(neoccmiano) representa un cambio neto respecto de las condiciones
predominantes Cretácioc Inferior alto (Hauteriviano - Barremiano)
y hasta el Albiano, por lo menos, caracterizado por un volcanismo
predominantemente
piroclástico,
episódico
permitió
que
la
depositación de importantes volúmenes de rocas detríticas.
107
í¡P¡3§-íÿE
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cÿ;.i>.vcí
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30 NOTO
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Figura 31. Distribución de las unidades del Neógeno en las Hojas Quillota-Portillo . 1. Fin. Caleta
Horcón. 2. Fm. Confluencia. 3. Fm. Farellones: miembro inferior, 4. Fm. Farellones: °
miembro superior.
NEOGENO
INTRODUCCION .
El Neógeno está representado en el sector oriental del
area (figura 31} , por potentes depósitos volcánicos de origen
piroclástico y lávico que conforman una gran envoltura subhorizontal
sobre las unidades mas antiguas; estas volcanitas se agrupan en la
Formación Farellones. Hacia el oeste, el Neógeno está representado
por depósitos sedimentarios continentales fluviales y por depósitos
marino-litorales; los primeros corresponden a las unidade informales
Gravas de Santa Rosa y Catapilco, Gravas de Rautén y Gravas de
Quilimari en tanto que los depósitos marino costeros corresponden
a la Formación Caleta Horcón.
Formación FARELLONES (RIVANO y SEPULVEDA, 1990)
Definición y relaciones estratigráf icas .
La Formación Farellones es una de las unidades volcánicas más
conocidas en la literatura geológica de la Cordillera de los Andes
de Chile Central y considerada como representante del volcanismo
miocénico .
El fundamento para separar una Formación Farellones en la
Cordillera de Chile Central de otra unidad infrayacente ha sido
esencialmente estructural, según se concluye de la descripción de
KLOHN (1960, p. 67) : "El limite inferior de la Formación Farellones
está marcado por una fuerte discordancia angular que la separa de
distintos niveles de la formación infrayacente".
Esta aceptación de una clara discordancia angular en la base
de la Formación Farellones, que es también notoria en los autores
posteriores, en especial Aguirre (op. cit.), se vió reforzada por
la notoria diferencia en el grado de alteración casi nulo que
presenta la Formación Farellones respecto de unidades mas antiguas
tales como las formaciones Abanico y Pelambres (RIVANO y SEPULVEDA,
1986), fuertemente alteradas (JAROS Y ZELMANN, 1969).
De acuerdo con esto, la Formación Farellones ha sido
recientemente redefinida por RIVANO et al. (1990) con localidad tipo
en el Cerro La Gloria (Figura 31). Corresponde a una secuencia
volcánica continental en la que se distinguen dos miembros; uno
inferior, tobáceo-ignimbritico de composición riolitica-dacitica y
otro superior, compuesto por flujos andesitico-basálticos intruidos
por domos riodaciticos y filones ocoiticos y que muestra restos de
aparatos volcánicos muy erodados (foto 22) .
En el área de Farellones, antigua localidad tipo, la Formación
Farellones debe restringirse solo al miembro superior de BECCAR et
al. (1986), equivalente a la Formación Colorado-La Parva de THIELE
(1980), de minima extensión en la Cordillera al este de Santiago,
en tanto que el miembro inferior de dichos autores corresponde a
parte de la Formación Abanico.
La base de la Formación Farellones es claramente discordante
sobre las unidades de rocas mas antiguas, relación ya descrita por
numerosos autores (AGUIRRE, 1960; JAROS y ZELMANN , 1969; MUÑI ZAGA
y VICENTE, 1982) en tanto que su techo, lo constituye la superficie
de erosión actual.
La
relación de contacto entre ambos miembros es de
109
concordancia e interdigitación parcial en el contacto entre los dos
miembros, lo que puede apreciarse en toda el área entre el rio
Colorado per el norte y el valle del rio Aconcagua por el sur.
MUNIZAGA Y VICENTE (op. cit.) también distinguen sólo dos miembros
para la Formación Farellones en el rio Aconcagua: uno inferior que
denominaren Tuquito y el miembro superior que designaron Buitre.
Dentro de este esquema, el miembro medio de AGUIRRE (1960) no es
parte de la Formación Farellones tal como se entiende en este
trabajo. Los autores prefieren mantener en este trabajo una
subdivisión mas neutra utilizando sólo las asignaciones de miembro
inferior y superior.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación Farellones se extiende en forma discontinua a
todo la largo de la hoja en su parte oriental conformando un gran
"plateau volcánico" (MUNIZAGA y VICENTE, 1982) continuo entre el
valle del rio Aconcagua y el valle del rio Putaendo - Rocin. Es en
este sector donde se muestran mejor los dos miembros que constituyen
la formación:
- Un miembro inferior, de colores claros, compuesto por
sucesivos depósitos de tobas e ignimbritas rioliticas muy frescas
con intercalaciones de niveles delgados de volcarenitas; todo el
conjunto de este miembro presenta una coloración gris claro a
blanco. Un perfil levantado en el sector de la Laguna del Pelado
ilustra las características mas relevantes de este miembro, alli se
observa en discordancia sobre sedimentitas rojas de la Formación Rio
Damas la siguiente secuencia del miembro inferior (figura 32 y foto
23):
1- 3-10 rn de conglomerado ol iqomlctico a monomictico de color gris a
violáceo, pobremente seleccionado, con clastos de 2 a 360 mm,
estratificación rnqular a buena; los clastos corresponden a material
a
y
retrabajado
volcánico
detrítico
material
subredondoado
riodacítico
y andesitico; la matriz es tobácea de tamafío arena
gruesa
2- 1,5 m de toba litica rosado claro con neta exfoliación en lajas,
la matriz es litico-vitrea
3- 8 ra de volcarenita feldespática media a gruesa color verde claro
a gris blanco, bien seleccionada; ios clastos, redondeados, son en su
mayoria fragmentos de rocas volcánicas porfí ricas { =7 0 r de los
clastos) y el resto corresponde a feldespato poco alterados; no se
observa matriz y el cemento es sericitico-ciorí tico con reemplazo
parcial por calcita que eventualmente aparece también como mineral de
alteración de algunos feldespatos ¡Lamina VIH)
4- 6-7 m de toba riodacítica lítico-cristalina de color rosado claro
con "flames" en .a base; los clastos son ar.desíticos y se distinguen
fragmentes de piedra pómez (1 a 4 cm) escasos, entre los cristales se
observa a simple vista "ojos" de cuarzo y biotita. Al microscopio
aparecen
con
como tobas
textura
vitrociástica parcialmente
devitrificada en la cual se reconocen además de los fragmentos
Mticos y shards, cristales do cuarzo corroído y biotita muy
ferruginosa (Lamina VIII).
5- 8 í0 ra de voicaiitarenita igual a la anterior, color verde claro
a gris blanco.
6- 20 m de lava de color verde a gris oscuro que corresponde a una
andesita de con íer.ocristales de palgioclasa, catedrales, zonados y
con frecuente macla de pericia r.a, ia anfíbola se presnta en cristales
euhedraies
La
marrados.
con
mesostasis
es
intergranular
ÿr.í crocrlstai.es
anfíbola,
de
gránales opacos
y microlitos de
plagioclasa (Lairrna VIII).
7- 40 m de tobas liticas riodacíticas corro las anteriores con
intercalaciones de tobas arenosas epiclísticas todas de color blanco
a rosado muy ciato.
.
.
.
—
110
NNE
SS W
50
:o-i
20'
Figura 32. Perfil de la parte inferior de la Formación Farellones en la
Laguna del Pelado, ribera sur. 1. Arenisca tobácea. 2. Areniscas.
3. Conglomerado arenoso. 4. Conglomerado. 5. Toba ignimbritica
6. Brecha volcánica. 7. Lavas andesiticas
.
.
8- 10-15 m de brecha volcánica andesítica [aglomerado) de color gris
oscuro.
9- 50 m de tobas líticas riodacit.icas como las anteriores, de color
gris pardo a gris claro.
Sobre el último nivel aparecen 20 a 30 m de brechas
andesiticasde color gris pardo oscuro que marcan la base del miembro
superior en la Laguna del Pelado. El espesor medido para el miembro
inferior en este perfile es de 160 m aproximadamente.
En el sector del Cerro El Carbón, hacia el noroeste de la mina
Los Bronces, el miembro inferior (Tuquito de AGUIRRE, I960), que
alli está constituido por 20-30 m de tobas rioliticas intercaladas
con sedimentitas carbonosas lacustres, se apoya sobre un cuerpo de
pórfido riolitico, probablemente un domo lacoiitico, erróneamente
atribuido a la parte basal de Farellones. A este miembro lo
sobreyacen 100 m de coladas y brechas andesiticas, asociadas a
centros volcánicos muy erosionados, del miembro superior (miembro
Buitre de AGUIRRE, 1960 ) . Esta secuencia scbreyace discordantemente
111
:ro Les Leones,
Foto 23.
¡co
ce napas de
-a.
:.c "¿rodado
_____
_______
ue utíiaiie ciei sector
en donde se lavante el perfil
la Formación Farellones en la
de
Laquna del telado. Le aprecia
claramente el miembro inferior de nolo- i.~.
••
= •
11
nao ¡ a el este
.
.
mm
113
en el Estero Riecillos a los niveles superiores de la Formación
Pelambres. El contacte basal es una superficie arr.esetada y a una
aitura de unos 3.000 m aproximadamente; desde ahi, y tanto hacia el
este como hacia ei sur, las alturas que corainan este sector, vale
decir ei sector de las minas Andina y Los Bronces, corresponden a
rocas volcanoclásticas de la Formación Pelambres (RIVALO et al.,
1991), lo que sugiere una terminación local hacia el sur y el este,
de ios depósitos de Farellones que habría chocado contra un
contrafuerte montañoso labrado en las rocas mesozoicas.
La distribución area! de este miembro es mas o menos constante
en toda el area comprendida en este trabajo, pero no aparece al sur
de los 33°. Su espesor es variable desde 0 m hasta mas de 300 m,
variabilidad que se explica por haberse depositado sobre un relieve
marcadamente irregular lo que se aprecia claramente en la localidad
tipo del cerro La Gloria. Este miembro se dispone en neta
discordancia angular (foto 24) sobre la Formación Pelambres
(=Abanico de AGUIRRE, 1960; MUÑI ZAGA y VICENTE, 1982) y formaciones
mas antiguas. Numerosas edades radiómetricas obtenidas para la parte
basal de este miembro (tabla 8) indican edades de 15 a 18 Ma .
- El miembro superior es un miembro compuesto fundamentalmente
por lavas andesíticas y basálticas con intercalaciones de tobas y
aglomerados andesíticos y escasas tobas riodaciticas . Asociadas a
este miembro aparecen formas volcánicas que permiten identificar
restos de aparatos volcánicos muy erodados (foto 22) lo que indica
para este miembro una depositación desde centros de emisión
independientes. El color general de este miembro es en general negro
a pardo oscuro, presentando localmente muy buena estratificación.
Su espesor máximo es mayor de 15C0 m, constituyendo su tope superior
la superficie de erosion actual.
Las lavas, de colores grises a oscuros en afloramiento, al
microscopio presentan textura porfírica con fenocristales euhedrales
de piagioclasa y, mas escasos y pequeños, de piroxeno rodeados
frecuentemente de un halo de tremolita fina fuertemente pleocroica;
no se observan cristales de cuarzo. La mesostasis es un
entrecrecimiento microgranular de microiitos de plagioclasa,
gránuics opacos con relleno de vidrio intersticial, a menudo con
aspecto fieltroso y fluidal. En este miembro también son frecuentes
algunos niveles de tobas liticc-cristaiinas rojizas que al
microscopio muestran fragmentos de rocas andesiticas porfiricas y
de tocas; los fragmentos cristalinos corresponden siempre a
plagicclasas y la mesostasis es vitrocristaima parcial a totalmente
devitrif icada
Los sedimentos intercalados en el miembro superior
corresponden siempre a delgadas intercalaciones de capas de
areniscas medias a gruesas que ai microscopio resultan ser Wackas
liticas monomicticas con grano-minerales de feldespatos angulosos
a subangulosos y Uticos volcánicos predommatemente andesiticos;
la matriz es una mezcla arcillosa originada a partir probablemente
de la alteración del vidrio original.
.
Lámina '/III. Microfacies de las rocas de la Formación Farellones: i.
Volcarenita intercalada en la parte basa! de la formación Farellones.
el
en
cemento
2. Calcica
reemplazando
las
sericitico-cloritico
calcarenitas . 3. Microfacies de las tobas del miembro inferior mostarndo
cristales de cuarzo corrido y biotita roja (ferruginosa). 4. Microfacies
de las andesitas básales del miembro superior andositicc de Farellones.
114
mmÿmrnm
WfSW»
üzm
M$W?
232£ai£&:tiÿieássaSía
Foto 24. Panorama aeneral hacia e¡ sor ñor : o bajad- i<-. ; >- ; ~ ; ••- Leones
hacia ei estero La Cañada,
o".";;'
aprecia o '.
r ;J = nte
•
entre !.a ~or:res:o:i . a r • . . :::••/. •.• . .., :-'o : :
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•
••
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;
1
c
—
%K
2b. Panorama ÿ:.
mostrando ha -
Formación Fare
' v
*
•
*
•
Las volcar, itas de la Formación Farellones generalmente no son
cortadas por los plutones graníticos del área.
Estas raices del
arco magma tico permanecen, por su ascenso cortical más lento, en
niveles estructurales algo más bajos. Es frecuente, en cambio,
observar a las voicanitas intruidas por stocks, lacolitos y filones
dacíticos de 7 a 4 Ma, hasta sus niveles más altos.
En el sector de ia Laguna del Pelado (RIVÁNO y SEPüLVEDA,
1591) y en el área del rio Los Leones - Estero de La Cañada la
Formación Farellones aparece afectada por fallas inversas
(foto 25)
.
Edad y correlaciones .
El lapso de tiempo representado por la Formación Farellones
corresponde a un periodo de actividad volcánica iniciado a lo menos
alrededor cíe los 20 Ma y concluido hace unos 7 Ma (tabla 8). Sin
embargo, la notable existencia de una discordancia que fosiliza un
paleorrelieve abrupto y profundamente disecado RIVANO' y VERSARA, en
prep.), unido a 1a dificultad para datar la base misma de
Farellones permiten suponer una edad máxima para la base que podría
llegar hasta el Oiigoceno.
De edad Mioceno y carácter composicionai bimodal, esta unidad
encuentra encuentra sus equivalentes en las formaciones volcánicas
neógenas del norte del pais.
En la latitud de Copiapó, por
ejemplo, es comparable con la Formación Cerro de las Tórtolas
(MAKSAEV et ai., 1984) . Hacia el sur de los 33° S los afloramientos
de la Formación Farellones se continúan al menos hasta el valle del
En el estado actual del conocimiento de la
rio Cachapoal.
estratigrafía del volcanismo Mioceno a estas latitudes y dado los
niveles de erosión que se alcanzan en el área no ha sido posiole
por el momento la individualización espacial y temporal de aparatos
volcánicos y su cortejo de depósitos asociados , tal como se ha
hecho mas
al norte en donde se han preservado mejor los niveles superiores,
por lo cual parece recomendable mantener en este sector de Los
Andes una terminología formacional para referirse a este Complejo
Volcánico .
Ambiente y condiciones de depositación .
La Formación Farellones representa los restes de una cadena
volcánica que, al norte del rio Aconcagua se desarrolló sobre una
meseta ignimbritica correspondiente a la acumulación de material
pirociástico de varios episodios explosivos ocurridos durante el
Mioceno y que rellenaron una paleotopograf ia preexistente labrada
sobre rocas cretácicas y mas antiguas.
Al norte de los 33° las extensas emisiones piroclásticas
ácidas probablemente asociadas a calderas cuyos productos
piroclásticos constituyen el miembro inferior, rellenaron una
topografía conformada por una zona cordillerana, de relieve muy
abrupto, ai este, una zona intermedia de mediana montaña y relieve
mas suave y un zona de piedemonte o pediplano al oeste (RIVANO y
VERGARA, en prensa) . Al sur de dicha latitud, el miembro inferior
casi no existe, desarrollándose en el sector cordillerano sólo el
miembro superior representativo de un volcanismo de tipo central
andesitico-basáltico, con productos distales localmente
116
TABLA 8. EDADES RADIOMETRICAS DE LA FORMACION FARELLONES
Maestra
2041-3
2027-3
2037-3
2040-S
2042-S
947-R
9S5-R
956-R:
959-R
961-R
976-R
S86-R
987-R
16S0-R
2012-R
2108-R
2112-K
2113-R
2134-R
2140-R
A-3759
A- 17 30
LM-1
LM-2
A- 35 9
A-2202
A- 826
2687
2868
CF-7
219793
Coordenadas
32 36, 80 1 -70 = 26,60'
32" 34, 0C -70=33, 50 '
3 2 " 3 5 , 0 0 ' -70 = 27 , 20 '
32=37, 10' -70 = 27, 00'
32=37, 10' -70 = 26, 80'
32=14, 19' -70 = 21, 58'
32=18,50' -70 = 29, 00'
32° 18, 50* -70 = 29,00'
32=14, 90' -70 = 33, 80'
32=14,70' -70 = 31, 60'
32=33, 67' -70 = 21, 38'
32=31,76' -70=15, 19'
32=31, 95' -70=15,59'
32=59,75' -70 = 24,20'
32=20, 65' -70 = 20, 00'
32=17, 90 1 -70 = 31, 45'
32=17, 62' -70 = 32, 19'
32=18,73' -70=33,80'
-70 = 29, 16'
-70 = 31,13'
-70 = 23, 80'
-70=32, 90'
-70=35, 00'
-70 = 35,00'
32=34,50' -70 = 28, 56'
32=30, 00' -70=20, 90'
32=37,40' -70=22, 30'
32=39,24'
32=39,73'
32=51,70'
32=37,10'
32=32,00'
32=32,00'
32=53, 30'-70=25, 76'
33 = 01, 61' -70 = 24, 46'
32 = 50, 36'-70°13, 70'
32 = 55, 45'-70 = 43, 69'
32 = 54, 40'-70=13, 70'
32 = 52, 50'-70°36, 50'
Rio Alitre
Fitología
Tuficita riolit.
Riolita
Basalto
Andesita
Basalto
Filón do Ocoita
Andesita de Pir.
Andesita
Andesita de Pir.
Andesita porfid.
Andesita porfid.
Brecha de alt. h
Filón de Ocoita
Andesita Porfir
Filón de Ocoita
Andesita
Andesita
Andesita basalt.
Andesita
Andesita
Brecha dacit.Lac
Ignimbrita
Ignimbr ita
Ignimorita
Dacita
Toba dacitica
Andes . basalt . Fi 1
Toba riolitica
Toba riolitica
Dacita
Andesita basal.
Ignimbrita aac.
Pórfido de pirox
Andesita basai.
Pórfido and.-bas
Dacita do hornbl
Ma t
«
ÿ
R. T.
R. T.
R. T.
T.
T.
T.
T.
T.
Bt al t
Plag
R. T.
Plag .
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
Kornb
R. T.
R. T.
R. T.
R. T.
.
.
.
Plaq.
Biot .
ad
i
.
3.287
3.569
2. 170
2. 965
0,793
0.478
1.005
C.4 31
1.227
R. T.
R. T.
R. T.
R.
R.
R.
R.
R.
Vol Ar
K
0.862
1.337
1.118
0. 681
0. 62 7
.
0 958
0.500
0.805
0. 602
1.827
0.458
0. 986
1.201
0. 607
1. 482
0.890
1.305
1.006
4.385
0. 230
1.321
0.413
0.639
1.C91
0. 399
0.204
0.765
3. 60
1.572
1.305
2.296
7 .455
0. 461
% At
atm.
Re te Lene ia:;
EDAD
32.0
23.0
80.0
58.0
81 0
43.0
62.4
.
66. 1
54 . 5
72. 6
66.0
57.3
85. 6
19.2
21.1
15.4
20. 9
12. 0
19.3
11.4
30. 1
± 0.7
± 0.7
i 1.4
+ 1.0
± 1.4
i 0.7
i 0.6
± 1.7
15. 1
12.8
1S.5
23.1
i 0.6
24.5 ± 1.2
18.0 ± 1.2
11.2 ± 0.6
27 . C
80 . 1
± 2.0
± 0.7
± 2.3
21.7 i 1.0
23.2 ± 0.9
16.8 ± 1.4
3.5 ± 1.0
21.8 ± 1.9
Í8.4 ± 1-4
55.0 (10. 9+ 4) 11.2±. 4
16.9
50. C
40.0
70.0
92.0
72. 0
.
Plag.
Flag.
33.0
69.0
78.0
84 .C
62.0
(20. 4±. 5)20.71.5
(17. 41. 6)17.91.6
( 6. lil.2) 6.211.2
( 4.91.2)4.91.2
( 4 lí . 1) 4 11. 1
.
.
22. 3
22. 1
18.4
20.3
26.5
R. T.
R- T.
R. T.
117
II
H
MUNI 2. y VICENTE, 190?
y VICENTE. 1982
MUÑI 2
MUNI Z y VICENTE. 1982
DRAKE ot al., 1976
.
.
1 0.5
1 0.3
1 0.4
1 0.8
1 l.C
20.2 i 0.5
13.5 1 0.4
Plag .
R. T.
.
MUNI Z y VICENTE, 1982
MUNI Z. y VICENTE. 1 9Ü2
MUNI Z . (en M y V, 198?)
It
17.5
1.712
2. 10
1.487
2. 13
1.37 0. 3298
0.548 1. 105
7, 101 1.140
VERGARA ot al . , 1988
VERGARA ot al., I960
V MUGARA ot' al., 1980
PADILLA y VERGARA, 1905
M.yV.en MOSC.et al. 1982
PADILLA (memoria) , 1981
M.yV.en MOSC.et al. 1982
interdigitados con sedimentos lacustres ir.termontar.os (RIVANO y
. Esta distribución de afloramientos actual, asi
cerno sus relación de base netamente de discordancia angular con la
formaciones mas antiguas, unido ai hechode que ia Formación
Farellones no muestra evidencias de haber sido afectada por ia
Megafalla Pocuro, la que que no habria estado activa durante o
aespués de la depositación de Farellones han llevado a los autores
citados anteriormente a plantear la posibilidad de la existencia de
un alzamiento pre -Mioceno de Los Andes originando un importante
relieve sobre el cual se depositó la Formación Farellones.
VERGARA, en prensa)
Formación Caleta Horcón (THOMAS, 1958)
Definición y relaciones estratigráf icas
.
THOMAS (1958) denominó asi a los sedimentos poco consolidados que
aparecen a lo largo del acantilado costero entre Maitencillo y
Horcón (figura 31). Estos sedimentos también se reconocen en una
situación similar entre las localidades de La Laguna y Cachagua al
norte de la localidad tipo y entre Quintero y Ventanas al sur de la
localidad tipo. Probablemente también deben incluirse en esta
formación los sedimentos litorales que forman prte del acantilado
cestero entre Viña del Mar y Concon los que son especialmente
visibles en el sector de Las Salinas y Reñaca. ESPIÑEIRA (1989) ha
reconocido extensamente esta formación en los cortes de esteros y
quebradas en ia planicie litoral que se extiende entre el valle del
rio Aconcagua y Catapilco.
Esta formación cubre en clara discordancia depositacional a las
unidades mas antiguas estratificadas e intrusivas que afloran a lo
largo de la Cordillera de la Costa en este sector y son a su vez
cubiertas por depósitos eolicos cuternarios y/o pleistocenos que
enmascaran su distribución tierra adentro. En algunos sectores es
posible observar como estos depósitos gradan a gravas continentales
de origen fluvio aluvional.
Distribución y litologia.
Esta unidad aparece muy bien expuesta a lo largo del acantilado
costero entre Viña del Mar y Cachagua y en algunos cortes de
esteros y quebradas cercanos a la costa.
predominantemente por areniscas,
Esta compuesta
en partes
arcillosas, por arcillolitas y limolitas. Sin embargo hacia el
norte y ya en la localidad de La Laguna es posible observar niveles
de coquinas intercalados en las areniscas.
En el sector de la playa Horcones se puede apreciar de abjo hacia
arriba la siguiente columna litoestratigráf ica en el acantilado
costero (figura 33) :
Base cubierta por la playa actual :
1- 1 m de arenas finas a medias, poco consolidadas cor. una pasada
conglomoridica a ios 40 cm desde la base con clastos aplanados y
redondeados de basca 7 e:n.
2- 0,5 rada arenas atedias poco consolidadas similares a las anteriores
y con abundances turcite! las.
3-3,5 «i da arenas medias a finas con dos niveles mas compactes con
concreciones arenosas a los 0,5 y ÿ,5 ir. desde la case; en los últimos
ü,4 m
aparecen clastos do tamaño conglomerado fir.o a medio.
4- 0,3 m de paracongiomerado con matriz de arena media a gruesa y
clastos redondeados y aplanados de .basta 15 cm.
118
a- 1,1 n de arenas fir.as a medias poco consolidadas con
turritelias y fragmentes de pelecipodcs en ios primeros 1,4 cm.
6 - 1 rr de arenas cerno las anteriores tero coquina; deas, cor. fragmentos
de pe ieci pecios y vertebras pequeñas de Piscis sp. junta a coros
u a ocias tos no identificados.
3,5 ir. de arenas sibil aros a las ya descritas con. fragmentos
bioclisticos (turritellas y pelecipodosí entre ios 1,5 a 5.5 ir.; a ios
3,9 m aparecen algunos ciastos tamaño conglomerado iir.c a medio
uiÿpersos
.
b- 1,1 m de paraccngl omerado simular ai descrito mas abaje, pero con
ciastos de 3 a 30 cm ¡bolones! intercalados ccn bancos de 0,25 m do
arenas similares a las descritas.
y2,8 ¡a de arenas similares a las descritas con una pasada
ccng 1omecádi ca a los 0,4 rn desde la base y una intercalación de limo
negro hacia la 'parte superior en donde la secuencia termina con el
suelo actual.
'.U-liUkVl-W.
lZZH
o~ ..o.
>..
2
Figura 33. Columna
litoes tratigráfica
de la Formación
Caleta Horcón en la
playa de Horcón. 1.
Paraconglomerados
2. Arenas medias. 3.
Arenas finas. 4.
- o|
I r*
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1
V
6
O
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.
Arenas medias
coquinoideas
Arenas finas
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arenosas .
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5.
coquinoideas. 6.
Turritella sp. 7.
Pisces sp. 8.
Concreciones
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*0...0. .Q>J
«
El espesor medido para este perfil es de 19 m; los espesores
estimados en otros algunos lugares dan valores entre 50 y 80 m,
mostrando la unidad una disposición claramente horizontal.
En muchos casos cuando es posible observar la base de la unidad se
la
apreciar
depositación
que
inicia
con
un
se
microconglomerado a conglomerado fino de origen local compuesto en
puede
119
un 99% oor material proveniente de la descomposición de la roca
subyacente (claramnete apreciable en el sector de Horcón y también
frente a la bajada a la playa Las Salinas) .
Edad y correlaciones.
Si bien los afloramientos son abundantes en f ornas fósiles hay pocos
estudios sobre ellas. El único trabajo disponible sobre esta
secuencia son las determinaciones de TAVERA (1960) quien reconoció
especies que aparecen ya desde el Mioceno y otras que, según dicho
autor, estarían restringidas al Plioceno -Reciente.
Las formas atribulóles al mioceno serian:
-
Dentalium sp. aff. sulcasum Sow. var. mayus Sow.
3alar.us psittacus Mol. var. minor Pnil.
Las formas con afinidades pliocenicas serian:
- Monoceras pyrulatus Phillippi
- Monoceras blanvillei d'Orb.
- Monoceras doliaris Phil.
- Monoceras laevis Phil.
-
"Yoldia"?
Por lo cual TAVERA
(1960) considera la formación de edad
Plioceno y equivalente con el piso de Coquimbo. Sin embargo
actualmente el piso Coquimbo se ha constituido en la Formación
Coquimbo la que en su base correspondería al mioceno medio
(MARTNEZ- PARDO, 1979, 1980; MART INEZ -PARDO v CARO, 1980) y aun
hasta el Mioceno Inferior (IBARAKI, 1990). Igualmente la Formación
Navidad y unidades sobreyacentes (capas de Lo Abarca; Formación La
Cueva) que se extienden al sur de los 33° S y de características
depositacionales similares a as de la Formación Horcón, se
distribuyen en un rango Mioceno - Plioceno (COVACEVICH, 19900) . En
opinión de COVACEVICH (1990) si bien la macrofauna de la Formación
Horcón es esencialmente pliocena no se puede descartar edades
miocenas para ia parte mas basal de la unidad.
Formación CONFLUENCIA (RIVANO y SEPULVEDA, 1991)
.
ESPIÑEIRA (1989) distinguió en los valles de La Ligua,
Catapilco, Limache y valle del rio Aconcagua (figura 30) una
secuencia de gravas y ripies con intercalaciones de arenas poco
consolidadas que se distribuyen en terrazas altas y con potencias
de 50 a 100 m las que muestran una distribución superficial
parcialmente concordante con el sistema hidrográfico actual. Estas
mismas gravas aparecen también y han sido reconocidas como tales en
este trabajo en el valle del estero Quilimari. En algunos casos
como en Rautén estas gravas muestran claras imbricaciones de los
clastos mayores (gravas de Rautén) . Estos sedimentos se depositaron
discordantemente sobre las unidades de rocas jurásicas y
paleozoicas que afloran en la costa y engranan lateralmente con la
Formación Caleta Horcón (ESPIÑEIRA, 1989) y son cubiertos a su vez
por sedimentos eólicos y aluvionales mas nuevos. Dadas las
relaciones de pasaje lateral a la Formación Horcón y, a falta de
mejores antecedentes paleontológicos y/o estraticráf icos , la edad
de estos sedimentos puede suponerse ser equivalente con la edad
supuesta para la Formación Horcón esto es una edad f undamentaimente
120
pliocer.a. Estos depósitos son la continuación sur de la Formación
Confluencia definida mas al norte, en el sector de Choapa, la cual,
también de origen fluvio - aluvional aparece engranando con la
Formación Coquimbo (= Formación Caleta Horcón) siendo considerada
de edad Mio-Plioceno.
CONCLUSION DEL NEOGENO .
La paleogeografía del Neógeno que se puede visualizar en este
sector del pais se afirma en un marcado volcanismo ampliamente
desarrollado al este, en la Cordillera de Los Andes que habria
tenido lugar durante casi todo el Mioceno, iniciándose con el
desarrollo de un complejo de calderas, durante el Mioceno Inferior
a Medio para continuar después con una cadena de aparatos
volcánicos de tipo central. Mientras tanto, en la parte occidental
del territorio tenia lugar durante el Mioceno y hasta el Plioceno,
una depositación litoral con el desarrollo de una plataforma
carbonatada de aguas templadas invadida y ahogada parcialmente por
el influjo de material detritico proveniente de tierra adentro a
través de cursos de agua que muy probablemente tenian una
distribución muy similar a la que muestran actualmente los grandes
rios del sector. Este dispositivo paleogeograf ico se habria
instalado sobre una paleotopograf ia con una dicotomía cordillera
oriental y piedemonte occidental desarrollada antes del Mioceno
Inferior .
121
CUATERNARIO
Introducción .
Hojas
las
en
El
y
Cuaternario
Portillo
Quillota
esta ' representado por una variedad ae depósitos mas o menos
ir.consolidados y que corresponden a una serie de fenómenos de
ocurrencia local determinada por las condiciones climáticas y
topográficas alli imperantes, lo que ha determinado la separación
de estos depósitos en una jerarquia informal basada en los modos de
ocurrencia y/o mecanismos de depositación, asi como en el tiempo de
ocurrencia relativo. Asi se distingue en el Cuaternario de las
Hojas
antiguos
Sedimentos
Eólicos
Quillota-Portillo .
(Paleodunas ) ( PQd) , Terrazas continentales (Qt) ; Terrazas marinas
(Qtm) ; Sedimentos eólicos y litorales; Sedimentos aluviales y
coluviaies y Sedimentos glaciales y f luvioglaciales y depósitos
morrénicos retrabajados (Qg) .
Sedimentos eólicos antiguos PQd (unidad informal)
.
Los sedimentos eólicos antiguos (Paleodunas) se reconocen a
todo lo largo de la costa en lugares discretos, a partir desde el
norte del rio Quilimari hasta el limite sur de la hoja Quillota en
el sector de Concón. Forman superficies suavemente onduladas que
cubren parcialmente las terrazas costeras, dpositándose sobre los
depósitos de la Formación Horcones y sobre unidades mas antiguas
tales como los granitoides de la superunidades Cochoa (sector de
Concón) y Mincha (sector entre Quinteroy la punta Guallarauco) , al
norte de ahi, entre punta Molles y punta Quelén cubren rocas del
Triásico y Jurásico, cubriendo áreas mas restringidas.
Los cortes de la carretera (foto 26) , algunas quebradas y,
ocasionalmente la acción erosivas de las aguas lluvias que originan
pequeñas carcavas (denominadas "lluvias" localmente) exponen estos
sedimentos: corresponden a arenas poco consolidadas, de colores
ocres, muy bien seleccionadas y con evidencias de estratificación
entrecruzada frecuente: el espesor puede variar desde unos pocos cm
hasta alrededor de 10 m como es el caso de las paleodunas entre
Pichicuy y Longotoma, normalmente la superficie superior es convexa
u ondulada y sólo cubierta por suelo actual, siendo quizás estas
formas onduladas testimonio de una morfología de bar janes. Su
distribución, casi siempre relacionada a áreas o sectores a
sotavento de playas o al norte de la puntas, indica que se habrían
acumulado seqún un regimen de vientos muy similar al actual, es
decir con una componente predominante de vientos de dirección NNE.
Relacionadas a las paleodunas aparecen gravas finas y arenas
aluvionales (PQd(a))en el sector del Estero Pucalán, al este de
Quintero; estos depósitos de carácter aluvional se habrían
originado por el lavado y erosión del relieve inmediatamente
ubicado al este, y, por cubrir a la Formación Confluencia al igual
que las Paleodunas (QPd) se las ubica cercanas en el tiempo. La
edad de las paleodunas ha sido discutida, mas al norte (RIVANO Y
SEPULVEDA, 1991) asignándoles una edad Piioceno-Pleistoceno, edad
que se mantiene aqui por tratarse de las mismas paleodunas y en
ausencia ce nuevos datos.
122
Terrazas de Depósitos Marinos, en parte
informal) .
sin
sedimentos QTm (Unidad
Esta unidad, que er. sentios estri :to csrrespor.de a una unidad
morfológica, corresponde a unas pequeñas terrazas que aparecen en
Cachagua y Quintero, estas terrazas, ce extensión. comparativamente
reducida, están Icradas score sedimentes marino-litorales que son
cubiertos lateralmente por .as paleocenas y que probablemente pueden
corresponder a la Formación horcones Micceni-Piioceno) , además
estas formas afectan a xas raieodunas ;i?d) , por lo cuai se habrían
generado posteriormente y probablemente favorecidas por su ubicación
geográfica .
Terrazas
Informal)
continentales ,
.
en
parte
sin
sedimentos
Qt
(Unidad
Se ha preferido utilizar este término morfológico para
designar a unas acumulaciones de
depósitos semiconsoi iaados que se desarrollan a L este del valle del
Aconcagua al este de la ciudad de Los Andes . Estos depósitos
consisten en grandes terrazas, de extensión continua que afloran por
todo el borde oriental de la cuenca del Valle de San Felipe - Los
Andes y que consisten en aumulacion.es de arenas medias y
conglomerados finos a medios. Estos depósitos se distinguen del
relleno de la cuenca por encontrarse tepog "afleamente mas altos y
presentar en sus frentes un notable escarpe que alcanza en algunos
lugares alturas de algunas decenas de metros. No se ha podido
establecer la relación exacta con el relleno de la cuenca. Puede
Foto 26, Detalle del aspecto de las paleodur.as a lo largo de la carretera
(Ruta 5) entre Longotoma y Pichicuy.
123
estar relacionado a un último movimiento de la megafaÿia Pocuro
cuya traza es cubierta por estas terrazas.
Sedimentos Cuaternarios No Consolidados Qel , Qac,
informales)
Qg
(Unidades
.
Como depósitos No Consolidados se reconocen y diferencian en
las Hojas Quillota y Portillo los sedimentos eólicos y litorales
recientes (Qel) , los sedimentos aluviales y coiuviales (Qac)y los
sedimentos f iuvioglaciales y glaciales (Qg) , asignados en general
al Cuaternario Superior o Reciente.
depósitos
los
y
eólicos
litorales
a
corresponden
acumulaciones costeras expuestas bajo la forma playas actuales y
dunas, respectivamente; se ubican adyacentes a ia franja costera y
su desarrollo está directamente relacionado con los rasgos
morfológicos actuales; es asi como las piayas se desarrollan
siempre al norte de puntas con acantilados desarrollados que crean
bahías protegidas de los vientos NNE y de las corrientes costeras
de dirección norte, privilegiando asi las acumulaciones de arena,
y siempre a las salidas de las vías de agua que aportan el material
para la construcción de las playas. Las acumulaciones eólicas
aparecen siempre al norte de las playas, de acuerdo con los vientos
predominantes (NNE) ios que transportan desde las playas y desde
depósitos mas antiguos el material fino que es depositado en las
zonas de baja presión al perder el viento su capacidad de
transporte , tanto en las playas actuales como en las dunas es
posible apreciar ia clásica forma de media luna, parabólicas, de
tipo barján, características de las dunas crecientes (SPALLETTI,
1980) .
Los sedimentos aluviales, coiuviales y depósitos de relleno
de valles (Qac) están relacionados a los cursos de agua actuales y
tiene su expresión mas importante en la Hoya del rio Aconcagua, en
la mitad sur del área están formados por acumulaciones de gravas y
ripios, regular a mal estratificados, y por arenas y limos, con
buena estratificación, se trata e:i ia mayoría de los casos de
sedimentos efímeros, especialmente los depósitos de valle y algunos
conos de deyección (Qac (a)), los que suelen evolucionar año a año,
de acuerdo con la abundancia e intensidad de las precipitaciones.
Los dépósitos de colapso gravitacionai (Qac(b)) corresponden
a deslizamientos en masa de grandes proporciones, actualmente
estabilizados y colonizados por vegetación en la mayoría de los
casos; los principales se ubican a lo largo de la Megafalla Pocuro
(derrumbes de Conchuca, Alicahue, Los Patos y Campos de Ahumada)
(figura 34), otros, de dimensiones mas modestas aparecen en La Olla
(Rio Rocín) , Salto del Soldado y Juncaiiilo (por el Camino
Internacional a Mendoza) ; el derrumbe de Juncaiiilo, que taponó y
dio origen a la Laguna del Inca, ha sido erróneamente figurado en
el mapa como un depósito morrénico correspondiendo en realidad a un
derrumbe. Estos depósitos se habrian generado probablemnte por
colapso gravitacionai debido a movimientos sísmicos, llama la
atención su ubicación preferencial a lo largo de la traza de la
Megafalla Pocuro la que durarte esos sismos pudo haber constituido
una zona de inestabilidad; igualmente llama ia atención la relación
espacial entre estos derrumbes y las terrazas del borde oriental de
la cuenca de San Felipe-Los Andes (Qt) .
124
Lobulo d«I do-Temó*
—
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"uvoaevwií n*"n„y)
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r
SAN FRANCISCO
XE LiMACHE
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Figura 34. Distribución de los derrumbos cuaternarios en las hojas Quillota-Portillo . y su relación
cor. la megafalla Pocuro.
SiSíS
j£p
WM9é
r~.ro 21. Panorarnam
vi sur del
icJ r del Juncal.
¡.imite sur de la
Ho;a Portillo.
'•'dio 2o. Glaciar de
roca er. el i? io
Blanco en el
extremo sur del
pluton dacítico del
Rio Blanco. Vista
hacia el este.
1 2 il
Los depósitos glaciales y f luvioglaciales exponen sólo en la parte
oriental del área, Hoja Portillo, generalmente estas acumuclaciones
se presentan en zonas fronterizas y asociadas a formas de erosión
glacial; estas son especialmente notorias en el curso superior del
rio Colorado y en los nacientes del rio Juncal y esteros Navarro y
San José; También en el limite norte de la Hoja se peuden apreciar
en el sectro del paso Los Teatinos importantes acumulaciones
morrénicas, las que están compuestas por abundante material
clástico gureso, anguloso, incluido en una matriz arenosa; es común
encontrar asociados a estos depósitos lóbulos glacio-nivales
recientes. Se han incluido en estos últimos depósitos mencionados
morrenas de glaciares actuales como el del Juncal (foto 27) y
morrenas de glaciares de roca como el que se observa en el rio
Blanco (afluente superior del rio Colorado (foto 28).
127
ROCAS INTRUSIVAS DEL MESO-CENOZOICO
Introducción
En las hojas Quillota-Portillo, ias rocas intrusivas del MesoCenozoico aflorar, a le largo de amplias franjas de intrusivos
orientadas submeridianamente . Las edades de estas franjas decrecen
paulatinamente de oeste a este y constituyen arealrr.ente ei 20% del
área aproximadamente.
Estas francas, al igual que mas al norte, en la Hoja Illapel
(RIVALO y SEPULVEDA, 1991) han sido asimiladas a las Superunidades
en el sentido de RIVANO y SEPULVEDA (1991) , que difiere de la
definición original prouesta por COBBINGS y PITCHER (1972) , pero que
sin embargo resulta ser de fácil maneje para establecer una
nomenclatura de terreno.
Para las Franjas y/o Superunidades reconocidas en las Hojas
Quillota-Portillo se ha preferido mantener la nomenclatura
establecida mas ai norte por existir continuidad de afloramiento.
Para las unidades se ha tratado de mantener dentro de los posible el
mismo esquema de nomenclatura,
sin embargo algunas
facies
litológicas especiales han sido designadas con nombres locales
dentro del área de estudio especialmente para ios granitoides
jurásicos (ESPIÑEIRA, 1989).
Se han reconocido asi cuatro franjas principales que
corresponden a episodios intrusivos mayores y que se ubican en el
Jurásico, Cretácico Inferior a Superior, Cretácico Superior a
Paleógeno y la franja del Neógeno. Adicionalmente se ha detectado en
el limite sur de la hoja Quillota una franja de intrusivos
subvolcánicos de orientación transversal (WNW-ESE) que corresponden
al Mioceno Inferior y que es desc rita separadamente de la franja
del Neógeno de orientación N-S.
INTRUSIVOS DE LA FRANJA JURASICA
Superunidad Mincha.
(Rivano et al., 1985)
Constituye la franja mas occidental de los intrusivos MesoCenczoicos y conforma gran parte de la Cordillera de la Costa y
Planicies litorales (aproximadamente 40%) (figura 35) aflorando en
forma discontinua con rumbo general MS con un ancho proemdio de unos
15 Km y con máximo de 35 Km en el borde sur de la Hoja Quillota. Los
intrusivos de la Superunidad mincha Intruyen a rocas paleozoicas
(Unidad Cochoa) y a rocas del Triásico-Jurásico Medio (Formaciones
Pichidangui, La Ligua, Los Molles, Quebrada del Pobre, Ajial y Cerro
Calera) . Los afloramientos de rocas de la Superunidad Mincha son
cubiertos por sedimentos consolidados y no consolidados del Neógeno
y Cuaternario. En la Hoja Quillota sólo se han reconocido tres de
las cuatro unidades reconocidas mas al norte (RIVANO et. al., 1985;
RIVANO y SEPULVEDA, 1991) en la Superunidad Mincha (figura 35):
Unidad Puerto Oscuro, Unidad Tranquilla y Unidad Cavilolén.
Unidad Puerto
Oscuro,
(RIVANO et
al., 1385).
La Unidad Puerto Oscuro aflora en dos cuerpos batoliticos de
forma irregular que se extienden entre el rio La Ligua, por el norte
y el estero la Canela por el sur. El cuerpo de mas al norte se ha
123
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PLUTON PAPUDOÿ
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PLUTON ZAPALLAft
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QUINTERO
PLUTON
LLAH.LAY
UAUCO
GUILLO'
CONCON
'LUTON L Iy A C HE
Figura 35. Distribución de las unidades intrusivas de la franja jurásica en las Hojas QuillotaPortillo. 1. Unidad Puerto Oscuro: subunidad Cuarzodioritas de Cachagua. 2. Unidad Puerto Oscuro:
subunidad Gabro de Las Cujas. 4. Unidad Tranquilla. 5. Unidad Cavilolén.
denominado Plutón Papudo y el de mas al sur Plutón La Laguna (figura
35) . Ambos cuerpos estar, separados por una franja de intrusivos
perteneciente a la Unidad Caviioién. Esta unidad se distingue por
sus colores oscuros a gris verdoso, debido asu alto contenido en
máficos. En ella se han reconocido tres subur.idades:
las
Cuarzcdioritas de Cachagua, ei Gaoro de Las Cujas, ubicadas
principalmente en el plutón Papudo y las Cuarzodioritas de La Laguna
que ocupan la totalidad del plutón de La Laguna. Rocas asignadas a
esta unidad (ESPIÑEIRA, 1935) afloran también en el acantilado
costero entre Caleta Horcón y Ventanas en donde son cubiertas por
sedimentos Cuaternarios (Pqd) y Mi.o-Plioceno (Th)
.
Subunidad
Cuarzodioritas
ESPIÑEIRA, 1989}
.
de
Cachagua
(=
Unidad
Cachagua,
Se ubica principalmente en el plutón de Papudo y a lo largo del
acantilado costero entre caleta Horcón y Ventanas. Corresponde a
cuarzodioritas, cuarzomonzodioritas y dioritas de colores gris
oscuro a negro; subordinadamente pueden aparecer tonalitas. En
en ios afloramientos costeros, las rocas de esta
ocasiones,
subunidad muestran orientación mineralógica (Balneario de Cachagua,
Zapallar y Papudo y en el sector de Alto de ios Cardos) . A lo largo
de la costa predominan las cuarzodioritas y las dioritas.
Petrográficamente (ESPIÑEIRA, 1989) corresponden a cuarzodioritas,
36)
cuarzomonzodioritas,
(figura
y
dioritas
tonalitas
de
ciinopiroxencs, biotita, hornblenda y en menor proproción,
crtopiroxenos . La textura es faneritica de grano medio a grueso con
30>IC<50. Muestran evidencias de cataclasis tales como doblamiento
de cristales, es común la presencia de cúmulos de máficos, opacos y
accesorios. La plagioclasa corresponde a Anÿ.{0 observándose a veces
reemplazo parcial por parches de feldespato potásico. El cuarzo
aparece pequeños cristales xenomorfos. La biotita muestra un fuerte
pieocroísmo en tonos pardos a rojos. La horblenda es feurtemente
en
normalmente,
y
pleocroica
a
reemplaza,
tonos
verdes
clinopiroxenos .
Ocasionalmente en algunos sectores se observaron inclusiones
rnáficas de formas elipsoidales y subcirculares con bordes
def inidoscuya composición varia desde cuarzodioritas ieucocráticas
a dioritas melanocráticas; estas inclusiones son especialmente
notorias en el sector del cerro La Cruz de Zapallar en donde llegan
a constituir hasta un 45% de la roca.
Las rocas de esta subunidad son intruidas por delgadas vetillas
de granodioritas de hornblenda las que según ESPIÑEIRA (1989)
podrían corresponder a fluidos residuales de la cristalización y
ricos en álcalis y alúmina.
Las edades conocidas para la subunidad son dos antiguas
mediciones por el método Plomo-a (LEVI et al., 1963, DRAKE, in
MUÑIZAGA y VICENTE, 1982 ) y 3 edades K-Ar en biotita
y una en
anfiboia (ESPIÑEIRA, 1989), además en el sector de Papudo se realizó
una isócrona con 11 muestras (ESPIÑEIRA y PARADA, 1987) . Las edades
obtenidas (tabla 9) dan un rango entre 160 y 167 Ma .
Subunidad Gabro de Las Cujas.
1989) .
(=
Gabro de Las Cujas, ESPIÑEIRA,
Corresponde a un pequeño sector ae afloramientos en el sector
de la caleta Las Cujas. Se trata de dos cuerpos pequeño de no mas de
130
un 1/4 de km2 de superficie que afloran al norte de Caleta Las Cujas,
en donde se por.e en contacto brusco con las cuarzcdioritas de
Cachagua, y el otro en el sector de Santa Rosa de Colmo en ia
vertiente sur del valle del rio Aconcagua, en dnode es parcialmente
cubierto por los depósitos de la Formación Confluencia. Estos
cuerpos, dada su pequeñez no nan sido figurados en el mapa
1:250.000, una ubicación mas precisa figura en ESPIÑEIRA (1989).
Son gabros de hornblenda de color gris negro de grano grueso
a muy grueso. Al microscopio (ESPIÑEIRA, 1989) muestran hornblenda
y subordinadamente clinopiroxenos
La hornblenda es fuertemente
pleocroica en tonos verde amarillo a verde
intenso. Los
clinopiroxenos de hábiot prismático presentan parches de anfibolas.
Las plagioclasas son An43_54. Los accesorios mas comunes son pistacita
y opacos. El IC es 55>IC<60. En el sector de Santa Rosa de Colmo
estas rocas muesuran evidencias de cataclasis tales como distorsión
y doblamiento de cristales lo que, unido al recubrimiento por los
sedimentos Neógenos, impide establecer una relación clara con las
otras rocas intrusivas que alli afloran, para esta subunidad no se
cuenta con dataciones de ningún tipo.
.
Subunidad
Cuarzodioritas
ESPIÑEIRA, 1989)
.
de
La
Laguna.
(=
Unidad
Catapilco,
Constituye un sólo plutón de carácter batolitico, el plutón de
La Laguna (figura 35), de forma irregular y que hacia el este y
sureste intruye niveles de rocas volcánicas de la frormación Ajial
las que aparecen suavemente plegadas y afectadas por metamorfismo
(ESPIÑEIRA, 1989). Hacia el norte son intruidas por las
termal
plutonitas de la Unidad Cavilolén, contacto que en gran parte está
cubierto por sedimentos de la Formación Confluencia y por una densa
foresta y suelo vegetal, haciendo problemática su observación. Las
rocas corresponden a cuarzodioritas de grano medio, similares a las
de la subunidad Cachagua pero que presentan una fuerte alteración
silícica y cloritica lo que ha causado la cloritización de los
máficos y un color pardo amarillento. Petrográficamente, estas rocas
y,
corresponden
a
cuarzodioritas,
cuarzomonzodioritas
subordinadamente, tonalitas y monzonitas cuarciferas (figura 36) de
anfibolas verdes y clinopiroxeno El IC, modal, varia entre 22 y 28.
la textura es la misma que las cuarzodioritas de Cachagua. Las
plagioclasas varian entre An27_32,
encuentran
se
comunmente
argillizadas . los accesorios mas comunse son esfeno, apatita, circón
y opacos.
En algunos sectores, como en San Alfonso, rocas asignadas a
esta subunidad corresponden a tonalitas blancas con una ausencia
casi total de máficos con un aspecto muy similar la Unidad
Tranquilla del plutón Mauco. Las inclusiones máficas son escasas,
oscilando composicionalmente entre cuarzodioritas a dioritas de
anfibola, con IC entre 32 y 48; su textura es porfirica de grano
medio
En esta subunidad sólo se dispone de una antigua edad Pb-Cl en
el estero Catapilco de 170 ± 20 Ma (LEVI et al., 1963) (tabla 9).
.
.
131
TABLA 9 EDADES
K/Ar
y PbS DE LA FRANJA JURASICA
decaías
Material
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il-R
34 -R
2 46'
: 32'
2 ° 31, 40
:"28,:c
2 °3 3 ,4 3
1°27, 50
2° 33, VC
1° 27,69
2 ° 2 9 , 90
7 i° 25, 00
Zapaliar
i dad Cavilolén
E- 10
ud
i
-
7.429 43.229 13.
Biotita
7.564 :i . 516 i"
Cuarr rrctzodiori ta
Biotita
6.334 41. 736
Monzeeita
32a 35, 50
7 1° 21, 70'
32° 35 , 50
7 1° 2 i,7 0
1
i4
2
167
-
2
7.0
151
r 4
2
Biotita
7 C66 47.916 13.0
162
±4
2
Cjarzodiorita
Biot i ta
7.C66 47.916 13. C
166
14
2
Coa zzcd axila
Biotita
7.553 43.213
160
x 4
2
~ rif
Grarodiori ta
____
__
_ ___
1
1
1 "'93-R
! 094-R
114 1- R
1144 -R
Iz09-R
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1
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32-R
56-R
"
'
32°58, 57 '
71=32, 7] '
32° 58 , 57 '
71° 32, 7;
32° 4 5, 4?
33-R
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C'TLE 19
C'TLE 24
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1
7 1" 18, 20 '
32°57,gfi'
7 1° 20, 60 '
32° 57. 00'
7 1° 2 3 , 32'
52° 57, C0'
71° 24, 00'
32° 4 8, 30'
7 1° 32, 4 0 '
32° 48, 30 '
71° 32 ,40 1
32° 35, 50 '
71"16, 00'
32° 36, 40
71°23, 50
1
1
An iibo ! a 0.95C
4
160120 Fb,'«
5
1601 8 ?b/S
4
156
14
3
6.C96
158
x 7
2
Uioti ta
6. 644 44 .396
164
+4
2
Cu a r z or,nz odio r it a
Biotita
6.506 4 3 . 355
164
± 4
1
Grani to
Biotita
6. 1357 43.479
156
1 4
2
Anf ibola 7.301 4 5. 425
166
1 4
2
Granodior. do Anf-Ut
Biotita
7.413 49.339
160
± 4
2
Granodior. de Anf-Bt
Biotita
7.4 99 49.639
163
14
2
Pegraat i ta (Qz-Fd-Mus)
Muscovi . 9.24 2 51.001
153
i4
2
Dior ita
Biotita
156
1 4
2
Mor.zodi orita - Dior.
Aní ibola 0. 591
3.4 94
140
112
2
Grancdicrita
Biotita
7. 015 45.511
160
± 4
2
3iotita
6.353 41.116
159
14
2
Biotita
5.280 30. 135
141
± 4
2
Biotita
6. 931 43.914
156
± 4
2
158
+ 5
2
.
32 ° 42 30'
7 1" 2 9, 20 '
32°57, 61'
71" 32, 74 '
32° 55, 43 '
71° 32, 90 '
.
.
Biotita
1
32° 07 ,36
71°20, 53
32 ° 4 4 ,4 0 '
7 1° 2 9, 50'
160
j
¿ t 1Z a C1 6 ü *¿
1
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Adame": ita
33° Costa
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Biotita
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33-R
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7.411 47.725
An fi bol a 1. 107
Adamelita
Leucogra.nodiori ta
7.101
120120 ?b/«
5
170+20 Pb/a
5
238125 Pb/tt
5
32° 47 ,30
70° 33, 10 '
33° Costa
Aclame 1 i ta
Andesita porfirice
Plagiocl
105
± 2.0
3
33° Costa
Granodior! ta
Biotita
151
1 1
3
33° Costa
Pegmatita
Biotita
17 7
12
3
1
traba ;o. 2. SSPREíRA, 133S. 3 DRAKE et al., 1992. 4 DRAKE (in
MUNIZAGA y VICENTE, 1932)
Li.-I et aio., 1963.
132
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Figura 36. Diagrama QAP
de
composición
modal para las unidades
intrusivas
de
la
Suoerunidad Mincha.
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Unidad Tranquilla. (RIVANO et al . , 1985) (=Unidad Mauco, ESPIÑEIRA,
19899
Corresponde al plutón Mauco, de forma ligeramente ovoide, con
su eje mayor orientado NS y con un apéndice elongado en dirección
NW-SE y del cual lo separa una falla de igual rumbo (figura 35) que
ha desarrollado foliación en la roca de caja. Hacia el este estas
rocas ir.truyen rocas metamórficas cuyo protolito original son rocas
volcánicas asignadas a la Formación Ajial. Hacia el oeste sen
cubiertas por depósitos Neógenos y Cuaternarios.
Las rocas de esta unidad corresponden según ESPIÑEIRA (1989)
a leucotonalitas amarillentas a rosácease intruidos por numerosos
cuerpos pequeños (stocks y filones) de composición dioritica y de
colores grises a negros y que corresponden a cuerpos menores de la
Unidad Puerto Oscuro. Ocasionalmente (ESPIÑEIRA, 1989) se ven
filones sinplutónicos disruptados, cuyos fragmentos
están
alineados entre si e inmersos en las leucotonalitas.
ai
microscopio se presnta como rocas hololeucocréticas con 2<IC<5 y
con textura granofirica de grano medio a fino. En varios sectores
cerca de los bordes del plutón es posible aprecia evidencias de
cataclasis tales como deformación y molienda de cristales a lo
largo de bandas. Un examen atento de los cortes transparentes de
las muestras con menor deformación muestra fenocristales de
plagioclasa argillizados, de relieve muy bajo, similar al bálsamo,
lo que indica su carácter sódico, y entrecrecidos con una matriz
simplectitica de cuarzo y feldespato, los f erremagnesianos son muy
escasos y generalmente corresponden
a anfibola verde.
Otros
máficos son escasos. Los accesorios son esfeno, apatita, opacos y
circón, esta descripción coincide con las efectuadas mas al norte
(Hoja Illapel) para rocas ae esta misma unidad (RIVANO et al.,
1985; RIVANO y SEPULVEDA, 1991) .
133
No existen edades radiométricas disponibles para esta unidad
podiendo tan sólo asegurarse que esta unidad intruye a rocas
metamórficas asignadas a facies metraorficas de la Formación Ajial
(=Corr.plejo El Cajón de CORVALA y DAVILA, 1964} . Tampoco es posible
establecer mayores relaciones de contacto con las otras unidades
intrusivas jurásicas a excepción de aparecer intruida por cuerpos
menores v filones dioriticos asignables a la Unidad Puerto Oscuro,
relación que es la misma que se observa en ia localidad tipo de
amias uniaades mas ai norte.
Unidad Cavilolén.
ESPIÑEIRA, 1989) .
(RIVANO
ec
al.,
1985) (=Unidad
Limache
de
Es la mas extensa de las unidades intrusivas jurásicas, aflora
en grandes plutones batoliticos y cuerpos menores asociados (figura
35). Los principales plutones son: el plutón de Petorca-Quilimari,
plutón de Guaquén, plutón de La Ligua, plutón de Las Salinas,
plutón de El Melón-Catapilco, plutón de Zapallar, plutón Quintero,
plutón Santa Teresa y plutón de Limache. Estos plutones
corresponden a cerca del 75s-. de la franga Jurásica en la Hoga
Quillota. los mas importantes por su tamaño son el Plutón PetorcaQuilimari que alcanza una superficie aproximada de 450 Km2 y que se
continúa mas allá del limite norte de la Hoga. El Plutón de
Limache, en el extremo sur de la hoja y que se extiende hacia el
sur de ella es el segundo plutón en importancia, seguido por el
plutón de El Melón-Catapilco el que es parcialmente cubierto por la
Formación Confluencia (Te) en su parte central.
También se ha incluido en esta unidad el cuerpo dioritico de
Zapallar (=Diorita de zapallar, ESPIÑEIRA, 19899. El color
predominante es gris claro y es notorio un bandeamiento
mineralógico acentuado por la presencia de inclusiones máficas
orientadas acorde a dicho bandeamiento. Las rocas de esta unidad
ir.truyen a todas las unidades estratificadas del Triásico-Jurásico
y al unidad intrusiva Cochoa del Paleozoico. A.demás el contacto con
la unidad Puerto Oscuro es neto y brusco y de carácter intrusivo.
se desconoce las relaciones de contacto con la unidad Tranquilla.
Estas rocas son además intruidas por pequeños cuerpos graníticos,
no mapeables a la escala 1:250.000, y por filones dioriticos.
Petrográficamente corresponden a granodioritas, tonalitas y mas
raramente, a rnonzogranitos (figura 36) de biotita, hornblenda y en
menor porporción, clinopiroxenos . La textura es faneritica
de
grano grueso con 10<IC>24. Son comunes las evidencias de
cataclasis, tales como la deformación y/o doblamiento de cristales,
en los afloramientos meridionales (Plutón de Limache, plutón de
Santa Teresa y plutón de Quintero) . La plagioclas es An27.3?, con
hábito tabular y zonadas. El cuarzo es xenomorfo y ocasionalmente
muestra golfos de corrosión y extinción ondulosa. El feldespato
potásico es microclina xenomorfa cuyos bordes suelen mostrar
entrecrecimiento de cuarzo y plagioclasa. La biotita presenta
pleocroismo en tonos pardos a rojos y a veces aparece con el
diva je doblado, la hornblenda tiene pleocroismo en tonos verdes
fuertes y puede estar aiteradad a epidota y/o clorita; puede
reeplazar clinopiroxenos a lo largo de los bordes o en los palnos
ae clivage. Los accesorios mas comunes son esfeno, opacos, apatito
y circón.
Las inclusiones máficas, de formas elipsoidales y alargadas,
13 4
poseen bordes definidos y algunas de ellas presentan una zonación
de color con la facies mas melanocrática al centro de las
Composicionalmente
desde
varían
inclusión.
cuarzodioritas
leucocráticas a dioritas melar.ocraticas con IC entre 28 y 52. En
algunos sectores, como en los balnearios de Ventanas y Quintero,
estas inclusiones aparecen con grandes dimensiones (hasta 1,7 m de
largo) (ESPIÑEIRA, 1989) y alineadas lo que sugiere que se trata de
filones sinplutónicos . En el sector de Zapallar estas rocas
adquieren un aspecto almohadillado en las que se distingue un
melanosoma constituido por fragmentos dioriticos orientados
dispuestos en una matriz leucocrática (leucosoma) que forma entre
un 10 a 35% del volumen total. Los fragmentos melanocráticos son de
formas elipsoidales a cuadrangulares y tamaños entre 4 a 40 cm de
eje mayor. La matriz leucocrática es de color gris claro y posee
fábrica orientada paraleela a la dirección de los fragmentos
melanocráticos. también se observan en este sector los filones de
granitos leucocráticos
Las
radiométricas conocidas para esta unidad
edades
corresponden a 2 antiguas edades Pb-a (LEVI et al., 1963; MUÑI ZAGA,
1972), 7 edades K-Ar en biotita (ESPIÑEIRA, 1989; este trabajo), una
(ESPIÑEIRA,
1989),
K-Ar
en
edad
anfibola
par
dos
K-Ar
Biotita/Anf ibola (ESPIÑEIRA, 1989) (tabla 9) y dos isócronas una en
la Cuesta Zapata y la otra en Quintero. Las edades obtenidas se
agrupan entre los 156 y 166 Ma, sin embargo las isócronas dan
valores algo mayores 173±28 la de la Cuesta Zapata y 168±4 la de
Quintero (ESPIÑEIRA, 1989) Estas edades radiométricas dan un rango
entre 156 y 170 Ma para esta unidad.
.
.
Rocas intrusivas asociadas a la Superunidad Mincha.
Granitos de Punta Sanf uentes
.
(ESPIÑEIRA, 1989).
Estas rocas corresponde a un conjunto de intrusivos graníticos
muy pequeñas dimensiones, por lo que no han podido ser
representados en el mapa 1:250.000, y que forman filones
centimétricos a cuerpos lenticulares. Normalmente intruyen a las
rocas de las unidades Puerto Oscuro y Cavilolén. Numerosos cuerpos
apliticos asignados a esta asociación, se observan en las
cercanías del cerro Colorado en Reñaca, Quintero, Zapallar y Papudo
(ESPIÑEIRA, 1989) En Punta Sanfuentes y Papudo afloran junto con
apitas
pegmatitas
granitos
dispuestos
las
y
bandeados,
subhorizontalmente, con una potencia de 50m, se disponen sobre la
unidad Cavilolén. Petrográficamente corresponden a sieno y
monzogranitos (figura 36) leucocráticos de biotita y mica blanca
subordinada, con 1<IC>4 con textura fanerítica de grano medio a muy
grueso. La plagioclasa es Anl0_16, zonadas. La microclina es el
feldespato potásico presente y aparece xenomorfa y con su
caracterítica macla de enrejado. El cuarzo está siempre rellenando
espacios tardíos y tiene extinción ondulosa. La biotita es
pleocroica en tonos pardos. La mica blanca es muy fina y forma
cúmulos. Ocasionalmente se observa textura simplectitica . Los
accesorios son opacos y esfeno.
(1989)
según
relacionan
ESPIÑEIRA
se
Estos granitos
estrechamente a las unidades Puerto Oscuro y Cavilolén indicando
que corresponderían a
líquidos residuales de las unidades
mencionadas, sin embargo los antecedentes aportados no son
de
.
135
conciuyentes . Se ha obtenido 2 edades radiorr.étricas K-Ar para esta
asociación que dan valores discordantes de 159 y 74 Ma {tabla 9),
siendo ei primero el mas probable.
Filones Dioriticos.
(ESPIÑEIRA, 1989)
Corresponden filones con espesores variables entre 0.1 a 2m
que cortan a las unidades Puerto Oscuro, Cavilolén y Kauco. Se
distinguen dos tipos: el mas abundante, de textura porfirica de
crano medio a fino v que no muestra bordes de enfriamiento en la
roca de caja y un segundo tipo, también con textura porfirica pero
de grano muy fino y que presenta bordes de enfriamiento y
alteración en la roca de caja, apareceindo estos últimos sólo en el
costero entre
Petrográficamente
Papudo y Cachagua.
sector
corresponden a dioritas de homblenda y biotita con clinopiroxenos
subordinados de color negro. Existen 2 edades conocidas (IRWIN et
ai., 1987) para estos filones con edades discordantes de 118 y 151
Ma (tabla 9)
.
INTRUSIVOS DE LA FRANJA CRETACICA
Superunidad Illapel.
(RIVANO et al., 1985).
Los intrusivos de la Superunidad Illapel se agrupan en un
conjunto de cuerpos de dimensiones desde batolitos a stocks
distribuidos en una franja irregular de unos 20 a 25 Km de ancho a
lo largo de la parte media de la Hoja Quiliota. F.1 rumbo de esta
franja es N20°-30°W y, en general, los plutones mayores muestran una
morfología de afloramiento acorde con dicha orientación, la que
coincide por lo demás, con la orientación de algunos lineamientos
y Fallas regionales. Al sur del valle del rio Aconcagua la franja
de afloramientos de esta superunidad aparece claramente desplazada
nacía el oeste unos 15 a 20 Km de la ubicación esperadad dada la
proyección normal de la franja hacia el sur.
Los plutones principales son (figura 37) : el plutón de TiiamaSan Lorenzo, con forma alargada en dirección N30°W , con un ancho
promedio de 7 km y un largo de mas de 50 km, extendiéndose en forma
initerrumpida desde mas allá del limite norte de la Hoja Quiliota
hasta el estero guayacán, por el sur; al oeste del plutón TilamaSan Lorenzo, en la parte norte de la hoga, aflora el plutón del
Morro López paralelamente al cuerpo mayor, extendiédose desde el
valle del rio Quilimari hacia el sur por unos 15 Km y un ancho de
3 a 4 km, entre ambos cuerpos afloran cuerpos menores. Entre
Petorca y Chincolco afloran una serie de cuerpos de pocos Kmz de
extensión y ai norte de ellos se ubica el plutón de Pedernales.
Hacia ei sur del plutón Tilama-San Lorenzo aflora, en el sector
entre San Felipe y Llayllay, el batolito de Panquehue que se
extiende a todo lo largo del valle de Aconcagua entre esas
localidades, afectado por notorias fallas inversas en sus bordes
oriental y occidental originando el Horst de Panquehue (ver
capitulo Estructura y Tectónica). Entre ambos cuerpos afloran
varios cuerpos menores siendo los mas importantes el Plutón de
Guayacán, el plutón del Cerro Blanco y el Plutón de Quebrada
Herrera. Al sur del plutón de Panquehue aflora en el extremo sur de
hoja el plutón batolitico de Caleu-La Campana con un ancho de 12 a
136
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Figura 37. Distribución de las unidades intrusivas de la franja cretácica. 1. unidad La Campana.
Unidad Chalinga. 3. Unidad Quebrada Herrera. 4. Unidad Chagres. 5. Zonas de alteración
relacionadas a la franja cretácica.
2.
15 km y un largo NS de 15 Km, extendiéndose hacia el sur de los 33°.
Las rocas intrusivas de esta superunidad intruyen a las rocas
estratificadas, volcánicas y/o sedimentarias de la Formaciones
jurásicas y de las formaciones Lo Prado (THOMAS, 1958), Veta Negra
(THOMAS, 1958; PIRACES y MAKSAEV, 1977), Las Chilcas (THOMAS, 1953;
PIRACES y MAK3AC.V, 1311) del Cretácico Inferior.
Estas rocas intrusivas aparecen frecuentemente asociadas con
áreas de alteración hidrotermal las que son mas notorias en la
mitad norte de la franya y asociadas también a importantes
distritos mineros y que se distribuyen según lineamientos
estructurales de orientación general NNW.
Las unidades reconocidas dentro de la Superunidad son la
Unidad La Campana (Tidy, 1971) Unidad Chalinga (Rivano et al.,
1985), Unidad Queorada Herrera y Unidad Chaqres.
Unidad La Campana.
(Tidy, 1971)
.
Sólo fué reconocida en el borde oeste del Plutón de Caleu- La
(figura 37)
en
donde ocupa alrededor de
8
Km2
aproximadamente en el sector del cerro la Campana (TIDY, 1970) . Se
trata de un cuerpo de gabro y dioritas subordinadas de colores gris
oscuro a negro con IC>65, de grano medio a grueso (1 a 4 mm) . La
textura es
hipidiomorfa granular ofitica a subofitica. Al
microscopio se observa que la plagioclasa corresponde a An56_66,
zonada con sericitzación incipiente y localmente reemplazo por
epidota. El piroxeno seria diópsido con algo de hipersteno (TIDY,
1970) , el piroxeno aparece en gran parte reemplazado a actinolita
de color verde a verde pálido. La magnetita e ilmenita aparecen
como los accesorios mas abundantes y aparecen rellenando espacios
intercristalinos y fracturas.
Las edades conocidas para esta unidad corresponden a una
antigua edad K-Ar en plagioclasa (TIDY, 1970) (tabla 10) que dá una
edad de 6618 Ma, edad manifiestamente minima dado el material
AI sur de la Hoja esta unidad se reconoce nuevamente en
usado.
el sector de El Llano de Caleu.
Campana
Unidad Chalinga.
(RIVANO et al., 1985).
Constituye aproximadamente el 95% del total de la Superunidad
lilapel (figura 37), con un amplio espectro petógráfico desde
dioritas a sienogranitos . Predominan las facies granodioriticas a
tonaliticas y en menor proporción las facies de monzonitas y
monzodioritas cuarciferas; las facies monzograniticas y tonaliticas
son subordinadas (figura 38).
Petrográficamente corresponden a granodioritas de hornblenda
y biotita y monzodioritas cuarciferas con textura Hipidiomórf ica
ir.equigranular , a veces con marcada tendencia a texturas
porfidicas. Son rocas leucocráticas con 5<IC<24. El grano
predominante es desde grano grueso medio, llegando hasta fino, en
las variedades porfiricas. La plagioclasa (An4C.S0) aparece en
grandes cristales tabulares subhedrales a euhedrales con macla
polisintética y con escasa alteración de clorita y/o epidota y
calcita en los planos de macla casi siempre hacia el núcleo de los
cristales. El feldespato potásico es ortoclasa la que aparece
formando grandes cristales anhedrales a veces algo argillizados y
mas raramente pcrtiticos, en ocasiones presenta tendencia
138
Q
A
/
/ \
\
Figura 38. Diagrama QAP
de
composición
modal para las rocas de
la unidad Chalinga.
\
\
\
I
_p
poikilitica. El cuarzo, anhedral, presenta en las zonas contiguas
a fallas, microf racturamiento y a menudo, bordes de reacción en los
contactos con la ortoclasa. Los minerales máficos predominantes son
la biotita y hornblenda esta última con pleocroismo incoloro a
verde pálido, la biotita está casi siempre cloritizada. Los
piroxenos son escasos y mas frecuentes en las facies mas dioriticas
ycasi siempre asociados con hornblenda; en muchos casos es normal
que presenten bordes uralitizados . Los accesorios son opacos,
esfeno apatito y circón.
Asociadas a la unidad Chalinga, y especialmente en el sector
de valle del rio Aconcagua (plutón de Panquehue) y Llayllay-Ocoa,
(figura 38) aparecen facies de dioritas y/o metandesitas ; esta
facies (Kila) se ubica siempre en los bordes de contacto de los
plutones mayores, mostrando un paso gradual hacia las facies mas
típicas de la unidad, correspondiendo a una facies de transición
entre la roca de caja y el intrusivo. Son rocas obscuras de textura
inequigranular con tendencia porfirica en la que destacan: cristales
semitabulares de plagioclasa tipo Andesina (70%) que a veces
alcanzan los 2.4 mm y con zonación; hornblenda verde en cristales
prismáticos con leves indicios de recristalización; cuarzo, hasta
10%, en cristales anhedrales y productos de recristalización y
opacos escasos y de forma cúbica. En sectores, el aspecto de la roca
cambia a una roca con textura microcristalina con escaso cuarzo
intersticial, recordando la textura recrsitalizada de una lava. Se
destacan abundantes vetillas de epidota con clorita en los márgenes.
También, en el sector de cerros al oeste del Pueblo de Putaendo y
cerca de la cima del cordón se extiende una zona de color rojo de
alteración del intrusivo (unidad Chalinga) , en ese sector la textura
del intrusivo es brechosa: clastos de intrusivo de tamaño desde
centimétrico a decamétrico se disponen en una matriz oscura de
aspecto metálico que corresponde en su mayor parte a magnetita. Esta
brecha de magnetita se extiende por unos 1,5 a 2 Km en el borde del
intrusivo que alli aflora que corresponde a un pequeño stock de la
unidad.
139
TABLA 10 EDADES RADIOMETRICAS PARA LA FRANJA CRETACICA
ve. Ar
N° Mta.
*
Material
5: tóldela
Coordenadas
A:
i
ra:;
ate
Retar
ET.-.D
Unidad La Campana
290
32*57 , 00 '
n
j.
k
-
Plagiadas
66
r 5*
101
± 5
7 1° 05 , 4 0'
7
Unidad Chalinqa
610-3
1006-S
Dionta de anfiboia
Ar. í ibo a
.
0 585
2.375 41.5
32*16,68'
71*07,87'
Tonalita de Kb.- 3t
Anfiboia
C. 473
1 93? 4° .0
.
102
15
32° 11,03'
Grar.ociorita
1
32 ° 04 ,16'
7 i" 11,61 '
-
.
1
Tona
Biotita
7.263 30.572 20.7
105
±3
Tcr.ai.ita de Hb.- 3t
Biotita
7 530 31.741 15.7
1C 6
i3
2
Tena 11ta de Hb.- 3t
3iot ita
7.011 29.021 19.9
103
13
1
Forfido dioritico
Roca total
1.652
6.362 23.5
96
±3
2
Porlido dioritico
Roca total
1. 666
6. 133 15.4
92
t 3
1
Granodi orita
3: dt ita
6.433 30. 127 20. 3
118
t 3
1
Grancdiorita
Biotita
6.4 33 30. 17 2 "2.8
! 17
f
3
1
Granod; ori ta
Biotita
6.517 21.334 31.0
02
1 2
1
2266-R
Granodiorita
Anf ibola
0.759
3.079 56,0
101
± 6
1
2283 -R
Grancdiorita
Biotita
6.365 20.903 24.0
03
12
1
2283-R
Granodiorita
Ai f ibuia
0. 910
2.939 41.0
79
±2
1
2284 -R
Montogranito
Biotita
G. 500 21.825 29.0
86
1
2
1
Roca total
1. 587
8.832 16.0
139
í 5
1.7 58
7 683
109
1 i*"
1
9613
3
1009-S
1011-S
1C14-S
1116-R
1116-R
1164-R
1164-R
2266-R
7 1° 0 6 ,7 8 '
32° 11, 46'
7 1° 06, 4 6'
32*09, 70'
7 1° 0 S , 0 1'
32° 4 0 , 40 '
70°53, 15'
32°40, 40'
7 0" 53 , 15'
32*49,72'
70° 56, 29 1
32° 4 S , 72 '
70° 36, 2 9 '
.
32°
Mcntodiorita
RD-9";
32° 11,20'
Roca si 1ici 1icada
Boca total
A-3800
70*59,20'
32°26, 00'
7 1* 0 1,3C '
Granito
Biotita
Pedegua
Granodiorita
iiornblcnda
88
17
4
436
Cuesta La
Granodiorita
Biotita
85
18
7
31
Dormida
32*19,30'
7C°05, 10'
Grancdiorita
2451
RUNGUE
Granodiorita
22 94 -R
cuate,
L'laqioclas
6.65
2.215
.
25. 5
9.788
7
12.8
(9413)
123 ±20 ?b/C
6
9.0 (11011) 1 13 i3
5
1 Este trabajo. 2. PARATA et al., 1988. 3 UNIZAGA Y VICENTE, 1982. 4 MUNIZAHGA (in MUNI ZAGA y
VICENTE, 1982). 5 DRAKE et al., 1976. 6 MUÑI ZAGA 1972, 7 TIDY 1970.
unidad
esta
Para
dispone
se
de
dataciones
varias
radiométricas, fundamentalmente K/Ar y que se presentan en la tabla
10. El análisis y comparación de las edades readiométricas obtenidas
indican una edad fundamentalmente Cretácico Inferior a Cretácico
Superior basal (Cenomaniano) , lo que está de acuerdo con edades
determinadas para esta unidad mas al norte (RIVANO et al., 1985;
RIVANO y SEPULVEDA, 1991).
Unidad Quebrada Herrera.
(Este trabajo)
.
Esta unidad corresponde a un cuerpo menor, Plutón de Quebrada
Herrera cuyos afloramientos forman una franja de unos 3 km de largo
en dirección norte sur por 8un ancho de unos 0,7 a 1.5 Km en el
140
HOJAS QUILLOTA Y PORTILLO
SERVICIO NACIONAL DE CEOLOGIA Y MINERIA
ESCALA 1:250.000
LEYENDA
70°00
-
-32°00'
Sedimentos eólicos y litorales; depósitos
0
__-L*
2 60 km E
2?0
400 km E
Cu'-O
va
L 57
(a)
PÿÿTf(a)
O
u
u
u
_
HITO PASO DE QUEBRADA FRIA
9
Qtm
<
O
o
úü
Qac
A
Sedimentos aluviales y coluviales,
/•V
depósitos de relleno de valles
(a) Conos de deyección torrencial y
s
sin sedimentos
cionales
Terrazas continentales, en partes, sin
sedimento
0
N
LU
(Marino-transicional)
Th
Z
Arenisca, arcillolitas y limolitas. poco
consolidadas, con fósiles
0
r~i
u
. Te
!
Pta. Quelen
Formación Farellones (volcánica, continental)
(a) Ignimbritasytobas riolíticas. con volcarenitas
rr
1
LU
O
i—
Superunidad Rio Chicharra
Unidad Rio Cerro Blanco
1.
Principalmente monzodic ritas, color gris claro, de grano
fino a medio. Monzonitas, dioritas y monzogranitos su¬
bordinados
Unidad Portezuelo del Azufre
2.
Pórfidos cuarzo-feldespsticos. amarillo, de grano fino
Unidad Tambillos
3.
Pórfidos dacíticos, blanco
(Mioceno)
Tch 2
intercaladas
(b) Lavas dacíticas, andesiticas y basálticas,
brechas piroclásticas, domos riodacíticos;
volcarenitas. limolitas y conglomerados rojos
subordinados (incluye cuellos volcánicos)
(Mioceno)
Tf
ü
LU
z
0 <
o 0
tr
ni z
ÜJ
Sedimentes glaciales y lluvioglaciales y depósitos
morrénicos retrabajados, glaciares de roca y es¬
combros cnonivales y sedimentos morrénicos
retrabajados
Tch 3
(¿Mioceno-Plioceno?)
( Mioceno?-PUoceno)
n
Qg*" <-
Formación Confluencia (continental)
Conglomerados, areniscas, brechas y
limolitas poco consolidadas.
Formación Caleta Horcón
—
z
(b)
Sedimentos eólicosantiguos(paleodunas)
(a) Gravas y arenas aluviales
POd v
u
escombros de falda
Depósitos de colapso, gravita-
Terrazas de depósitos marinos, en parte
(a)
0
645
de playa
(a) Dunas
z
CE
LU
I—
1 47.
~
<
3 2o 00-
®ÿ1<Tsl
w
1
cc
Intrusivos hipabisales y cuellos volcánicos basálticos
(¿Oligoceno-Mioceno inferior?)
0
LU
1
<
a
WhHITO PASO LAS LLARETAS
Unidad Fredes
Principalmente dioritas, gris, de grano medio; granodioritas,
tonalitas y monzodioritas subordinadas
(a) Gabros de grano medio a grueso
(Paleoceno-Eoceno)
Unidad San Lorenzo
Pórfidos andesíticos y dioriticos, gris-verde oscuro, grano
fino a grueso (Cretácico Superior-Paleoceno)
644
cc
Formación Salamanca (volcánica, continental)
Lavas andesiticas y dacíticas, gris; brechas volcánicas
y tobas; escasos niveles de conglomerados y
volcarenitas
(¿Senoniano-Paleoceno?)
o
PASO DE ORTIZ
Intrusivos riodacitlcos (Mioceno)
CE
LU
a.
D
CP
Superunidad lllapel
Unidad La Campana
Gabros y dioritas
Unidad Chalinga
(a) Granodioritas y dioritas cuarcíferas (monzogranitos). gris
Kit
claro a oscuro, de grano medio a grueso
(b)
(a) Dioritas y metandesitas de contacto
(b) Brechas de magnetita
(Cretácico)
Unidad Quebrada Herrera
Monzonita, verde, con borde de antealteración rojo
Unidad Chagres
Sienogranito. rosáceo a blanco, fracturado, con filones
Kich
' Kl/c '
Pta. Mofles
— 15"
0
Jm¡4
0
DE LA HONDA 0 DEL PORTILLO
0
15'—
mm
Coleta
&
643
m
(b)
o
0 o
o
N <
EH
ü
1—
</)
LU
LU
cc
o o
CC
2
z
POd
'hito paso de
238
S5I I
valide
w
hito portezuelo de la quebrada honda
-30
6400km
*\T*Nto"T0
Umbo/se
ir
\m
N
8
N
2
-i
70
"
<
o.
¡•¡¿¡ÿ-"'j Kip(a)
/* HIT0 PORTEZUELO DELAS CUEV IS
ÿW9 4661
m
igitéalS
24
V.
js»
166 ~ ÿ
st
Quintero
Pta Liles
Caleta
(Jurásico Medio)
(Jurásico Inferior-Medio)
I
Formación Quebrada del Pobre
(clástico- marina)
Conglomerados, areniscas, fangolitas fosiliferas, tobas
(Liásico)
Formación Los Molles (volcanoclástica, marina-transicional )
Areniscas, fangolitas fosiliferas. conglomerados, tobas
(Triásico Superior-Liásico)
Formación La Ligua (volcanoclástica, continental )
Tobas, brechas, areniscas, fangolitas y conglomerados
Formación Pichidangui (volcánica, marina)
LaV3S and9sí,icas' dacilicas y riolíticas, tobas, brechas
volcánicas.
fangolitas intercaladas, areniscas
(Triásico Superior)
Unidad Cochoa
Granitoides paleozoicos, de grano fino a medio, bandeados.
Tonalitas. granodioritas y granitos subordinados, de grano
medio a grueso, con textura orientada
(Paleozoico)
SIMBOLOGIA
i_
639
Falla normal indicando bloque hundido
Forma del yacimiento
| 2I.I t 0.7 | Edades radiométricas K-Ar (Ma)
ÿ
Indefinido
Biotita
Falla; segmentado indica inferida
T5
Vetiforme
6
Cobre - Fierro
7
Plomo o Plomo- Cobre - Oro
8
Plomo - Zinc - Cobre - Oro)
(3
c
44
Vetillas y bolsones
V
Enrejado de vetillas
A
Cuerpo irregular
i ÿ'
Anticlinal volcado simétrico
01 Alunita
ah
.
Sinforme
BÿTO PORTEZUELO DE LOI IAS COLORADAS
1
Antiforme
lB'
HITO PORTEZUELO T iSORO ESCONDIDO
4057
45'—
Prospecto
4f-
Anticlinal volcado asimétrico
-f-
Anticlinal asimétrico
lln i 1 1 1 1 ii l I
1 1 23 120 1
-"-ah"
Vetas auríferas
Au
Carretera Panamericana
-------
Area con alteración hidrotermal
--
Camino ripiado o suelo natural mejorado
2
Cobre - Oro - Plata
Huella, suelo natural sin mejorar
3
Cobre - (Tungsteno)- Plata
Sendero
4
Cobre - Molibdeno- Tungsteno o Cobre - Molbdeno
——
Cicatriz de deslizamiento en masa
-i-1-1
Cuello volcánico
-——
-UTO PORTEZUELO DE
MM
Diatomita
Col
Caliza
cz
Cuarzo
cb
Combarbalita
Ba
Baritina
Y
Yeso
Coo
caolín
Az
Azufre
Ar
Arcilla
Ro
Roca
Oro - Cobre
Camino pavimentado
Escarpes
íÿ)))\Plw
I
=====
Estrato horizontal
A-X
(" -i
Di
Oro
Traza de perfil geológico
ITO PASO DELA IGLESIA
13
Kicr
Feldespato
Elemento metálico
A'
- 637
Fd
Edades radiométricas Pb-o (Ma)
V
Filones subvolcánicos
mon
ct
Placer
H Par anfibola/biotita
638
Bolsones
o
9 Par plagioclasa/anfíbola
ES
£su:
LLAIL
Roca total
ÿ
Sinclinal indicando buzamiento del eje
Bucalemu
OTE
Elemento no metálico
ÿ
H Anfíbola
l5®*
QUINTE
I58±5
Plagioclasa
Anticlinal indicando buzamiento del eje
ncas
]
Estratiforme
Rumbo y manteo de estratos
V
I
m
Contacto geológico; segmentado, indica inferido
HITO PASO DE IOS CONTRAE ANOISTAS
4360
I
miÿsss
Caleta
1.5 6±4
Jmi2
Formación Ajial (volcánica, continental )
Lavas y depósitos piroclásticos ácidos a intermedios
(a) Rocas metarnórficas atribuidas a la Formación Ajial
H Par biotita/muscovita
mmm
deH]
Bahía
T
HmTTI
Veso principal diapírico
(Jurásico Superior)
Formaciones Apal, Cerro Calera y/u Horqueta
Rocas volcanoclás'icas y sedimentarias, indiferenciadas
(Jurásico Medio)
Miembro La Cruz; predominantemente areniscas
Miembro Los Rodeos: predominantemente calizas
Falla inversa; segmentado indica inferida
''PtWmrM
I
Wr
_í
__
A
áM,
Superunidad Mincha
Unidad Puerto Oscuro
2.
Dioritas cuarcíferas de piroxeno y/o anfíbola;
monzodioritas dé hiperstena y biotita; gabros de
piroxeno y olivino; gris veidoso
3. Unidad Tranquila
Principalmente sienogranitos, gris claro, de grano lino
Sienitas cuarcíferas mirmequiticas subordinadas
Unidad Cavilolén
4.
Granodioritas y tonalitas, de grano fino a medio
(Jurásico)
I
íórcdn
— 45
C1
fiLbíJ
2
Horcón
•'1
H
6400km
A
»S'"a
----- i (Cárnico-Nórico)
Tro
<
S!
*i/H
v\
m
»
o
&
Caleta Las Cujas
Calera
o
CO
Formación Rio Damas (continental)
Conglomerados y areniscas rojas
(Jurásico Superior)
Jrd
A
¡gafe
30'-
¿é
1 160*41
(a)
Llm
-Ac
|i66t4]
Jo
PAS° DEL RU8'°
HITO PASO DE LEIVA
%
(b)
641
JjSw.'J
Jmi 4
-Ljlr-l
cn
o
N
de Va/para
Jt
Formación Tordillo (continental)
Conglomerados y areniscas rojas; lentes
de yesodiapirico
(Jurásico Superior)
Intercalaciones de niveles sedimentarios marinos
(Jurásico Medio-Superior?)
O
<
CE
•KTct\
Jmi 2
andesíticos
Formación San José (marina-litoral)
Calcarenitas fosilíleras. calcilutitas. brechas calcáreas y
yeso
(Titoniano-Hauteriviano inferior)
con fósiles
Formación Horqueta (volcánica, continental )
Lavas y depósitos piroclásticos ácidos a intermedios
1. 71
-3
m
Fapi d0
Jlc
0
M
Caleta Maiteqcíllo
Kai
Calcarenitas fosiliferas cataclásticas
(¿Neocomiano?)
Formación Cerro Calera (marina transicional)
mi
Jmi 4
Cale o tie
+
Formación Cristo Redentor (transicional a continental)
Areniscas calcáreas rojas, con lentes de yeso y estromatolitos;
conglomerados rojos y escasos niveles calcáreos
(¿Hauteriviano superior- Barremjano')
(Neocomiano)
#9»
Pta. Lo Ligua
POd
Estrato; Rio Alitre (marinos)
Lavas andesiticas y brechas volcánicas
(a)
- 642
hermoso
-Jh
Pta. Pite
Formación Lo Prado (marino-volcánico)
a)
Las Tórtolas
placeo— wÿwrÿ.rii
Lavas andes it icas. t obas ,vo Icarenitas,
conglomerados; intercalaciones de
calcarenitas fosilíleras
(a) Niveles carbonatados marinos.
v transicionales
(Neocomiano-Turon¡ano?)
(Neocomiano-Barremiano?)
Kp
Pta. Cañas
(a)
Lavas porfíricas andesiticas (ocoitas), con intercalaciones de
volcarenitas
Miembro Purehue
Lavas andesiticas y brechas, con intercalaciones calcáreas hacia la
base
Mm
Pta. Guallarauóo
Formación Los Pelambres (¿volcá-
nidá. marina?-cont¡nental)
Miembro Ocoa
CE
LU
LL
HITO PORTEZUELO DE LONGOMICHE
Coleto Pichicu
Formación Las Chilcas (volcanoclástica, continental-lagunar)
Brechas, conglomerados, diamicitas, volcarenitas, tobas y escasos
niveles de lavas andesiticas
(a) Calcilutitas. margas, calizas estromatolíticas
(b) Mármoles
\Bar remiano-Turon iano)
Formación Veta Negra (volcanoclástica. continental )
l
Linea f ér rea
P
NAVARRO
Fe
Límite internacional
"
Cu
5
Cobre
Fierro
Plata - Oro
Quebrada
Río
636
%
Caleta Higuerillas
Pta. Con con
Localidades fosiliferas (número referido en texto)
%
Caleta Cae•hoa
(b
Invertebrados marinos
r
Plantas
9
V
,7
Zona de Falla Pocuro
No 73
CARTA GEOLOGICA DE CHILE
Trazas de decápodos
1 : 250.000
Troncos
6350km
— 33°00'
260 kmE
27O
300
290
280
390
71°OO'
15'
I
30"
45*
30'
_J_
70°00'
15
Base topográfica
Dibujo: Francisco Morales C.
PERFILES
400km E
7io. .rsíPCjh1
Hojas Quillota y Portillo l: 250.000
Proyección Universal Transversal de Mercator (U.T. M.) Reducción de hojas de cartografía regular 1 ; 50.000
del I.6.M. Las lineas numeradas en azul indican, la cuadrícula U.T. M, con espaciamiento de 10.000 m .
Equidistancia de curvas de nivel 250m
A
GEOLOGICOS
j
CHILE ARGENTINA
SIMBOLOGIA
I
m s.n m
5000-
ms.n.m.
Las Estocas
-5000
-4000
4000
Est Quelen
3000-
Valle
Brechas
Pórfidos andesíticos a dioritas
Conglomerados
Pórfidos no dacíticos
Conglomerados arenosos
Monzogranitos y sienogranitos
HO,
-3000
Chicharra
2000-
-2000
1000-
-1000
S. RIVANO G.
P. SEPULVEDA H.
R. BORIC P.
Areniscas
Granodioritas y tonalitas
Kil x
Areniscas predominantes
Jmi 4
I
—
r+
t
DECLINACION MEDIA APROXIMADA
EN EL CENTRO DE LA HOJA PARA 1970
Dioritas cuarcíferas y monzodioritas
D. ESPIÑEIRA T.
Calizas
I
4- 4 -5
QUILLOTA Y PORTILLO
Zonas de metamorfismo de contacto
Yeso
Franja dinametamórfica
B'
CHILE
Brechas tobáceas
mm
| ARGENTINA
I
m s.n.m
Brechas volcánicas
Zona con metamorfismo termal y dinámico
-5000
50004000-
Est. San
Embalse Madre
del Agua
Est. La Canela
Est. La Javiero
Est El Melon
Est El Sauce
Rio Puloendo
Est de Calemu
Est El Cobre
Est El Saino
Colorado
Francisco
Oda
de! Barro
Rio Los
Leones
Est. de la
V
-3000
ESCALA
Aglomerados
-4000
Cañada
Zona de fracturamienlo penetrativo subvertícal
V
V
68°
30°
Rocas volcánicas andesiticas
Rocas volcánicas riolíticas
-2000
Qac
Qac
GEOLOGIA POR:
-1000
1000-
SITUACION DE HOJAS VECINAS
L250.000
PISCO
SERGIO O. RIVANO G.
PATRICIO J. SEPULVEDA H.
LLAPEL
RICARDO BORIC P.
DOMINGO ESPIÑEIRA T.
FUENTE DE LA INFORMACION
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Referencia Bibliográfica:
Rivano. S.; Sepúlveda. P.; Boric. R.; Esplrieira, D. 1993. Hojas Quillota y Portillo, V Región. Servicio
Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, No. 73.
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CHILE IARGENTINA
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SAN JOSE
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© Servicio Nacional de Geología y Minería
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Avda. Santa María 0104
Inscripción No. 83.789
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SAN
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| Rivano
Rivono y Sepúlvedo 1986-1987
"Autorizada su circulación por Resolución No. 25, del 5 de
Febrero de 1993, de la Dirección Nacional de Fronteras y
Límites del Estado.
La edición y circulación de mapas, cartas geográficas u otros
impresos y documentos que se refieran o relacionen con los
limites yfronieras de Chile, no compro meten,en modo alguno,
al Estado de Chile, de acuerdo con el artículo No. 2, letra g) del
DFL No. 83 de 1979, del Ministerio de Relaciones Exteriores"
SERVICIO
NACIONAL
DE
1003
GEOLOGIA
Y
MINERIA