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Fundada en 1962

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la serena octubre 2015

Formación Cerro Rojo: cuenca intra-arco del Cretácico Inferior y su relación con el Sistema de Fallas de Atacama

(21°S, Chile) Fernando Sepúlveda*, Paulina Vásquez. Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile. * email: [email protected] Resumen. La Formación Cerro Rojo es una secuencia sedimentaria clástica continental, compuesta por areniscas y limolitas que varían lateralmente a brechas sedimentarias. Esta unidad fue depositada durante el Cretácico Inferior en una cuenca de intra-arco donde se infiere un paleorelieve con un alto topográfico hacia el oeste, con una paleopendiente regional hacia el sur-suroriente. La facies finas de esta unidad se habría depositado en un ambiente fluvial que evolucionó a un ambiente lacustre con una transición a un ambiente fluvio-lacustre, probablemente tipo delta, en su última etapa. Antecedentes estructurales, sedimentológicos y regionales permiten inferir que esta unidad se depositó en una cuenca generada en un régimen tectónico transcurrente, vinculada a la actividad del Sistema de Fallas de Atacama durante el Cretácico Inferior. Palabras Claves: Cretácico Inferior, Sistema de Fallas de

Atacama, cuenca transcurrente intra-arco. 1 Introducción Los afloramientos de la Formación Cerro Rojo se ubican a 7 km al sur de la ciudad de Iquique, entre el acantilado costero y el extremo noroccidental del salar Grande. Se encuentran limitados por estructuras que pertenecen al Sistema de Fallas de Atacama (SFA; Arabasz, 1968). Los afloramientos de esta unidad están compuestos por rocas sedimentarias clásticas de color rojo y de origen continental, las cuales fueron comúnmente asignadas al Cretácico (e.g., García, 1967; Chong et al., 1999) o al Jurásico Superior-Cretácico Inferior (González et al., 2003). Sin embargo, la relación estratigráfica entre esta unidad y las demás unidades mesozoicas que afloran en el sector es incierta, ya que sus contactos son tectónicos. Además, no existen antecedentes bioestratigráficos ni geocronológicos que permitan precisar la edad de esta unidad. En este trabajo, se presentan los antecedentes sedimentológicos, estructurales y geocronológicos propuestos por Sepúlveda et al. (2015), que permiten constreñir la edad de la Formación Cerro Rojo y, además, establecer que su depósito se llevó a cabo en una cuenca de un régimen transcurrente, ligada al extremo septentrional del SFA. Estos resultados corresponden a datos obtenidos en el marco del levantamiento geológico de las Cartas

Patillos-Oficina Victoria, desarrollado por el Plan Nacional de Geología del Sernageomin. 2 Formación Cerro Rojo 2.1 Definición Esta unidad corresponde a una sucesión de rocas sedimentarias clásticas de color rojo y de origen continental, conformada por facies de brechas sedimentarias con intercalaciones de conglomerados y areniscas subordinadas (a), la que se interdigita con facies de areniscas y limonitas, con intercalaciones de conglomerados (b). Esta interdigitación se observa al menos en dos localidades inmediatamente al este del Gran Escarpe Costero: al noroeste del cerro Rojo y al este de punta Patache, e indica que ambas facies son contemporáneas. Los afloramientos de esta formación cubren ca. 15 km2 y se distribuyen en la porción más occidental de la cordillera de la Costa. La facies de brechas se expone tanto en el margen occidental de la cordillera de la Costa, frente a punta Patache, como en el Gran Escarpe Costero, frente a punta Patillos. Por otro lado, la facies de areniscas se dispone en los afloramientos orientales, al norte del cerro Rojo y directamente al oeste del salar Grande. Cabe destacar que los afloramientos de esta unidad se encuentran confinados por fallas que son parte del SFA, cuya traza principal posee una orientación aproximada NNW-SSE y es denominada en el área de estudio como Falla Salar Grande (FSG; Chong et al., 1999; González et al., 2003). La base de la unidad no está expuesta. En los afloramientos de la facies de brechas sedimentarias expuestos en el Gran Escarpe Costero, la Formación Cerro Rojo está cubierta en discordancia de erosión y angular por depósitos sedimentarios oligo-pliocenos. Se calculó un espesor mínimo de ca. 1.700 m para la facies de areniscas de la Formación Cerro Rojo. Asimismo, el espesor mínimo estimado para la facies de brechas de esta unidad es de ca. 1.500 m. Villemur (1962) y Pérez (1963) asignaron las facies de areniscas y limolitas de la Formación Cerro Rojo a la Formación Atajaña (Cecioni y García, 1960), la que tiene una edad cretácica inferior (Fuentes et al., 2013) y aflora en la región de Tarapacá, al norte del área de estudio. Sin embargo, las características litoestratigráficas y la

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extensión areal de esta facies, además de su interdigitación con la facies de brechas, permiten agruparlas y definirlas, en conjunto, como una unidad formacional nueva. La Formación Cerro Rojo se correlaciona litológica y cronológicamente con las formaciones Atajaña y Caleta Coloso (Brüggen, 1950; García, 1967), esta última expuesta en la cordillera de la Costa de la Región de Antofagasta. La Formación Cerro Rojo está en contacto estructural con la Formación Punta Barranco, unidad volcano-sedimentaria del Cretácico Inferior (Barremiano-Albiano) que aflora en el área de estudio y que representaría los productos del arco volcánico de ese período (Vásquez y Sepúlveda, 2013). A pesar de la posible contemporaneidad entre ambas unidades, no ha sido posible establecer un orden estratigráfico entre ellas. 2.2 Litología (a) Areniscas. Esta facies se encuentra bien preservada al norte de cerro Rojo, constituyendo una secuencia de areniscas gruesas a muy finas, de color rojo, con escasos conglomerados finos a medios y limolitas, con un espesor total de 1.490 m (Fig. 1). A partir de la base, afloran aproximadamente 230 m de areniscas feldespáticas a líticas de grano medio a grueso, mal seleccionadas, presentan estratificación cruzada, laminación y estructuras de carga, con dominio de fragmentos líticos de origen netamente volcánico (andesitas). Esta sección contiene intercalaciones de areniscas medias a muy finas y de areniscas de guijarro, y lentes de limolitas, de conglomerados muy finos a medios y de brechas sedimentarias muy finas. Los conglomerados presentan imbricación que indica flujo hacia el sur-sureste. En los 860 m superiores, la secuencia es granodecreciente y predominan areniscas finas a muy finas con laminación milimétrica e intercalaciones centimétricas de areniscas de guijarro. Las areniscas corresponden a arenitas feldespáticas, litarenitas, grauvacas líticas y grauvacas feldespáticas mal seleccionadas. Las areniscas de guijarro presentan clastos centimétricos, redondeados, de escorias andesíticas en una matriz de grano fino a muy fino. En los últimos 400 m de esta sección se mantienen las características composicionales y granulométricas, pero se presentan estructuras sedimentarias tales como estratificación cruzada en artesa, lineaciones y ondulitas. Hacia el techo aparecen capas de aprox. 12 m de espesor de conglomerados monomícticos, clasto-soportados que varían a matriz-soportado en sus bases, compuestos por clastos centimétricos redondeados, subesféricos a oblatos, de daciandesitas porfídicas. (b) Brechas sedimentarias. Se exponen principalmente en el flanco occidental de la cordillera de la Costa, y presentan una relación de engrane con la facies de areniscas. En el Gran Escarpe Costero, frente a la localidad de punta Patache, estas brechas son gruesas, de color rojizo, bien consolidadas con mala selección, clasto-soportadas y presentan clastos subangulosos a angulosos, de tamaño métricos a centimétricos, con lentes de arenisca

gruesa roja. La matriz es de arenisca media a muy gruesa y los clastos corresponden a lavas andesíticas, pórfidos andesíticos, intrusivos granodioríticos a monzoníticos y tobas. Se observa laminación en los lentes de areniscas. En afloramientos que se ubican en el tramo de la ruta de la Sal que bordea el Gran Escarpe Costero, se observan intercalaciones de areniscas rojas finas laminadas que muestran la interdigitación entre las dos facies de esta unidad. En este lugar, las capas de areniscas alcanzan entre 5 y 40 cm de espesor, y presentan escasas intercalaciones de arcosas de color blanco, de 0,5 a 1,0 cm de espesor, compuestas casi exclusivamente de plagioclasas. 2.3 Geocronología Una datación U-Pb SHRIMP en una arenisca de la parte media de esta formación, entregó una edad máxima de 144,8±1,4 Ma (Berriasiano) para el inicio de la depositación de esta formación, con dos poblaciones de edades más antiguas (ca. 150 Ma y 156 Ma, Jurásico Superior). Dado el marcado componente volcánico de los detritos que componen las rocas de esta unidad y su semejanza petrográfica con rocas de la Formación Punta Barranco (Cretácico Inferior), se infiere que la edad máxima obtenida en este trabajo es muy cercana a la edad de depositación de la Formación Cerro Rojo. 3 Discusión 3.1 Ambiente de depositación El escaso a nulo retrabajo de la facies de brechas sedimentarias y la ausencia de estructuras internas (e.g., laminación), permite interpretar a esta facies como flujos de detritos de alta energía, depositados en las cercanías de su fuente. Las características de la facies de areniscas evidencian procesos de transporte, hacia el SSE, por flujos tractivos turbulentos en ambiente fluvial. Dadas las estructuras sedimentarias y el carácter granodecreciente de la sucesión, se postula que el ambiente fluvial evoluciona a un ambiente lacustre de baja energía. En las últimas etapas, el registro de ondulitas, laminación y estratificación cruzada sugiere una transición a un ambiente fluvio-lacustre, probablemente tipo delta. La distribución de las facies de la Formación Cerro Rojo muestra la interacción entre un sistema sedimentario fluvial, de carácter axial o longitudinal, y un sistema de flujos de detritos proximal de borde de cuenca, situado en el sector occidental. Además, el sistema fluvial axial presenta direcciones de transporte de sedimentos hacia el SSE y evoluciona a condiciones lacustres. Lo anterior, sugiere una configuración paleogeográfica con un alto topográfico ubicado al W y con un sistema fluvial axial con una paleopendiente hacia el SSE. Esta última dirección es la misma que presenta la traza de la Falla Salar Grande, lo que deja en manifiesto el control tectónico de la cuenca. Por otra parte, la abundancia de clastos de origen volcánico sugiere la presencia de un centro de emisión volcánico

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contemporáneo en las cercanías de la cuenca de depósito de esta unidad. Además, su posición en el eje del arco cretácico inferior en la cordillera de la Costa, evidencia que la cuenca corresponde a una cuenca de intra-arco. 3.2 SFA y desarrollo de cuencas cretácicas Los afloramientos de la Formación Cerro Rojo se distribuyen inmediatamente al este de la traza principal del SFA, formando un romboedro que se alarga en la misma dirección que esta última (NNW-SSE). Las facies de brechas sedimentarias y areniscas se localizan en la porción noroccidental y suroriental del romboedro, respectivamente, lo que es coherente con las direcciones de aporte sedimentario. Además, los estratos jurásicos que forman el zócalo de la cuenca cretácica están dispuestos en forma de sinclinal buzante, cuyo eje apunta hacia la FSG. Este plegamiento se habría generado por la carga sedimentaria de los detritos que rellenaron esta cuenca, donde la FSG actuó como falla maestra acomodando la deformación. Esta configuración y los datos geocronológicos sugieren que la cuenca de depósito de esta unidad se desarrolló durante el Cretácico Inferior en el extremo norte del SFA. Aunque no se ha registrado evidencia sedimentaria asociada a fallas sindepositacionales, el acuñamiento entre las dos facies descritas! puede indicar deformación desde un punto de vista indirecto. A pesar de que en la zona de estudio no existen dataciones directas del movimiento mesozoico del SFA, regionalmente la deformación frágil del SFA se originó en el Cretácico Inferior, con un movimiento transcurrente sinistral durante ese período (e.g., Scheuber y Gonzalez, 1999; Grocott y Taylor, 2002). De esta manera, la estructura que generó la cuenca de depósito de la Formación Cerro Rojo correspondería a una falla normal u oblicua asociada a un codo extensional en una cinemática transcurrente sinistral. El desarrollo de una cuenca en un codo extensional en un régimen transcurrente, durante el mismo período, que alberga secuencias sedimentarias de similares características, fue documentado para la Formación Caleta Coloso en la región de Antofagasta (Flint et al., 1986; Rojas, 2009). La cuenca de depósito de esta unidad también está asociada directamente a las ramas principales del SFA y la distribución de las litofacies gruesas y finas es similar a la presente en la Formación Cerro Rojo. Esto sugiere, que el desarrollo de cuencas de régimen transcurrente ligadas al SFA sería un rasgo distintivo en el Cretácico Inferior del norte de Chile. Por lo tanto, teniendo en cuenta los antecedentes regionales, la distribución de litofacies y características depositacionales de esta unidad, junto a distribución espacial de las estructuras asociadas a ésta, permiten inferir que esta unidad se depositó en una cuenca generada en un régimen tectónico transcurrente, vinculada a la actividad de la Falla Salar Grande durante el Cretácico Inferior. 3.3 Exhumación post-Jurásico Superior

Las poblaciones de edad de la arenisca datada, junto a la presencia de clastos de monzonitas en las dos facies de la Formación Cerro Rojo, evidencian la exhumación y erosión de intrusivos del Jurásico Superior al momento de su depositación. Al norte del área de estudio, la depositación de la Formación Punta Barranco, del Cretácico Inferior, también se llevó a cabo en cuencas estructurales de carácter extensional en forma posterior, o sincrónica, a la exhumación de unidades del Jurásico Superior (Vásquez y Sepúlveda, 2013). Esta similitud en la génesis de ambas formaciones, junto con las evidencias de volcanismo en la Formación Cerro Rojo, sugiere una relativa contemporaneidad entre ambas unidades. Agradecimientos GORE-Tarapacá, Nicolás Blanco, Andrew Tomlinson, Gabriel González y C.M. Fanning. Referencias Arabasz, W.J. 1968. Geologic structure of the Taltal area, northern

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