UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS

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UNIVERSIDAD DE CHILE

FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS ESCUELA DE POSTGRADO

ESCUELA DE INGENIERÍA Y CIENCIAS

“CRONOLOGÍA Y TECTÓNICA DE LA EXHUMACIÓN EN EL NEÓGENO DE LOS ANDES DE CHILE CENTRAL ENTRE LOS 33º Y LOS 34º S”

ANDRÉS IGNACIO FOCK KUNSTMANN

PROFESOR GUÍA SR. REYNALDO CHARRIER

PROFESORES DE COMISION SR VICTOR MAKSAEV SR. LUIS AGUIRRE

SR ESTANISLAO GODOY

TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE MAGÍSTER EN CIENCIAS, MENCIÓN GEOLOGÍA

MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO SANTIAGO DE CHILE

Junio 2005

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RESUMEN

Estudios previos sugieren que la Formación Abanico fue depositada en una o varias cuencas extensionales y/o subsidentes, probablemente orientadas norte-sur, durante el Eoceno – Oligoceno, las que posteriormente fueron invertidas tectónicamente durante el Mioceno, mientras se depositaba la Formación Farellones. En consideración de lo anterior, el presente trabajo presenta un modelo cronológico y estructural del proceso de inversión tectónica para entre los 33º y 34º de latitud sur, basado en edades de trazas de fisión en apatito, dataciones radiométricas (⁴⁰Ar/³⁹Ar y U/Pb SHRIMP), y en perfiles geológicos y estructurales levantados durante el estudio. Este trabajo fue financiado por el Proyecto FONDECYT Nº 1030967 a cargo del profesor Reynaldo Charrier.

Se reconocieron 4 unidades Cenozoicas: Unidad Estratos del Cordón de los Ratones (Eoceno), Unidad Cerro Retumbadero (asignada al Eoceno), Formación Abanico (Eoceno Superior (?) – Mioceno Inferior) y la Formación Farellones de edad Miocena, compuesta de 2 miembros. Estas unidades cenozoicas cubren en contacto tectónico o discordante a las formaciones mesozoicas. Por otro lado, se reconocieron 4 dominios estructurales (DE): DE1, fallas de vergencia oeste y pliegues apretados, destacándose las Falla San Ramón, Infiernillo y Portezuelo de Chada; DE2, pliegues abiertos y depósitos sintectónicos asociados; DE3, fallas, anticlinales y sinclinales apretados de vergencia al oeste, asociados a retrocorrimientos de la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua; DE4, que corresponde a la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua.

La cronología de trazas de fisión muestra que la denudación fue mayor en la parte oriental del área de estudio (Río Volcán) y que la denudación de la Formación Farellones fue menor a 3 Km. Además, la exhumación de las rocas de la Formación Abanico se habría iniciado en el Mioceno Inferior Tardío y se extendería hasta el Pleistoceno. Finalmente se reconocieron 3 eventos de deformación: Evento 1 (Oligoceno Superior – Mioceno Inferior): inversión de la cuenca donde se depositó la Formación Abanico; Evento 2 (Mioceno Inferior a Medio):

desarrollo de la faja plegada y corrida del Aconcagua; Evento 3 (Mioceno Superior – Reciente): Alzamiento de la Cordillera Principal.

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Estudia el pasado si quieres pronosticar el futuro

Confucio

A mis Padres,

Erich e Irene A mis Abuelos,

Sergio y Elvira

Oscar y Silvia

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AGRADECIMIENTOS

Primero que nada, quiero agradecer afectuosamente a Reynaldo Charrier, profesor guía y mecenas de mi tesis de magíster, por su dedicación, tiempo y amistad entregada en estos últimos 2 años.

También no puedo dejar de agradecer a Marcia, Patilo (Marcelo Farías), Pancho Fuentes y Sofía Rebolledo por las LARGAS horas de conversación acerca de mi tema de tesis. De esas largas horas (y varios almuerzos y pitchers) ha salido fortalecida una amistad que atesoro con mucho cariño. También un saludo muy especial a Maria Rosa, la Vero, la Alida, Lucho y el Quilo… siempre trataron de ayudar, y en verdad les tengo mucho aprecio. Y no me puedo olvidar de don Francisco Rojo, que nos brindo alojamiento y transporte en el río Volcán, a mí y a Marcia durante nuestros trabajos de tesis. De Verdad Gracias

Por otro lado, no puedo dejar de agradecerle a mis compañeros de generación Fi (Felipe Ibarra), Fortiz (Fernando Ortiz), Fersepul (Fernando Sepúlveda), Garchie (Felipe García-Huidobro), Jaime “El Robot” Araya, Ricardo “Huesudo” Vergara, Camboyano (Rodrigo Campos) y al Chuncho (Francisco Bravo). Además aprovecho de saludar a J.C. Zamudio, Joaquín Cáceres, Antonio Ormeño, David Campbell y Ariel Vidal por la amistad y ayuda prestada en terreno. Tampoco puedo olvidar y dejar de agradecer a patoledo, patoxico, Rodrigo Rauld, Carola Becerra, Merril Garay, Kata Hasler, rotoro, romolina, Bárbara Gavia, Luisa Pinto, Gabriel Vargas, Mauricio Vargas y Mauro Caldera.

Para al final dejo a mis grandes amigos. Anita, la laucha, los dos Alexis (Bravo y Cornejo), Negro Jorge, Los Sometidos (Javier y Carola), la tía Nancy, Pato, Moisés, Hernán y Carola, la vivi, el Leo y CarlitRos Galdamez. Son AÑOS de amistad, carretes y compañia. Y la verdad, gran parte de esta tesis la logre gracias al apoyo de ustedes.

Tampoco puedo dejar de lado a los que han aparecido en este ultimo tiempo: gracias pilón (Gonzalo), Javiera, y en especial a la Mayo. Su amistad, cariño y confianza han sido un gran aporte. DE VERDAD! GRACIAS A TODOS!.

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Índice

1 Introducción ... 11

1.1 Formulación del Problema... 11

1.2 Hipótesis de Trabajo... 13

1.3 Objetivos y Metodología ... 14

1.3.1 Objetivo General ... 14

1.3.2 Objetivos Específicos... 14

1.4 Ubicación y Vías de Acceso ... 15

1.5 Metodología y plan de trabajo ... 16

1.5.1 Trabajo en gabinete pre-campaña:... 16

1.5.2 Trabajo en campaña: ... 17

1.5.3 Trabajo en gabinete post-campaña: ... 19

2 Marco Geotectónico ... 20

2.1 Segmentación Morfoestructural Andina... 20

2.2 Marco Tectónico durante el Eoceno – Holoceno... 22

3 Marco Geológico Regional ... 25

3.1 Antecedentes Generales ... 25

3.2 Rocas Estratificadas ... 25

3.2.1 Cordillera de la Costa ... 27

3.2.2 Cordillera Principal... 28

3.3 Rocas Intrusivas ... 40

3.3.1 Intrusivos del Cretácico Inferior ... 40

3.3.2 Intrusivos del Cretácico Superior ... 41

3.3.3 Intrusivos Hipoabisales del Paleoceno – Eoceno ... 41

3.3.4 Intrusivos Hipoabisales del Eoceno Superior– Mioceno Inferior... 41

3.3.5 Intrusivos del Mioceno Inferior ... 42

3.3.6 Intrusivos del Mioceno Medio - Superior... 42

3.3.7 Intrusivos Pliocenos - Pleistocenos ... 42

3.4 Estructuras... 45

3.5 Trabajos anteriores y Discusión Bibliográfica... 45

3.5.1 La Geología Clásica... 45

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3.5.2 La Edad de la Formación Abanico... 47

3.5.3 La relación de contacto entre los depósitos mesozoicos y cenozoicos. 49 3.5.4 El contacto entre las Formaciones Cenozoicas Abanico y Farellones .. 50

3.5.5 El ambiente de depositación y el control tectónico de las formaciones Abanico y Farellones ... 52

3.5.6 Exhumación y Alzamiento de Superficie de la Cordillera de los Andes en Chile Central... 54

4 Estratigrafía ... 56

4.1 Margen oriental de la Cordillera de la Costa y Depresión central (Zona 1)... 56

4.1.1 Cuesta de Chacabuco ... 56

4.1.2 Angostura de Paine ... 59

4.2 Cordillera Principal Occidental (Zona 2) ... 61

4.2.1 Sierra de los Cerros de la Provincia y de Ramón – Río Olivares ... 61

4.2.2 Sector de El Toyo – Quebrada El Manzanito – Sur Río Maipo... 65

4.3 Límite entre la Cordillera Principal Oriental y Occidental (Zona 3)... 70

4.3.1 Río Volcán – Río Yeso... 70

4.4 Correlaciones... 76

5 Estructuras y Dominios Estructurales... 82

5.1 Margen oriental de la Cordillera de la Costa y Depresión Central (Zona 1) .. 82

5.1.1 Cuesta de Chacabuco ... 82

5.1.2 Angostura de Paine ... 84

5.2 Cordillera Principal Occidental (Zona 2) ... 85

5.2.1 Cerro de Ramón – Río Olivares... 85

5.2.2 Sector de El Toyo – Quebrada El Manzanito – Sur Río Maipo... 90

5.3 Límite entre la Cordillera Principal Oriental y Occidental (Zona 3)... 92

5.3.1 Río Volcán – Río Yeso... 92

5.4 Dominios Estructurales... 98

6 Trazas de Fisión en Apatitos y Circón de los Andes de Chile Central ... 102

6.1 Diferencias entre alzamiento y exhumación. ... 102

6.2 Marco Teórico de la Cronología de Trazas de Fisión... 104

6.2.1 Determinación de la Edad de Trazas de Fisión ... 105

6.2.2 Distribución de los largos de las trazas de fisión ... 107

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6.2.3 Modelamiento de la historia termal de las trazas de fisión en apatitos 109

6.3 Trazas de Fisión en Circón... 110

6.4 Resultados obtenidos de las trazas de fisión en apatito... 111

6.5 Discusión Edades de Trazas de Fisión en Apatitos ... 115

6.6 Consideraciones Regionales de las edades de Trazas de Fisión en Apatito 134 7 Modelo de deformación y exhumación de los Andes de Chile Central para el Neógeno... 137

7.1 Consideraciones Generales ... 137

7.1.1 Edad y correlación de las Rocas Mesozoicas y Cenozoicas... 137

7.1.2 Características del Volcanismo durante el Eoceno Superior – Mioceno 139 7.1.3 Ambiente de depositación de la Formación Abanico... 140

7.1.4 Inversión de la Cuenca Extensional de Abanico en el Neógeno Superior 145 7.2 Perfiles de Evolución Paleogeográfica ... 153

7.2.1 Eoceno Medio ... 153

7.2.2 Eoceno Superior – Oligoceno ... 153

7.2.3 Oligoceno Superior – Mioceno Inferior Temprano ... 155

7.2.4 Mioceno Inferior Tardío – Mioceno Medio ... 155

7.2.5 Mioceno Superior – Holoceno... 155

8 Conclusiones ... 156

9 Referencias ... 159

Índice de Tablas Tabla 3.1: Dataciones Radiométricas de la Formación Abanico... 35

Tabla 3.2: Dataciones Radiométricas Formación Farellones... 38

Tabla 3.3: Dataciones Radiométricas de Intrusivos Cenozoicos ... 43

Tabla 6.1 Resumen de edades de Trazas de Fisión en Circón ... 110

Tabla 6.2 Resumen de Edades de Trazas de Fisión en Apatitos. ... 112

Tabla 7.1 Características Principales de Cuencas de Intra-arco extensionales……...142

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Índice de Figuras

Figura 1.1 Ubicación del área de estudio... 16

Figura 1.2 Ubicación de los distintos sectores estudiados... 18

Figura 2.1 Principales morfoestructuras de la segmentación andina... 21

Figura 2.2 (a) Compilación de las tasas de convergencia promedio y oblicuidad promedio entre las placas de Nazca y Sudamericana (b) Reconstrucción del movimiento de 2 puntos de la Placa de Nazca para el Cenozoico ( ... 23

Figura 3.1 Columna generalizada desde el Jurásico Medio hasta el Presente... 26

Figura 3.2 Mapa geológico del área de estudio.. ... 30

Figura 3.3 Continuación figura 3.2. Leyenda Mapa Geológico del área de estudio... 31

Figura 4.1 Mapa Geológico del Sector Cuesta Chacabuco. ... 57

Figura 4.2 Vista al sur de la quebrada infiernillo, ... 58

Figura 4.3 Vista hacia el sureste del Cerro Challay……….59

Figura 4.4 Mapa Geológico del Sector Angostura de Paine ... 60

Figura 4.5 Mapa Geológico entre el Cerro de Ramón y el río Olivares………62

Figura 4.6 Columnas estratigráficas levantadas en la Sierra de los Cerros del Abanico y San Ramón. ... 63

Figura 4.7 Mapa Geológico del río Maipo. ... 67

Figura 4.8 Correlación columnas de Palma (1991), Aguirre (1999) y Medina (2002). .. 68

Figura 4.9 Mapa Geológico entre los ríos Colorado y Maipo. ... 71

Figura 4.10 Correlación columnas de Baeza (1999) y Muñoz (2005). ... 72

Figura 4.11 Sección Geológica D-D’, interpretada en el Valle del Río Volcán... 73

Figura 4.12 (a) Vista al sur en la Quebrada Las Coloradas. (b) Clasto de la Formación Colimapu dentro de la caliza basal de la unidad Cerro Retumbadero. ... 74

Figura 4.13 Compilación de las columnas estratigráficas en rocas Eocenas – Miocenas disponibles en el área de estudio... 77

Figura 4.14 Mapa Geológico entre los 33º 30’ S y los 34º 00’ S………81

Figura 5.1 Sección geológica esquemática interpretada A-A’... 82

Figura 5.2 Sección esquemática interpretada B-B’ ... 84

Figura 5.3 Sección geológica esquemática C-C interpretada………86

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Figura 5.4 Imagen Satelital ASTER (combinación de Bandas 123B). ... 87

Figura 5.5 (a) Vista al sur desde el Cerro de la Provincia, (b) Vista al sur del sector de Las Canoas, (c) Vista al norte del Sector de Las Canoas desde la cabecera de la Quebrada El Manzano, ... 89

Figura 5.6. (a) Depósitos sintectónicos asociados al Anticlinal del Río Maipo. (b) Repetición de secuencia observada en la Quebrada El Manzanito, ... 91

Figura 5.7 Secciones Geológicas interpretadas D-D’ y E-E’, ... 93

Figura 5.8 Vista al Norte del Río Volcán. ... 93

Figura 5.9 (a) Vista hacia el suroeste desde el Cajón de las Leñas (b). Acercamiento de la foto 5.10a………...94

Figura 5.10 Imagen ASTER (combinación de Bandas 123B) sobrepuesta a modelo numérico de terreno ... 95

Figura 5.11 (a) Vista al sur del perfil del Río Volcán. (b) Vista al sur desde la Quebrada Chacayes ... 96

Figura 5.12 (a) Vista al norte mostrando el anticlinal volcado del río Volcán (b) Vista al sur del monoclinal y depósitos sintectónicos en on-lap... 97

Figura 5.13 Mapa geológico simplificado mostrando las principales fallas reconocidas en la zona y los 4 dominios estructurales definidos en este estudio... 100

Figura 5.14 Sección Geológica interpretada, desde la Cordillera de la Costa hasta la Cordillera Principal………..101

Figura 6.1 Esquema mostrando la diferencia entre alzamiento de superficie, alzamiento tectónico y exhumación... 103

Figura 6.2 Factores que controlan el alzamiento de la superficie ... 103

Figura 6.3 Generación de trazas de fisión... 104

Figura 6.4: Ilustración mostrando el método del detector externo ... 106

Figura 6.5 Diagrama Tiempo – Temperatura e histograma de distribución del largo de trazas, mostrando la historia termal asociada a cada histograma de acuerdo el modelo de borrado de trazas de Laslett et al. (1987). ... 108

Figura 6.6 Ubicación muestras Trazas de fisión en apatito……….113

Figura 6.7 Histogramas del Largo de Trazas de fisión para las Muestras CCH-03 y CCH-05. ... 116

Figura 6.8 Historia Temperatura – Tiempo para las muestras CCH-03 y CCH-05. .... 117

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Figura 6.9 Histograma del Largo de Trazas de fisión para la muestra ANG-04... 118

Figura 6.10 Modelo temperatura – tiempo para la muestra ANG-04. ... 119

Figura 6.11 Modelo temperatura – tiempo para las muestras SRA-02 y SRA-10... 120

Figura 6.12: Histogramas del Largo de Trazas de fisión para las Muestras SRA-02 y SRA-10... 121

Figura 6.13: Histogramas del Largo de Trazas de fisión para las Muestras ETY-01 y ETY-04. ... 122

Figura 6.14 Modelo temperatura tiempo para las muestras ETY-01 y ETY-04... 123

Figura 6.15 Histogramas del Largo de Trazas de fisión para la muestra RCL-01 ... 124

Figura 6.16 Modelo temperatura – tiempo para la muestra RCL-01………..…124

Figura 6.17 Columna simplificada de Aguirre (1999) en la que se muestra la ubicación de las edades radiométricas disponibles en negro y en azul las edades de trazas de fisión en apatito obtenidas... 125

Figura 6.18 Histograma del largo de trazas de fisión para la muestra RCL-02... 127

Figura 6.19 Modelo Temperatura – Tiempo para la Muestra RCL-02………127

Figura 6.20 Sección geológica D-D’, mostrando la ubicación de las edades de trazas de fisión ... 128

Figura 6.21 Histograma del Largo de Trazas de fisión para la muestra RDA-01... 129

Figura 6.22 Modelo Temperatura – Tiempo para la Muestra RDA-01………129

Figura 6.23 Histograma del Largo de Trazas de fisión para la muestra COL-10 ... 130

Figura 6.24 Modelo temperatura – tiempo para la muestra COL-10………..130

Figura 6.25 Histograma del Largo de Trazas de fisión para la muestra QLV-04 ... 131

Figura 6.26 Modelo Temperatura tiempo para la muestra QLV-04……….131

Figura 6.27 Diagramas Temperatura-Tiempo para las muestras RVO-05 y RVO-10 .132 Figura 6.28 Histogramas del Largo de Trazas de fisión para las muestras RVO-05 y RVO-10. ... 133

Figura 6.29 Perfil General del borde oriental de la Cordillera de la Costa y Cordillera Principal, mostrando la ubicación proyectada de las edades de trazas de fisión…….135

Figura 7.1 Diagrama semi-cuantitativo de las tasas relativas de volcanismo versus la acumulación en cuencas de intra-arco... 141

Figura 7.2 Fallas normales posteriormente invertidas... 144

Figura 7.3 Perfiles A-A’ (Cuesta de Chacabuco) y B-B’ (Angostura de Paine). ... 146

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Figura 7.4 Perfil C-C’ (Cerro de Ramón) ... 147 Figura 7.5 (a) Perfil W-E del anticlinal del Río Maipo, (b) Perfil E-W de la flexura ubicada frente al pueblo de El Volcán... 147 Figura 7.6 Perfil D-D’ (Río Volcán)... 148 Figura 7.7 Modelo de Evolución Paleogeográfica entre los 33º y 34º S. ... 154

ANEXOS

Edades U/Pb SHRIMP en Circón Anexo A

Edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar Anexo B

Edad Trazas de Fisión en Apatitos Anexo C

Largos Medidos de Trazas de Fisión en Apatitos Anexo D Diagramas Temperatura Tiempo usando AFT-Solve Anexo E

Edades Trazas de Fisión en Circón Anexo F

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1 Introducción

1.1 Formulación del Problema

Las potentes acumulaciones de lavas, rocas volcanoclásticas y sedimentarias pertenecientes a las Formaciones Abanico (Eoceno Superior – Mioceno Inferior) y Farellones (Mioceno), que afloran en la Cordillera Principal y en menor grado en la Depresión Central entre los 33º y 34º S, han sido materia de estudio en los últimos 50 años de investigaciones de la geología en Chile. Durante la última década se han presentado nuevas edades radiométricas (Gana et al., 1997; Sellés et al., 2000;

Charrier et al., 2002a; Fuentes, 2004; Vergara et al., 2004), cronoestratigrafía a partir de fósiles (Wyss et al., 1990, 1993, 1994, 1996; Flynn et al., 1995a, 1995b, 1999, 2003), estudios de proveniencia y análisis de facies sedimentarias (Aguirre, 1999, Baeza, 1999; Elgueta et al., 1999, 2000; Medina, 2002), y estudios de carácter estructural (Baeza, 1999; Godoy et al., 1996, 1999; Bustamante, 2001; Jordan et al., 2001; Charrier et al., 2002a; Piquer, 2004; Campbell, 2005), entre otros, enfocados en el estudio de estas secuencias, aclarándose su edad (Eoceno Superior – Mioceno), las condiciones en que fueron depositadas y su relación con unidades mesozoicas.

Los estudios previos sugieren que la Formación Abanico fue depositada en un sistema de cuencas extensionales y/o subsidentes, probablemente orientadas norte-sur, y posteriormente invertidas tectónicamente durante el Mioceno (Charrier et al., 1994, 1996, 2000; Godoy y Lara, 1994; Kay y Kurtz, 1995; Godoy et al., 1999; Jordan et al., 2001, Charrier et al., 2002a; Giambiagi et al., 2003a, 2003b).

El plegamiento irregular con fuertes variaciones en amplitud, longitud, estilo y vergencia que afecta a la Formación Abanico y la relación de contacto entre las

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formaciones Abanico y Farellones (el que ha sido descrito como discordante, concordante, gradual y tectónico) sugiere que la deformación y la relación de contacto entre ambas formaciones está íntimamente ligada a la inversión tectónica de estas cuencas subsidentes (Charrier et al., 2002a) o, además, controlado por fallas fuera de secuencia generadas durante el desarrollo de la faja plegada y corrida del Aconcagua y de La Ramada durante el Mioceno (Godoy et al., 1999).

El modelamiento del enterramiento (Zurita, 1999; Zurita et al., 2000), las asociaciones de minerales representativas de metamorfismo de muy bajo grado, correspondientes a facies ceolita a prehnita-pumpellyita (Levi et al., 1989; Vergara et al., 1993.; Robinson et al., 2004; Muñoz, 2005) y el espesor observado para la Formación Abanico (ca.

3.000) y Farellones (ca. 2.000 m) (Aguirre, 1960; Thiele, 1980; Charrier et al., 2002a;

Nyström et al., 2003; Muñoz, 2005), sugieren que el espesor de las formaciones Abanico y Farellones fue mayor al observado actualmente, lo que indicaría la existencia de uno o más procesos de exhumación, erosión y alzamiento de superficie asociados a la inversión tectónica de estas cuencas.

Lo anterior se sustenta además, por estudios de inclusiones fluidas en el yacimiento Río Blanco – Los Bronces (Skewes y Holmgren, 1993), dataciones radiométricas en minerales con distintas temperaturas de cierre en intrusivos miocenos (Kurtz et al., 1997), y análisis de trazas de fisión en apatitos de los intrusivos Miocenos (Maksaev et al., 2003), los cuales muestran al menos 2 períodos de exhumación importantes, uno Mioceno Inferior (Kurtz et al.,1997) y otro Mioceno Superior a Plioceno (Skewes y Holmgren, 1993; Kurtz et al., 1997; Maksaev et al., 2003).

La cinemática y cronología de las estructuras involucradas en la inversión tectónica de las cuencas eo-miocenas no han sido estudiadas a cabalidad, desconociéndose la real contribución que estas estructuras habrían tenido en la exhumación, el alzamiento de superficie y la consiguiente erosión de la Cordillera Principal de los Andes entre los 33º y 34º de latitud sur durante el Neógeno Superior.

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En consideración a lo anterior, el presente trabajo tiene como objetivo desarrollar un modelo cronológico y estructural del proceso de inversión tectónica para la zona de estudio, basado en la metodología de edades de trazas de fisión en apatitos y circones, y el levantamiento de perfiles estructurales de las Formaciones Abanico y Farellones entre los 33º y 34º S. Este trabajo forma parte del Proyecto FONDECYT Nº 1030965

“Inversión tectónica (control estructural y cronología de la exhumación) en el Neógeno de la Cordillera Principal, Chile Central” a cargo del profesor Reynaldo Charrier.

1.2 Hipótesis de Trabajo

Los grandes espesores reportados para las formaciones Abanico y Farellones (ca.

5.000 m entre ambas formaciones; Aguirre, 1960; Thiele, 1980; Charrier et al., 2002a;

Muñoz, 2005), los datos obtenidos mediante el análisis de la madurez termal de la vitrinita (Zurita, 1999, Zurita et al., 2000), y de las asociaciones de facies de minerales representativas de metamorfismo de muy bajo grado (Levi et al., 1989; Vergara et al., 1993; Robinson et al., 2004; Muñoz, 2005), sugieren que las rocas de la Formación Abanico y probablemente de la base de la Formación Farellones se enterraron lo suficiente para encontrarse a temperaturas superiores a la isoterma de los ~105 ± 25º, temperatura de borrado las trazas de fisión en apatito. Por lo anterior, se plantea como hipótesis de trabajo que las dataciones por trazas de fisión en apatitos de estas rocas deberían corresponder a edades de exhumación y no de depositación.

Junto con lo anterior, se considera también como hipótesis de trabajo que el proceso de exhumación y eventualmente el alzamiento de la Cordillera Principal Occidental se encuentran directamente relacionado con la inversión de las cuencas extensionales eo- miocenas y de las estructuras asociadas a la apertura de estas, es decir, fallas normales posteriormente invertidas (Charrier et al., 2002a; Giambiagi et al., 2003a, 2003b).

Finalmente, se verificará si la deformación y alzamiento de estas rocas puede agruparse en al menos dos episodios: El primero en el Mioceno Temprano, asociado al

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inicio de la inversión de la cuenca extensional en la que se depósito la Formación Abanico, generando discordancias progresivas entre las Formaciones Abanico y Farellones (Kurtz et al., 1997; Godoy et al., 1999; Charrier et al., 2002a), y el segundo a fines del Mioceno e inicios del Plioceno, que habría producido la exhumación de estas rocas, (Skewes y Holmgren, 1993; Kurtz et al., 1997; Maksaev et al., 2003).

1.3 Objetivos y Metodología

1.3.1 Objetivo General

De acuerdo a lo expuesto en la formulación del problema (Punto 1.1), el objetivo principal de este trabajo es establecer un modelo cronológico y estructural para el proceso de inversión tectónica de los depósitos eo-miocenos de las Formaciones Abanico y Farellones entre los 33º S y los 34º S.

1.3.2 Objetivos Específicos

1.- Precisar la edad de los depósitos mediante dataciones radiométricas ⁴⁰Ar/³⁹Ar y U/Pb (SHRIMP).

2.- Determinar como se relacionan las formaciones Abanico y Farellones con las estructuras desarrolladas durante el proceso de extensión y posterior inversión.

3.- Identificar los mecanismos de deformación desarrollados durante el proceso de inversión tectónica, su dependencia con estructuras pre-existentes y con el desarrollo de la faja plegada y corrida del Aconcagua.

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4.- Establecer la cronología de la exhumación, utilizando la metodología de trazas de fisión en apatitos y circones, considerando además:

- Las posibles variaciones a lo largo y ancho de la zona de estudio.

- La relación entre las edades de exhumación y deformación.

5.- Determinar la relación estratigráfica y estructural entre los depósitos mesozoicos y cenozoicos en la franja oriental de la Formación Abanico.

6.- Establecer las posibles relaciones entre la cronología de la deformación de las sucesiones cenozoicas chilenas y la sedimentación y deformación de las sucesiones de la cuenca de antepaís de la vertiente argentina a la misma latitud de este estudio.

1.4 Ubicación y Vías de Acceso

El área de estudio se encuentra principalmente en la Región Metropolitana de Santiago, entre los 32º 50’ S y 34º 00’ S y entre los 70º W y 70º 45’ W (Figura 1.1). El acceso a la parte norte del área de estudio, se puede realizar por la Ruta 57 Autopista Los Libertadores a Los Andes y por la Cuesta Chacabuco (Ruta G-111). El acceso a la parte sur (Sector Angostura de Paine) se realiza principalmente por la Ruta 5 Sur (5-S).

De cada una de estas autopistas se desprenden una serie de caminos rurales, de diferente calidad que permiten el acceso a los diversos sectores de interés. La parte oriental del área de estudio es accesible a través del Camino a El Volcán (Ruta G-25), Camino Romeral – Embalse El Yeso (Ruta G-455) y el Camino a los Maitenes (Ruta G- 345). Cabe destacar que en algunos sectores fue necesario el acceso a pie o utilizando caballares y mulares (Sectores de Los Azules, Qda. Lo Valdés, Qda. El Manzanito y Qda. Las Coloradas).

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Figura 1.1 Ubicación del área de estudio, destacado en rojo (Modificado de Encarta Atlas 2002)

1.5 Metodología y plan de trabajo

1.5.1 Trabajo en gabinete pre-campaña:

Esta actividad consistió en:

- Recopilación de antecedentes bibliográficos y mapas geológicos publicados e inéditos.

- Interpretación a una escala 1:50.000 de imágenes satelitales LANDSAT y ASTER a partir de la cartografía geológica disponible, complementada con la interpretación de fotografías aéreas 1:63.000 (HYCON), 1:115.000 (SINIA) y 1:20.000 (FONDEF), mosaicos fotográficos e imágenes satelitales parciales ampliadas a escala 1:50.000.

(18)

- Creación de una Base de Datos que incluye las edades radiométricas, mapas y perfiles disponibles para la zona de estudio, posteriormente integrada a través de un Sistema de Información Geográfico.

1.5.2 Trabajo en campaña:

Para facilitar el estudio, el área de trabajo se dividió en 3 zonas mayores, en base a las rocas y estructuras descritas en trabajos anteriores (Figura 1.2). En cada una de estas zonas mayores se analizaron sectores específicos, como se explica a continuación:

• Zona 1: Margen oriental de la Cordillera de la Costa y Depresión Central, con el objetivo de estudiar el contacto entre rocas mesozoicas y cenozoicas. En esta zona se incluyen los sectores de la Cuesta de Chacabuco (norte de Santiago) y Angostura de Paine (sur de Santiago) (Figura 1.2, sectores (a) y (b)).

• Zona 2: Cordillera Principal Occidental, con la finalidad de analizar la relación de contacto entre las formaciones Abanico y Farellones y las estructuras que las afectan. En este sector se incluyen la Sierra del Cerro Provincia y San Ramón, el área comprendida entre los ríos Colorado y Maipo, con énfasis en la localidad de El Toyo y la quebrada El Manzanito (Figura 1.2, sectores (d), (d), (e) y (h)).

• Zona 3: Límite entre la Cordillera Principal Oriental y Occidental a lo largo del contacto entre las rocas mesozoicas y cenozoicas. En esta zona se estudiaron las estructuras que determinan el mencionado contacto y las rocas afectadas.

En este sector se visitó el río Volcán, río Yeso y el alto río Colorado (Figura 1.2, sectores (f), (g) y (h)).

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Figura 1.2 Ubicación de los distintos sectores estudiados. (a) Cuesta de Chacabuco, (b) Angostura de Paine, (c) Sierra del Cerro de la Provincia y San Ramón, (d) El Toyo, (e) Quebrada El Manzanito, (f) Río Volcán, (g) Embalse de El Yeso, y (h) Alto Río Colorado. Las líneas verdes discontinuas muestran el límite entre las zonas previamente nombradas.

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Se realizaron varias campañas de terreno a distintos sectores del área de estudio completando 40 días efectivos de terreno entre abril de 2003 y diciembre de 2004:

Quebrada Las Coloradas, 3 días; Sector de Los Azules, 4 días; Quebrada Lo Valdés, 4 días; Río Volcán, 6 días; Embalse el Yeso, 5 días; Cuesta de Chacabuco, 3 días;

Quebrada El Manzanito, 4 días; varias salidas de un día al Cajón del Maipo. Además, se consideran 10 días de terreno como profesor auxiliar del curso Geología de Campo I en el sector de Cuesta de Chacabuco los años 2003 y 2004, y 15 días de terreno en el río Volcán acompañando a la tesista Marcia Muñoz, como parte de la práctica profesional II a cargo del profesor Mario Vergara.

El conjunto de tareas consistió en comprobar la interpretación realizada previamente sobre imágenes satelitales y fotografías aéreas, realizar el levantamiento de columnas estratigráficas, análisis estructurales y perfiles geológicos en los distintos sectores en estudio. Además, se realizó un muestreo para estudios de trazas de fisión en apatito y circón, dataciones radiométricas ⁴⁰Ar/³⁹Ar en plagioclasa y U-Pb (SHRIMP) en circón.

1.5.3 Trabajo en gabinete post-campaña:

Este consistió en:

- Descripción petrográfica de cortes transparentes.

- Selección de muestras para la realización de análisis isotópicos ⁴⁰Ar/³⁹Ar y U/Pb (SHRIMP) en circón en los laboratorios de isotopía de la Oregon State University y la Australian National University, respectivamente.

- Integración de la información generada en campaña con aquella preexistente en un Sistema de Información Geográfico.

- Confección de perfiles estructurales.

- Confección de columnas estratigráficas y su correlación de éstas con las columnas estratigráficas levantadas previamente por diversos autores.

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2 Marco Geotectónico

2.1 Segmentación Morfoestructural Andina

El segmento andino comprendido entre los 32º S y los 35º S, muestra 5 unidades morfoestructurales principales, dispuestas en franjas orientadas norte - sur. De oeste a este estas son: Cordillera de la Costa, Depresión Central, Cordillera Principal, Cordillera Frontal y Precordillera, más el antepaís argentino (Ver Fig. 2.1).

La Cordillera de la Costa está compuesta por cerros que rara vez sobrepasan los 2.000 m s.n.m. Formada principalmente por granitoides del Paleozoico Superior en su flanco occidental y por secuencias volcánicas y sedimentarias Mesozoicas en la parte más oriental, como indica la cartografía geológica disponible (Thomas, 1958; Wall et al., 1999; Sellés y Gana, 2001; SERNAGEOMIN, 2003).

La Depresión Central se extiende desde los 33º S hasta los 40º S, y corresponde a una cuenca rellena por depósitos aluviales Pleistocenos a Holocenos principalmente, que localmente superan los 500 m de espesor (Thiele, 1980, Araneda et al., 2000, Rauld, 2002). Esporádicamente sobresalen algunas cumbres en forma de "cerros isla", con alturas entre 650 y 480 m s.n.m. decrecientes de este a oeste. Al norte de los 33º S, la Depresión Central desaparece, dando paso a una serie de cordones montañosos de baja altitud separados por valles que conectan la Cordillera Principal con la Cordillera de la Costa. Este segmento se conoce como región de los Valles Transversales, Al sur de los 33º S el límite oriental de la Depresión Central es abrupta y marcada, limitado por la Cordillera Principal de los Andes, la que se encuentra formada principalmente por rocas Cenozoicas y Mesozoicas.

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Entre los 32º y 35º S se encuentran bien desarrolladas las cordilleras Principal y Frontal. La Cordillera Principal puede dividirse en dos grandes flancos: La Cordillera Principal Occidental, conformada por rocas cenozoicas de las Formaciones Abanico y Farellones, principalmente; y la Cordillera Principal Oriental, compuesta por rocas Mesozoicas fuertemente deformadas, que conforman las fajas plegadas y corridas de La Ramada, Aconcagua y Malargüe (Figura 2.1). La Cordillera Frontal está constituida por un basamento Pre-Cámbrico, Paleozoico y Triásico, mientras que la Precordillera por rocas del Paleozoico Inferior principalmente. Al este de estas cordilleras se han desarrollado cuencas de antepaís desde el Mioceno hasta el Holoceno.

Figura 2.1 Principales morfoestructuras de la segmentación andina entre los 32º y 35º S. Basado en Charrier y Muñoz (1994), Giambiagi et al. (2001), Giambiagi et al.

(2003a) y Tassara y Yáñez (2003).

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Al sur de los 33º S desaparecen la Precordillera y las Sierras Pampeanas, y se produce una notable reducción del ancho del orógeno con respecto a la zona ubicada al norte de esta latitud. Esto último se encuentra aparentemente controlado por la subducción de la dorsal asísmica de Juan Fernández, la que actualmente se ubica a los 33º S frente a Valparaíso. La subducción de esta dorsal controlaría además la geometría de la placa subductada, la que se puede dividir en tres segmentos: al norte de los 33º S ocurre una subducción plana, sin volcanismo a lo largo del orógeno desde el Mioceno Medio (Kay et al., 1991). Entre los 33º S y 34º S se observa una zona de transición, reapareciendo el volcanismo a los 33º 20’ S (Volcán Tupungatito) y marcando el inicio del arco volcánico Holoceno, correspondiente a la zona volcánica sur de los Andes, mientras que al sur de los 34º la subducción ya presenta las características típicas de una subducción tipo chilena (sensu Uyeda y Kanamori (1979) y Uyeda (1987)).

2.2 Marco Tectónico durante el Eoceno – Holoceno

Diversas reconstrucciones del movimiento relativo entre las placas de Nazca (Farallón) y Sudamericana han sido realizados sobre la base de la traza dejada por hot-spots y paleomagnetismo en la placa de Nazca, los que son resumidos en la figura 2.2 (Pilger, 1983, 1984; Pardo – Casas y Molnar; 1987; Somoza, 1998). Aunque estos estudios fueron realizados a los 12º S (Centro de Perú) y 22º S (Norte de Chile), se pueden extender desde los 22º S hasta la intersección de la Dorsal de Chile con Sudamérica sin problemas, considerando la integridad de la placa sudamericana y el conocimiento de la evolución de las placas del Pacífico Sur (Tebbens y Cande, 1997; Jordan et al., 2001). Cabe destacar que estudios recientes muestran que los hot-spots no se mantienen totalmente estáticos y que los resultados corresponden a velocidades medias registradas en base a anomalías magnéticas. Estos deben, por lo tanto, considerarse como referenciales y con un error asociado difícil de estimar (R. Somoza, comunicación oral; Jordan et al., 2001).

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Figura 2.2 (a) Compilación de las tasas de convergencia promedio y oblicuidad promedio entre las placas de Nazca y Sudamericana En Verde Pilger (1983), en azul Pardo – Casas y Molnar, 1987, en rojo la interpolación realizada por Soler y Bonhomme (1990), y en negro Somoza (1998). (b) Reconstrucción del movimiento de 2 puntos de la Placa de Nazca para el Cenozoico (Pardo – Casas y Molnar, 1987).

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Entre los 38 y 28 Ma se tiene una tasa de convergencia lenta, entre 6 y 4 cm/año, con un grado de oblicuidad del orden de 55º de la placa Farallón con respecto al margen continental. A los 28 Ma la tasa de convergencia aumenta a cerca de 9 cm/año, llegando a un máximo de 15 cm/año a los 26 Ma, con un grado de oblicuidad de 10º relativo al margen continental. La convergencia más rápida y casi ortogonal iniciada entre los 28 y 26 Ma continuó hasta al menos los 20 Ma, disminuyendo paulatinamente a lo largo del Mioceno hasta el Presente, manteniéndose una leve oblicuidad de la placa de Nazca con respecto al margen continental (Somoza, 1998).

Los cambios en la tasa de convergencia entre los 28 y 26 Ma serían el resultado del quiebre de la placa Farallón en las placas de Nazca y Cocos, provocando un aumento en la velocidad de la placa subductada (Pardo – Casas y Molnar, 1987).

(26)

3 Marco Geológico Regional

3.1 Antecedentes Generales

El marco geotectónico de Chile Central (32º - 35º S) ha estado caracterizado por la subducción de corteza oceánica bajo corteza continental al menos desde el Jurásico Inferior hasta el Presente, condicionando distintos procesos geológicos como: el magmatismo, ubicación del arco con respecto a la fosa, desarrollo de cuencas, orogenia y tectonismo (Coira et al., 1982; Mpodozis y Ramos, 1989).

En el área de estudio afloran rocas volcánicas y sedimentarias continentales y marinas, que abarcan desde el Jurásico Medio hasta la actualidad (figuras 3.1 y 3.2). Estas se distribuyen principalmente en franjas de orientación norte – sur, y se encuentran intruidas por filones, lacolitos, filones-mantos, stocks y batolitos de edad Miocena a Pleistocena (Thiele, 1980).

3.2 Rocas Estratificadas

A continuación se presentan las formaciones descritas en trabajos previos en el área de estudio. Las figuras 3.1 y 3.2 presentan la columna generalizada y la distribución de las principales formaciones de la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal de Chile y Argentina.

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Figura 3.1 Columna generalizada desde el Jurásico Medio. Basado en Thiele, (1980), Nasi y Thiele (1982), Vergara et al. (1995), Ramos et al. (1996), Wall et al. (1999), Sruoga et al. (2000), Wall y Lara (2001), Sellés y Gana (2001), Charrier et al. (1996, 2002a, 2002b), Encinas et al. (2003), Giambiagi et al. (2003a, 2003b).

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3.2.1 Cordillera de la Costa

Los Depósitos Mesozoicos expuestos en la Cordillera de la Costa en la Región Estudiada corresponden a:

3.2.1.1 Formación Las Chilcas (Thomas, 1958)

Secuencia volcánica y sedimentaria continental principalmente, de aproximadamente 3.000 m de espesor. Se dispone en discordancia sobre la Formación Veta Negra y subyace en discordancia de erosión a la Formación Lo Valle (Wall et al., 1999) o concordante según Godoy (1982) (Figura 3.1). Sus niveles inferiores corresponden a rocas piroclásticas dacíticas a riolíticas con intercalaciones de lavas basálticas, que van gradando hacia el techo a conglomerados y areniscas con restos vegetales e intercalaciones de calizas marinas. En el techo de esta formación se encuentran lavas basálticas y andesítico basálticas (Thomas, 1958; Wall et al., 1999).

Dataciones radiométricas U-Pb en circón y K/Ar en roca total indican valores de 109 y 83 Ma, lo que junto con la fauna recolectada permiten asignarle una edad Aptiano – Campaniano a esta formación (Wall et al., 1999; Sellés y Gana, 2001). En la Cordillera Principal se correlacionaría temporalmente con la Formación Colimapu.

3.2.1.2 Formación Lo Valle (Thomas, 1958)

Corresponde a una secuencia de tobas de composición andesítica a riolítica (flujos piroclásticos ácidos y depósitos de caída de ceniza, principalmente) con intercalaciones de lavas y rocas sedimentarias continentales fluviales y lacustres con restos de troncos fósiles. El espesor de esta formación varía entre los 700 y 1.800 m (Wall et al., 1999; Fuentes et al., 2000, Fuentes, 2004). Dataciones radiométricas permiten asignarle una Edad Maastrichtiana superior (Gana y Wall, 1997; Vergara y Drake, 1978). Cubre en discordancia de erosión a la Formación Las Chilcas y subyace en discordancia de erosión a la Formación Abanico (Figura 3.1). Evidencias

(29)

geocronológicas muestran un hiatus Maastrichtiano superior (Paleoceno?) – Eoceno entre las Formaciones Lo Valle y Abanico (Gana y Wall, 1997; Wall et al., 1999;

Fuentes et al., 2000; Fuentes et al., 2002; Fuentes, 2004).

Las edades radiométricas reportadas para las Formaciones Las Chilcas y Lo Valle (Aptiano – Campaniano y Maastrichtiano, respectivamente), no parecen indicar un hiatus entre ambas. Este hiatus podría sugerir que el contacto entre ambas formaciones corresponde a una discordancia de erosión y que se muestra como una aparente concordancia (Fuentes, 2004).

3.2.2 Cordillera Principal

Las rocas Mesozoicas y Cenozoicas reconocidas en la Cordillera Principal corresponden a:

3.2.2.1 Formación Nieves Negras (Álvarez et al., 1999, 2000)

Secuencia de areniscas finas a medias con intercalaciones de pelitas negras, limolitas y en forma subordinada niveles de brechas en su base, con una serie rítmica de niveles gruesos de areniscas gruesas y niveles delgados de limolitas en los niveles superiores (Álvarez et al., 1997; Charrier et al., 2002b). En el área de estudio aflora en el sector de Yeguas Muertas y Nieves Negras, cercano a la frontera con Argentina Figura 3.1). En base al material paleontológico encontrado se le asigna una edad Bathoniano - Caloviano Temprano (Álvarez et al, 1997).

Su base no aflora y su techo corresponde a la Formación Tábanos (Río Colina), en concordancia (Figura 3.1). En el sector de la confluencia de los ríos Espinoza y Las Leñas, Klohn (1960) denominó a estos depósitos como Formación Leñas Espinoza. Se correlaciona con el miembro Santa Elena de la Formación Nacientes del Teno (Klohn, 1960, Davidson, 1971) y las formaciones Las Lajas, Los Molles y Tres Esquinas en Argentina (Charrier et al., 2002b).

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3.2.2.2 Formación Río Colina (González, 1963)

Corresponde a una secuencia de sedimentitas marinas compuesta principalmente por calizas y lutitas calcáreas oscuras, lutitas fisibles finamente estratificadas, areniscas y conglomerados finos, con algunas intercalaciones de rocas volcánicas andesíticas.

Además presenta yeso interestratificado y domos diapíricos de yeso que la intruyen (Thiele, 1980).

Aflora en la parte oriental de la Cordillera Principal (Figura 3.2).Se encuentra en aparente concordancia sobre la Formación Nieves Negras (Álvarez et al., 1997) y su techo corresponde al contacto concordante con la Formación Río Damas (Figura 3.1).

El espesor mínimo visible es de 800 m. De acuerdo a la fauna fósil encontrada, se le asigna una edad Caloviano – Oxfordiano, y se correlaciona con las formaciones Tábanos, Lotena, La Manga y Auquilco en Argentina (Thiele, 1980; Álvarez et al., 1996).

3.2.2.3 Formación Río Damas (Klohn, 1960)

Potente secuencia continental de casi 3.000 de conglomerados y brechas conglomerádicas gruesas a medianas, con intercalaciones de areniscas, limonitas, lavas andesíticas y pequeños niveles de yesos, expuestos en la parte oriental de la Cordillera Principal (Figura 3.2). Se le asigna al Kimmeridgiano, por estar apoyada concordantemente sobre la Formación Río Colina (Oxfordiano) y subyacer concordantemente, a las capas marinas del Tithoniano pertenecientes a la Formación Lo Valdés (Thiele, 1980) (Figura 3.1)

La Formación Río Damas se correlaciona con el miembro superior de la Formación Lagunillas (Thiele, 1980). En Argentina; la unidad es correlacionable con la Formación Tordillo, asignada al Kimmeridgiano (Thiele, 1980; Sruoga et al., 2000; Giambiagi et al., 2003).

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Figura 3.2 Mapa geológico del área de estudio. Modificado de Thiele (1980), Sellés y Gana (2001) y SERNAGEOMIN (2002). Leyenda en página siguiente.

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Figura 3.3 Continuación figura 3.2. Leyenda Mapa Geológico del área de estudio.

Modificado de Thiele (1980), Sellés y Gana (2001) y SERNAGEOMIN (2002)

3.2.2.4 Formación Lo Valdés (González, 1963)

Corresponde a una secuencia de lavas andesíticas con algunas intercalaciones de sedimentos marinos en su miembro inferior y calizas, calizas fosilíferas, calcilutitas, lutitas y areniscas calcáreas en su miembro superior (Hallam et al., 1986), expuestos en la Cordillera Principal Oriental (Figura 3.2) La base y el techo de esta formación son concordantes con las Formaciones Río Damas y Colimapu, respectivamente (Thiele,

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1980; Palma, 1991) (Figura 3.1). El espesor estimado de esta formación es de 1350 m, y se le asigna una edad mediante fósiles Tithoniano – Hauteriviano (Biró, 1964, Tavera, 1968; Thiele, 1980; Hallam et al., 1986).

La Formación Lo Valdés se correlaciona, hacia el norte, con la Formación San José (Valanginiano) definida por Aguirre (1960) y, hacia el sur, con la Formación Termas del Flaco (Klohn, 1960), de edad Tithoniano Superior a Hauteriviano (Thiele, 1980). En Argentina, se correlaciona con el Grupo Mendoza (Thiele, 1980; Aguirre – Urreta et al., 1996, 1997).

3.2.2.5 Formación Colimapu (Klohn, 1960)

Expuesta en el límite occidental de la Cordillera Principal Oriental (Figura 3.2), corresponde a una secuencia continental con una predominante coloración rojiza de areniscas y lutitas, conglomerados de matriz arenosa, con intercalaciones de tobas, lavas andesíticas y calizas, en capas lateralmente discontinuas. Su espesor alcanza, en los sectores que ha sido posible estimarlo, un valor aproximado de 2.000 m. (Thiele, 1980).

La edad mínima para esta formación, determinada mediante carófitas fósiles, sería Albiana (Martínez y Osorio, 1963), y su edad máxima sería Hauteriviano, de acuerdo a la edad asignada a la Formación Lo Valdés, que la infrayace concordantemente (Thiele, 1980) (Figura 3.1). Sobre esta formación, yace discordantemente la Formación Abanico (Charrier et al., 1996; Charrier et al., 2002a).

La Formación Colimapu se correlaciona cronológicamente con la Formación Cristo Redentor definida por Aguirre (1960) en el valle del río Aconcagua, y con las Formaciones Diamante y Huitrín en Argentina (Ramos et al., 1996; Sruoga et al., 2002;

Giambiagi et al., 2003a, 2003b).

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3.2.2.6 Estratos del Cerro Los Ratones (Sellés y Gana, 2001)

Unidad informal, definida por Sellés y Gana (2001) que aflora principalmente en la Depresión Central (Figura 3.2), constituida por una secuencia volcánica y subvolcánica, formada por tobas de lapilli y brechas piroclásticas, además de escasas lavas andesíticas e intercalaciones sedimentarias continentales de aproximadamente 450 m de espesor total, que aflora en el cordón de cerros del mismo nombre, al sur del río Maipo, y en pequeños cerros-isla al sur de esta localidad. Su base no aflora y se infiere una relación de discordancia angular con la suprayacente Formación Abanico, dada por la falta de continuidad de los pliegues y en las intrusiones ácidas que la afectan al pasar a la formación superior (Sellés y Gana, 2001).

Está intruida por 'stocks' y diques datados en 36 y 22 Ma y su correlación litoestratigráfica más probable es con la Formación Lo Valle del Cretácico Superior (Thomas, 1958; Wall et al., 1999), que aflora 45 Km al norte, aunque la ausencia de antecedentes geocronológicos impide precisar la edad absoluta de estos estratos, por lo que se le asigna una edad Cretácica Superior (?) – Paleoceno (?) (Sellés y Gana, 2001).

3.2.2.7 Formación Abanico (Aguirre, 1960)

Unidad litoestratigráfica constituida por lavas básicas a intermedias, rocas piroclásticas ácidas, e intercalaciones sedimentarias continentales (fluviales, aluviales y lacustres), formando lentes de hasta 500 m de espesor (Charrier et al., 2002a; Nyström et al., 2003). Esta formación se encuentra plegada y es afectada por un pervasivo metamorfismo de muy bajo grado (Aguirre, 1960; Thiele, 1980; Levi et al., 1989). El espesor del conjunto se estima en ~ 3.000 m, aún cuando se acepta que éste aparece aumentado por las numerosas intrusiones de filones-manto y lacolitos andesíticos (Thiele, 1980). Las rocas de la Formación Abanico se disponen en dos franjas norte- sur separadas por los afloramientos de la Formación Farellones (Figura 3.2).

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De acuerdo a diversas dataciones radiométricas y estudios de fauna fósil se le asigna una edad Eoceno Superior – Mioceno (Wyss et al., 1994; Charrier et al., 1996, 2002a;

Gana et al., 1997; Sellés, 1999; Fuentes et al., 2000; Sellés et al., 2000; Fuentes et al., 2002). Mayor detalle de estas dataciones se puede observar en la Tabla 3.1.

Se ha propuesto que la franja occidental de la Formación Abanico se encuentra, ya sea en contacto por falla con la Formación lo Valle, o concordante con un hiatus de 35 Ma.

(Gana et al., 1997; Fuentes et al., 2000; Fuentes, 2004). En el sector de Angostura de Paine, los depósitos de la Formación Abanico se disponen en discordancia de erosión sobre las rocas de la Formación Las Chilcas, observándose un hiatus de casi 90 Ma (Sellés et al., 2000).

El margen oriental de la Formación Abanico está limitado por depósitos mesozoicos, puestos en contacto principalmente a través de grandes fallas regionales (Godoy et al., 1999; Baeza, 1999; Charrier et al., 2002a; Bustamante, 2002). El contacto con la sobreyaciente Formación Farellones es transicional y con amplias variaciones tanto norte – sur como este – oeste, reportándose en diversos sectores tanto discordante como pseudo-concordante (Charrier et al., 2002a) o concordante o por falla (Godoy et al., 1999)

La Formación Abanico es equivalente hacia el sur con la Formación Coya – Machalí definida por Klohn (1960) (Thiele, 1980; Drake et al., 1982; Charrier et al., 2002a). En Argentina ésta formación es equivalente temporal de la Formación Molle, que aflora más al sur (Oligoceno Superior) (Sruoga et al., 2000).

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Tabla 3.1: Dataciones Radiométricas de la Formación Abanico

Latitud S Longitud W Roca Método Material Edad Autor

33º39’02’’ 70º19’49’’ Andesita Ar/Ar Plagioclasa 21,74 ± 0,04 Charrier et al., 2002a

33º45’40’’ 70º07’33’’ sedimentos epiclásticos Ar/Ar Plagioclasa 27,67 ± 0,12 Baeza, 1999 33º45’26’’ 70º07’32’’ sedimentos epiclásticos Ar/Ar Plagioclasa 25,64 ± 0,12 Baeza, 1999 33º23’59’’ 70º37’46’’ toba lítica de cristales K/Ar Plagioclasa 28,3 ± 0,7 Drake et al.,1976

33º19’26’’ 70º32’22’’ dacita de piroxeno K/Ar Roca Total 20,9 ± 0,8 Gana y Wall, 1997

33º18’24’’ 70º33’32’’ andesita basáltica Ar/Ar Plagioclasa 23,6 ± 0,8 Gana y Wall, 1997 33º16’52’’ 70º31’54’’ andesita basáltica Ar/Ar Plagioclasa 26,6 ± 1,2 Gana y Wall, 1997 33º10’05’’ 70º36’22’’ basalto de piroxeno y olivino Ar/Ar Plagioclasa 19,4 ± 1,4 Gana y Wall, 1997 33º10’05’’ 70º36’22’’ basalto de piroxeno y olivino Ar/Ar Plagioclasa 21,1 ± 1,0 Gana y Wall, 1997

33º17’05’’ 70º37’55’’ basalto de piroxeno K/Ar Roca Total 19,8 ± 0,9 Sellés,1999

33º22’52’’ 70º36’17’’ toba dacítica soldada K/Ar Biotita 25,2 ± 1,4 Sellés,1999

33º27’48’’ 70º28’33’’ Andesita de piroxeno Ar/Ar Plagioclasa 30,93 ± 1,90 Vergara et al., 1999 33º27’27’’ 70º27’48’’ Arenisca Volcánica Ar/Ar Plagioclasa 25,62 ± 0,64 Vergara et al., 1999 33º27’50’’ 70º28’12’’ Andesita Fina Ar/Ar Plagioclasa 25,65 ± 1.09 Vergara et al., 1999

33º43’30’’ 70º17’11’’ Toba K/Ar Roca Total 22,9 ± 0,5 Vergara y Drake, 1978

33º43’31’’ 70º17’19’’ Toba K/Ar Plagioclasa 24,1 ± 1,0 Vergara y Drake, 1978

33º43’02’’ 70º17’15’’ Andesita K/Ar Roca Total 22,4 ± 5,0 Vergara y Drake, 1978

33º20’11’’ 70º34’52’’ Andesita K/Ar Roca Total 19,5 ± 0,5 Vergara y Drake, 1978

33º43’38’’ 70º31’06’’ Andesita basáltica K/Ar Roca total 21,1 ± 1,2 Sellés y Gana, 2001 33º43’12’’ 70º30’32’’ Andesita de piroxeno K/Ar Roca total 13,7 ± 0,8 Sellés y Gana, 2001 33º42’19’’ 70º36’10’’ Andesita basáltica K/Ar Roca total 18,0 ± 1,1 Sellés y Gana, 2001 33º31’43’’ 70º31’01’’ Andesita porfídica K/Ar Roca total 19,3 ± 1,6 Sellés y Gana, 2001

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Latitud S Longitud W Roca Método Material Edad Autor

33º52’58’’ 70º38’47’’ Andesita K/Ar Roca total 22,7 ± 0,9 Sellés y Gana, 2001

32º57’56’’ 70º42’04’’ Basalto Ar/Ar Roca Total 28,7 ± 0,6 Fuentes et al.,2002

32º57’19’’ 70º40’52’’ Andesita Basáltica Ar/Ar Roca Total 28,8 ± 0,3 Fuentes et al.,2002

32º56’52’’ 70º40’05’’ Lava Ar/Ar Anfibola 19,6 ± 0,3 Fuentes et al.,2002

32º56’28’’ 70º28’48’’ Tobas de Lapilli Ar/Ar Biotia 20,1 ± 0,2 Fuentes et al.,2002

32º57’52’’ 70º28’53’’ Tobas de Lapilli Ar/Ar Biotia 20,0 ± 0,2 Fuentes et al.,2002

32º56’47’’ 70º28’23’’ Tobas de Ceniza Ar/Ar Biotia 20,1 ± 0,4 Fuentes et al.,2002

32º57’16’’ 70º28’43’’ Tobas de Ceniza Ar/Ar Biotia 20,2 ± 0,3 Fuentes et al.,2002

33º52’01’’ 70º43’08’’ Andesita Ar/Ar Roca Total 29,2 ± 0,2 Fuentes et al.,2002

32º58’20’’ 70º40’44’’ Andesita Ar/Ar Plagioclasa 28.9 ± 0.5 Fuentes, 2004

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3.2.2.8 Formación Farellones (Klohn, 1960)

Sucesión compuesta de lavas, tobas e ignimbritas con intercalaciones de brechas. Las lavas manifiestan un claro predominio sobre las tobas y brechas, mientras que la alternancia de rocas volcanoclásticas más finas, en tramos de 4 a 5 metros, producen una marcada estratificación en la serie (Thiele, 1980).

Esta formación sobreyace a la Formación Abanico entre los 32º S hasta los 35º S.

Aunque es motivo de discusión el tipo de contacto entre ambas formaciones (Ver discusión bibliográfica), según las evidencias más recientes se puede describir como un contacto transicional y con amplias variaciones tanto norte- sur como este-oeste, reportándose en diversos sectores como discordante o pseudo-concordante, dependiendo de la reactivación de fallas asociadas a la inversión tectónica de la cuenca de la Formación Abanico (Godoy et al., 1999; Charrier et al., 2002a).

A la Formación Farellones se le asigna una edad Miocena, de acuerdo a las dataciones radiométricas disponibles (Ver Tabla 3.2). En esta formación se incluye a la Formación Colorado – La Parva, definida inicialmente como Pliocena al correlacionarla litoestratigráficamente con riolitas pliocenas de la Localidad de Río Blanco (Thiele, 1980), pero que posteriormente, en base a dataciones K/Ar, Beccar et al. (1986) y Rivano et al.

(1991) la incluyen en la Formación Farellones. El espesor reportado para la Formación Farellones es de 2.500 m, aumentado por los numerosos mantos intrusivos y lacolitos del Mioceno Superior – Plioceno que la intruyen. (Thiele, 1980; Rivano et al, 1990).

El techo de esta formación corresponde a la actual superficie de erosión (Thiele, 1980;

Rivano et al., 1990). Se correlaciona cronológicamente con las formaciones Palaoco, Contreras, Conglomerados de Tunuyán y Agua de la Piedra en Argentina (Sruoga et al., 2000; Giambiagi et al., 2001).

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Tabla 3.2: Dataciones Radiométricas Formación Farellones

Latitud Longitud Roca Método Material Edad (Ma) Autor

33º17’12’’ 70º15’17’’ Andesita Brechosa K/Ar Roca Total 16,6 ± 0,7 Beccar et al., 1986 33º17’53’’ 70º15’51’’ Riolita Fluidal K/Ar Roca Total 18,1 ± 0,6 Beccar et al., 1986 33º17’01’’ 70º15’33’’ Riolita de Biotita K/Ar Roca Total 18,6 ± 0,6 Beccar et al., 1986 33º20’05’’ 70º18’17’’ Domo Ríolitico K/Ar Plagioclasa 17,3 ± 0,3 Drake et al., 1976 33º20’24’’ 70º19’18’’ Andesita Afanítica K/Ar Plagioclasa 18,5 ± 0,2 Drake et al., 1976 33º16’42’’ 70º39’43’’ Toba de lapilli acida K/Ar Esquirlas 17,0 ± 0,7 Sellés, 1999

33º16’42’’ 70º39’43’’ Toba de lapilli acida K/Ar Pómez 17,2 ± 2,9 Sellés, 1999

33º35’26’’ 70º17’09’’ Andesita K/Ar Plagioclasa 17,3 ± 0,2 Vergara y Drake, 1978

33º21’17’’ 70º14’46‘’ Andesita Basáltica Ar/Ar Plagioclasa 19,0 ± 0,7 Aguirre et al., 2000 33º21’17’’ 70º14’46‘’ Andesita Basáltica Ar/Ar Roca Total 20,1 ± 0,3 Aguirre et al., 2000

33º21’02‘’ 70º19’00’’ Andesita Ar/Ar Plagioclasa 21,6 ± 0.2 Aguirre et al., 2000

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3.2.2.9 Unidad Volcánica Antigua (Thiele y Katsui, 1969)

Se incluyen en la Unidad Volcánica Antigua (UVA) a los esqueletos de volcanes extinguidos, formados principalmente de coladas andesíticas y traquiandesíticas (Thiele y Katsui, 1969), que afloran principalmente en el área fronteriza, destacando entre ellos el Volcán Tupungato, Cerro Marmolejo y el cordón del Cerro Castillo (Thiele, 1980). El zócalo de la Unidad Volcánica Antigua lo constituyen las formaciones paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas expuestas en la vertiente oriental de la Cordillera Principal, y no aparece afectada por fallas de importancia regional, sólo por fallas menores. Aparece sellando todas las estructuras de pliegues y fallas de fines del Mioceno que caracterizan la región. Se le asigna una edad pleistocena (Thiele, 1980).

3.2.2.10 Unidad Volcánica Nueva (Thiele y Katsui, 1969)

En esta unidad se agrupan los volcanes que presentan manifestaciones históricas de actividad, como el volcán Tupungatito y el volcán San José. Actualmente se reconocen en ellos emanaciones fumarólicas y están sobre-impuestos a la Unidad Volcánica Antigua (Thiele y Katsui, 1969). Están formados por coladas andesíticas frescas, con intercalaciones de mantos de brechas y depósitos piroclásticos menores (bombas, lapilli y cenizas), predominantemente oscuras (Thiele, 1980). En términos generales se le asigna una edad holocena (Thiele, 1980).

3.2.2.11 Depósitos No Consolidados Depósitos aluviales

Corresponden a bloques, gravas, arenas, limos y arcillas. La petrografía de los materiales clásticos se relaciona con las distintas unidades litológicas nombradas anteriormente. Son el principal material de relleno de la Depresión Central y de todos los valles interiores del área de estudio. Sobresalen entre estos últimos aquéllos que forman los importantes niveles de terrazas en el valle del río Maipo. En términos generales, se puede sostener que sobre una cota promedio de 1.500 m s.n.m., los depósitos fluviales gradan a glaciofluviales (Thiele, 1980).

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Depósitos lacustres

Depósitos de limos y arcillas, finamente laminados, acumulados en lagos formados detrás de algunas morrenas frontales o de depósitos producidos por desmoronamientos en los valles de los ríos Colina, Colorado, Maipo y Yeso (Thiele, 1980).

Depósitos gravitacionales

Estos depósitos se reconocen prácticamente en toda el área. Los más importantes son aquellos resultantes de la reptación del suelo y talud que producen acumulaciones detríticas importantes en la base de las pendientes suaves, los primeros, y en las pendientes fuertes, los segundos (Thiele, 1980).

Depósitos Glaciales

Esencialmente morrenas marginales y acumulaciones de detritos provenientes de glaciales de roca que se pueden encontrar en la mayoría de las cabeceras de los esteros por sobre la cota de 2.500 m s.n.m., en circos glaciares y nichos en las altas cumbres (Thiele, 1980).

3.3 Rocas Intrusivas

De manera general, las rocas intrusivas que afloran en el área de estudio se pueden ordenar en franjas norte-sur que van disminuyendo su edad hacia el este (Figura 3.2). De acuerdo a su edad, las rocas intrusivas pueden agruparse de la siguiente forma (Ver Tabla 3.3):

3.3.1 Intrusivos del Cretácico Inferior

Afloran en la parte más occidental del área de estudio, en el borde oriental de la Cordillera de la Costa (Figura 3.2). Corresponden a plutones y stocks cuya litología principal son dioritas, granodioritas y tonalitas, que intruyen a las Formaciones Lo Prado y Veta Negra.

Dentro de esta unidad se incluyen la Diorita del Portezuelo Los Aromos, Plutón Cordón del Mallarauco (117 – 91 Ma), la Diorita Punta del Viento (114 – 111 Ma) (Sellés y Gana, 2001) y el Plutón Cerro Bandera (ca. 120 Ma) (Wall et al., 1999).

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3.3.2 Intrusivos del Cretácico Superior

Se pueden dividir en 2 grupos: (a) Plutones y Stocks monzodioríticos, granodioríticos, dioríticos y tonalíticos, los que llegan a ocupar áreas de hasta 100 Km²; (b) Intrusivos Hipoabisales, cuya composición varía de básica a ácida, ocupando áreas desde los 500 m² hasta 3 Km².Diversas dataciones radiométricas K/Ar permiten asignarles una edad Albiano Superior – Turoniano Inferior. Intruyen a las Formaciones Las Chilcas y Veta Negra (Wall et al., 1999; Sellés y Gana, 2001).

3.3.3 Intrusivos Hipoabisales del Paleoceno – Eoceno

Stocks basálticos de piroxeno y olivino que intruyen a los intrusivos del Cretácico Medio y a las formaciones Las Chilcas y Lo Valle, y a los Estratos del Cordón de los Ratones.

Dataciones K/Ar tanto en roca total como en biotita entregar para estas rocas un rango de edad comprendido entre 64 Ma y 32 Ma, lo cual permite asignarles una edad Paleocena – Eocena (Wall et al., 1999; Sellés y Gana, 2001).

3.3.4 Intrusivos Hipoabisales del Eoceno Superior– Mioceno Inferior

Esta unidad agrupa a stocks, filones mantos, cuellos volcánicos y diques, cuya composición varía desde gabros a andesitas de piroxeno, formando cuerpos de tamaño inferior a 8 Km2. Intruyen a las Formaciones Las Chilcas, Lo Valle y Abanico. Dataciones radiométricas permiten asignarle una edad Eoceno Superior – Mioceno Inferior. Gran parte de estos intrusivos pertenecen al “Grupo Volcánico del Oligo-Mioceno” (Vergara y Drake, 1979) o a la Unidad Intrusiva II (Thiele, 1980). Su edad y geoquímica son similares a las lavas de la Formación Abanico y es posible que correspondan a sus conductos alimentadores (Wall et al., 1999).

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3.3.5 Intrusivos del Mioceno Inferior

Corresponde a plutones cuyo rango de edad varía entre los 20 y 18 Ma (ver tabla 3.3).

Intruyen a la Formación Abanico y su litología principal corresponde a granodioritas.

Destacan el Plutón La Obra (río Maipo frente a la Depresión Central); Plutón San Francisco (parte superior del río San Francisco); y el Plutón del Salto del Soldado (Thiele, 1980; Kurtz et al., 1997).

3.3.6 Intrusivos del Mioceno Medio - Superior

Intrusivos cuyo rango de edad varía entre los 13 y 8 Ma (tabla 3.3), y que se ubican más al este de la franja de Intrusivos del Mioceno Inferior. Destacan dentro de este grupo el Plutón San Gabriel (unión ríos Volcán, Yeso y Maipo) y Plutón La Gloria (río Colorado).

Las litologías principales de esta unidad son granodiorita, monzogranito y monzonita cuarcífera (Thiele, 1980; Cornejo y Mahood, 1997; Kurtz et al., 1997).

3.3.7 Intrusivos Pliocenos - Pleistocenos

Se reconocen principalmente en la franja oriental del área de estudio, y dentro de esta unidad se incluyen el Intrusivo Colina (de 3,4 ± 0,5 según K/Ar; Ramos et al., 1997) y el intrusivo Los Lunes, que tiene edades de 1,1 ± 0,4 Ma (K/Ar en biotita; Godoy y Lara, 1994b), 1,20 ± 0,19 Ma y 1,05 ± 0,02 Ma (⁴⁰Ar/³⁹Ar en hornblenda y en biotita, respectivamente; Baeza, 1999). Su litología corresponde tonalitas para el intrusivo Colina y a pórfidos dacíticos de biotita para el caso del Intrusivo Los Lunes (Godoy, 1998; Baeza, 1999).

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Tabla 3.3: Dataciones Radiométricas de Intrusivos Cenozoicos

Latitud Longitud Unidad Roca Método Material Edad Autor

32º 56’ 31’’ 70º 39’ 36’’ OlMh Dique Andesítico Ar/Ar Anfibola 18,6 ± 0,4 Fuentes et al.,2002 32º 59’ 15’’ 70º 39’ 35’’ OlMh microdiorita de piroxeno K/Ar Roca Total 23,9±0,9 Gana y Wall, 1997 33º 09’ 56’’ 70º 35’ 46’’ OlMh dique andesítico K/Ar Roca Total 23,4±1,1 Gana y Wall, 1997 33º 11’ 13’’ 70º 37’ 31’’ OlMh sill basáltico K/Ar Roca Total 20,3±2,1 Gana y Wall, 1997 33º 03’ 09’’ 70º 36’ 48’’ OlMh dique basáltico de olivino Ar/Ar Plagioclasa 34,3±2,2 Gana y Wall, 1997 33º 02’ 59’’ 70º 34’ 02’’ OlMh sill basáltico de px y olivino Ar/Ar Plagioclasa 22,9±1,2 Gana y Wall, 1997 33º 05’ 11’’ 70º 34’ 54’’ OlMh dique gábrico de olivino Ar/Ar Plagioclasa 23,9±1,6 Gana y Wall, 1997 33º 05’ 11’’ 70º 34’ 54’’ OlMh dique gábrico de olivino Ar/Ar Plagioclasa 24,5±1,6 Gana y Wall, 1997 33º 16’ 44’’ 70º 34’ 49’’ OlMh pórfido andesítico K/Ar Roca Total 21,2±1,0 Sellés,1999

33º 25’ 23’’ 70º 38’ 26’’ OlMh andesita K/Ar Roca Total 21,1 ±3,7 Sernageomin, 1989

33º 22’ 19’’ 70º 42’ 07’’ OlMh pórfido diorítico K/Ar Roca Total 21,8±0,5 Thiele et al.,1980 33º 54’ 03’’ 70º 43’ 25’’ OlMh Intrusivo K/Ar Plagioclasa 26,3 ± 0,4 Vergara y Drake, 1979 33º 10’ 30’’ 70º 39’ 27’’ OlMh pórfido basáltico K/Ar Roca Total 21,2±0,2 Vergara y López, 1980 33º 09’ 09’’ 70º 48’ 46’’ OlMh diabasa de px y olivino K/Ar Roca Total 25,5±1,3 Wall, 1997 33º 03’ 23’’ 70º 53’ 03’’ OlMh cuello basalto de olivino K/Ar Roca Total 24,8±1,6 Wall, 1997 33º 08’ 38’’ 70º 45’ 36’’ OlMh microgabro de px y olivino K/Ar Roca Total 17,4±1,0 Wall, 1997 33º 38’ 26’’ 70º 38’ 56’’ OlMh Andesita de anfíbola K/Ar Roca total 22,4±1,1 Sellés y Gana, 2001 33º 09’ 36’’ 70º 45’ 41’’ PaEh basalto de piroxeno y olivino K/Ar Roca Total 64,0±5,0 Wall, 1997

33º 01’ 35’’ 70º 50’ 07’’ PaEh dacita de biotita K/Ar Biotita 53,8±2,5 Wall, 1997

33º 09’ 42’’ 70º 45’ 50’’ PaEh basalto de px y olivino K/Ar Roca Total 32,6±1,2 Wall et al., 1999 33º 28’ 27’’ 70º 48’ 45’’ PaEh dique basáltico de piroxeno K/Ar Roca total 40,5±1,4 Wall et al., 1999 33º 40’ 19’’ 70º 49’ 34’’ PaEh Intrusivo K/Ar Roca Total 36,4 ± 1,3 Sellés y Gana, 2001