Geología y Metalogénesis de la Cordillera de la Costa entre

Tocopilla y Antofagasta

Antofagasta Minerals Diciembre 2014

I) Geología Regional y Evolución Tectónica

Constantino  MpodozisPaula Cornejo Rodrigo Mora

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Geología Regional y Evolución Tectónica de la Cordillera de la C

osta entre Tocopilla y Antofagasta

Constantino Mpodozis, Paula Cornejo, Rodrigo Mora

Antofagasta Minerals

Diciembre 2014

Introducción

La geología de la Cordillera de la Costa entre Tocopilla y Antofagasta está caracterizada por extensos afloramientos de rocas volcánicas e intrusivos del Jurásico-Cretácico inferior que, tradicionalmente, han sido atribuidos a la actividad del “Arco Volcánico” de La Negra (Mpodozis y Ramos, 2008, Figura 1). Este sistema magmático que evolucionó durante el Jurásico habría estado activo hasta el Cretácico inferior cuando se extinguió y el frente volcánico se desplazó hacia el este (actual Depresión Central). Remanentes del basamento de este sistema ocurren al este de Antofagasta, donde existen afloramientos de secuencias sedimentarias de bajo grado metamórfico intruidas por granitoides del Triásico-Jurásico inferior (Niemeyer et al., 1997; Basso, 2004; González y Niemeyer, 2006, Cortés et al., 2007). Desde el punto de vista estructural la Cordillera de la Costa se encuentra disectada por el Sistema de Fallas de Atacama, el rasgo estructural dominante en la Cordillera de la Costa del norte de Chile que ha sido considerada como un sistema de fallas de rumbo activo desde el Cretácico y (Arabaz, 1971; Scheuber y Andriessen, 1990; Scheuber y González, 1999; González et al., 2006).

Esta zona ha sido objeto de numerosos estudios geológicos referentes tanto a la estratigrafía como a la estructura y la naturaleza de los complejos metamórficos (ver por ejemplo, Ferris y DiBiase, 1978; Baeza y Venegas, 1985, 1988; Lucassen y Franz, 1992, 1996, Lucassen et al., 1996; Casquet et al., 2013), la naturaleza y edad de las rocas volcánicas intrusivas y sedimentarias mesozoicas (Buchelt y Téllez, 1988; Pichowiak, 1994, Nemeth et al., 2004¸ Kramer et al., 2005; Oliveros et al., 2006, 2007) y/o a la geología estructural y evolución tectónica durante en Mesozoico y Terciario (Scheuber y Anudriesen, 1990, Scheuber y González, 1999, González, 1996, 1999; Cembrano et al., 2005; Allmendinger y González, 2010).

Durante la última década se han publicado mapas geológicos a regionales a escala 1:100.000 (Basso, 2004; Niemeyer y González 2005; Cortés et al., 2007). Sin embargo, a pesar de las numerosas edades radiométricas K/Ar Rb/Sr y 40Ar/39Ar (y escasas edades U/Pb) publicadas la cronología de rocas alteradas y/o afectadas por múltiples eventos intrusivos, ha sido complejo de establecer lo cual ha hecho difícil la construcción de un modelo tectónico integrado de la evolución tectónica regional. La debilidad de la base

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geológica ha impedido la elaboración de modelos metalogénicos que expliquen los controles geológicos de los yacimientos existentes en la zona. Estos comprenden yacimientos cupríferos de mediano tamaño, dentro de los cuales se encuentran depósitos vetiformes en los plutones jurásicos (Distrito Tocopilla, Gatico, Boric et al., 1990; Tristá-Aguilera y Kojima, 2003), algunos de las yacimientos “estratoligados” más conocidos y estudiados de Chile, emplazados en la Formación La Negra (Michilla, Mantos Blancos , Maksaev y Zentilli, 2000; Cornejo et al., 2006; Ramírez et al., 2006, 2008) y pórfidos cupríferos del Cretácico inferior como Antucoya (Maksaev et al., 2006), los más antiguos de este tipo, con valor económico, conocidos en Chile.

Los trabajos efectuados por los autores en la zona incluyeron una revisión en gabinete y en terreno de la información geológica disponible, un reconocimiento geológico de las zonas no cubiertas por mapas geológicos y una campaña sistemática de dataciones U/Pb en circones y algunas dataciones 40Ar/39Ar en minerales de alteración o metamorfismo (albita, anfíbola y biotita). Estos han permitido refinar la estratigrafía del basamento, establecer la edad precisa del volcanismo de la Formación La Negra, determinar la distribución de los episodios intrusivos asociados y su relación con la mineralización, y establecer la evolución estructural de la zona, poniendo en valor la importancia de los fenómenos de extensión cortical a gran escala ocurridos en el Jurásico medio.

En las páginas que siguen se describe en forma breve la estratigrafía y la evolución estructural de la Cordillera de la Costa entre Tocopilla y la zona sur de Antofagasta, la cual se divide en episodios discretos separados por cambios mayores en el régimen tectónico. En cada caso se indica la naturaleza y el estilo de la mineralización asociada, la cual se describe, con mayor detalle, en el Capítulo II (Metalogénesis) de este informe.

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El “basamento” Paleozoico superior

Las rocas más antiguas expuestas en el segmento de la Cordillera de la Costa , comprendido entre Antofagasta-Tocopilla, corresponden a rocas metasedimentarias de bajo grado metamórfico, rocas sedimentarias detríticas y calcáreas, intrusivos y rocas volcánicas, con edades comprendidas entre el Devónico y el Pérmico, que afloran en el borde oriental de la Cordillera de la Costa al este de Antofagasta (Sierra El Tigre-Cerros de Cuevitas ) y al este de Tocopilla (Sierra Angostura-El Toco) y, también, a lo largo de una franja de bloques elevados y limitados por fallas en el margen occidental de la Depresión Central en la zona de Cerro Palestina-Cerro El Árbol y Cerro Mina Jardín (ver Mapa Geológico adjunto).

En la Cordillera de La Costa el basamento está formado principalmente por rocas meta-sedimentarias que afloran en un macizo rodeado por fallas que constituye uno los elementos morfo-estructurales más distintivos de la zona ubicada al sur de Mantos Blancos. Este núcleo de basamento (ver Figura 2) está formado por extensos afloramientos de metareniscas y lutitas de bajo grado metamórfico (Formación Sierra El Tigre) cuya base no está expuesta y que han sido atribuidas al Devónico en base a la presencia de braquiópodos (Niemeyer et al., 1997, González y Niemeyer, 2005). De acuerdo a Niemeyer et al., 1997 y Bahlburg et al. (1987, 2009) la Formación Sierra del Tigre representa a depósitos de abanico submarino con direcciones de aporte provenientes desde el NNW. Unidades equivalentes afloran también más al norte en el borde oriental de la Cordillera de la Costa, al norte de Antucoya, donde fueron atribuidas a la Formación El Toco (Harrington, 1961, Maksaev y Marinovic, 1980; Bahlburg et al., 2009) y en la cual se han reportado, recientemente el hallazgo de restos vegetales del Devónico superior (Moisan et al., 2012).

En contraste con la zona cercana a Antofagasta, los afloramientos del basamento en los bloques limitados por fallas en el borde occidental de la Depresión Central, en la región de Cero Palestina-Cerro El Árbol (Figura 3) comprenden rocas ígneas. Estas incluyen a una unidad de tobas y brechas piroclásticas ácidas que Marinovic et al. (1995), Matthews et al. (2007) y Ferrando et al. (2013) incluyeron dentro de la Formación La Tabla (nombre con el cual aparecen en el mapa). Aunque en la zona estudiada, su base no está expuesta, en Sierra Argomedo, al sur del yacimiento El Peñón, riolitas y tobas cubren en discordancia angular a una secuencia metasedimentaria pelítico-arenosa depositada en una plataforma marina somera: la Formación Argomedo (Breitkreuz, 1985; Matthews et al., 2007) cuya población de circones detríticos más joven tiene una edad del Carbonífero superior (323±5Ma; Augustson et al., 2014). Dataciones U/Pb en circones de 314.5±1.7 y 304.9±2.9 Mahan sido reportadas para las riolitas y tobas dentro del área de estudio (Matthews et al., 2007, Ferrando et al., 2013). En las cercanías de Cerro El Árbol, las tobas ácidas están intruidas por granitoides del

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Carbonífero superior en los cuales Matthews et al. (2007) obtuvieron edades de 310±4.5 Ma (U/Pb) y 319±7 Ma (K/Ar biotita, edad máxima?) similares, dentro del rango a las obtenidas en las rocas volcánicas, señalando que ambas unidades se habrían emplazado durante el Carbonífero superior. Las dataciones citadas son, sin embargo, más antiguas que las edades U/Pb pérmicas (282-270 Ma) obtenidas, recientemente en tobas del lugar tipo de la Formación La Tabla (Maksaev et al., 2014), lo cual indica que estas estas registran un evento volcánico más joven que el documentado en la zona de estudio

En la zona de Cerro del Árbol y Sierra Mina Jardín las tobas riolíticas están cubiertas en discordancia por una serie sedimentaria marina fosilífera, detrítica terrígena y carbonatada del Pérmico inferior (Formación Cerro El Árbol, Niemeyer et al., 1997, Matthews et al., 2007, Cisterna et al., 2014). Esta unidad es equivalente a la Formación Cerros de Cuevitas (no representada en el mapa) que aflora en la zona costera de Antofagasta donde cubre, en discordancia angular a la Formación Sierra El Tigre e incluye pequeños afloramientos de rocas carbonatadas y clásticas terrígenas, portadoras de fósiles del Pérmico inferior (Niemeyer et al., 1997; Cisterna et al., 2014). Ambas secuencias son el resultado de una transgresión marina que afectó gran parte de los Andes centrales en el Pérmico inferior (Davidson et al., 1981; Díaz-Martínez et al., 2000). Sin embargo, a escala regional, las unidades del Paleozoico superior, de la Cordillera de la Costa y Depresión Central de la región de Antofagasta, son diferentes a los afloramientos del núcleo de basamento de la Cordillera de Domeyko a la latitud de la zona estudiada. Allí no se han reconocido secuencias carbonáticas comparables con la formación Cerro El Árbol y basamento incluye grandes volúmenes de rocas volcánicas e intrusivas pérmicas, con edades comprendidas entre los 290 y 270 Ma (Mpodozis et al., 1993; Cornejo et al., 2006; Marinovic, 2007; Basso y Mpodozis; 2012; Maksaev et al., 2014).

Los eventos magmáticos y sedimentarios del Triásico-Jurásico inferior

Entre los 250 y 190 Ma, la Cordillera de la Costa de la región de Antofagasta-Tocopilla guarda el registro de procesos volcánicos y plutónicos que aparecen en forma dispersa a lo largo de la región y que representan dos pulsos discretos de actividad magmática ocurridos en el Triásico inferior (250-245 Ma) y el Triásico superior-Jurásico inferior (220-190 Ma, Figura 4), que dieron origen tanto a rocas volcánicas como intrusivas. Junto a éstos en la Península de Mejillones se encuentran afloramientos de rocas metamórficas (consideradas, anteriormente de edad precámbrica y /o paleozoica) cuyas poblaciones de circones detríticos y relaciones de contacto parecen indicar que el protolito de ellas se habría acumulado durante el Triásico superior-Jurásico inferior.

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Los intrusivos del Triásico inferior-medio (250-245 Ma)

Al este de Antofagasta, las rocas metasedimentarias de la Formación Sierra El Tigre están intruidas por granitos gráficos y sienogranitos, en parte con muscovita, que constituyen un stock de gran volumen (Plutón Gallinazo, Figura 2) y cuerpos menores como los expuestos más al sur en el curso medio de la quebrada Púa. En estos se han obtenido tres nuevas edades U/Pb en circones de 250.9±3.2, 248+3.2/-10.4 y 244.9+3.4/3.1 Ma, correspondientes al Triásico inferior. Estudios recientes (Tomlinson y Blanco 2008; Cornejo et al., 2006 a; Munizaga et al., 2008; Boric et al., 2009; Basso y Mpodozis, 2012; Henriquez et al., 2014) han permitido reconocer y datar este evento magmático, tanto en facies intrusivas como volcánicas, a lo largo de la Precordillera entre La Escondida y Collahuasi, donde está asociado a mineralización de tipo pórfido cuprífero datada en ca. 244 Ma (Munizaga et al., 2004). Otros equivalentes intrusivos del Plutón Gallinazo en la Cordillera de la Costa incluyen se encuentran al sur de Antofagasta en la zona de Agua Verde (Carta Catalina) , donde han sido datados (U/Pb) en 245.9±1.7 Ma (Espinoza et al., 2011).

Las series estratificadas e intrusivos del Triásico superior-Pliensbachiano (230-190 Ma)

Un evento volcánico, intrusivo y sedimentario, más joven que el anterior, está registrado en la parte oriental del área cubierta por el mapa donde es posible observar algunos afloramientos de una distintiva unidad de tobas y brechas piroclásticas y domos riolíticos (en el mapa: Rocas volcánicas del Triásico superior-Jurásico inferior). Estas, que fueron datadas (233±9.6 Ma; U/Pb) y descritas por primera vez por Basso (2004, Hoja Baquedano). Forman una pequeña franja de rocas volcánicas de dirección NNE, situada al norte de Sierra Miranda, comprendida entre la traza de la falla Salar del Carmen, por el este y plutones jurásicos, por el oeste (Figura 5). Durante el presente trabajo se pudo comprobar que estas rocas también ocurren al sur de Sierra Miranda donde, de igual modo, forman afloramientos limitados por la Falla Salar del Carmen, y en los cuales se obtuvo una edad U/Pb más precisa de 196+3.9/-2.6 Ma (Sinemuriano). Rocas de este grupo también afloran en la zona del yacimiento Rencoret, donde forman un complejo de tobas riodacíticas soldadas asociadas a domos riolíticos, datado (U/Pb en circones) en 220±19 Ma (cerro Camaleón; Basso 2004), que muestra un paso gradual y concordante a niveles de rocas sedimentarias marinas fosilíferas, clásticas y carbonatadas del Hettangiano-Sinemuriano? (Estratos de Rencoret, Tobar, 1966; Basso 2004; Cortés et al., 2007).

Los Estratos de Rencoret afloran también al norte del yacimiento Mantos Blancos donde forman pequeños roof-pendants dentro de los intrusivos del Jurásico y Cretácico inferior. Aún más al sur, en la zona de Cuevitas-Salar de Navidad, pequeños “parches” calcáreos de esta unidad se apoyan, directamente sobre las metareniscas y pizarras paleozoicas de la Formación Sierra El Tigre. En el extremo SE del área cubierta por el

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mapa en la zona cercana a Cerro El Árbol y sin relación directa con las unidades anteriores, este grupo de rocas volcánicas y sedimentarias, está representada por una secuencia de areniscas arcósicas con intercalaciones de calizas fosilíferas marinas con fauna fósil del Triásico y material bioclástico retrabajado de las secuencias pérmicas subyacente (Matthews et al., 2007, Ferrando et al., 2013).

Plutones con edades cercanas al límite Triásico-Jurásico también ocurren en la zona e incluyen un intrusivo monzonítico cuarcífero de hornblenda y biotita emplazado en las tobas riolíticas triásicas, que aflora inmediatamente al oeste de la falla Salar del Carmen, al norte de Sierra Miranda, en el cual se obtuvo una edad U/Pb en circones de 199.4±2.9 Ma (Figura 5). Dentro de este grupo se encuentra un plutón, formado por tonalitas de biotita y hornblenda de grano grueso expuesto en el extremo norte del bloque de Península de Mejillones (Tonalita Morro Mejillones, Campano et al., 1982; Baeza y Venegas, 1998; Cortés et al., 2007), emplazado en las rocas metamórficas (formación Punta Angamos). El intrusivo ha sido datado recientemente (U/Pb en circones) en 208±2 Ma por Casquet et al. (2013).

Las rocas volcánicas, sedimentarias y volcánicas e intrusivas del Triásico superior-Jurásico que afloran en la Cordillera de la Costa de Antofagasta y también en la zona de Taltal (Suárez et al., 1985) serían el resultado un evento extensión, rifting y magmatismo bimodal, registrado gran parte del norte de Chile. Granitos leucocráticos que intruyen a rocas metasedimentarias paleozoicas, datados (U/Pb) en ca. 203.5 Ma han sido reconocidos, al sur de Antofagasta al NE de Agua Verde (Espinoza et al., 2011). Rocas de este grupo son comunes en la Cordillera de Domeyko, tal como ocurre en el Distrito Centinela donde se han obtenido numerosas edades U/Pb entre 220-190 Ma en secuencias volcánicas que incluyen desde tobas riolíticas hasta basaltos con intercalaciones sedimentarais (Estratos de Las Lomas, Marinovic y García, 1999). Unidades de similar edad y facies también ocurren más al sur en la región de Oficina Domeyko (formación Cerro La Ballena, Marinovic, 2007, Matthews et al., 2007) y en la zona cercana a La Escondida (Cerro Pascua, Matthews et al., 1997). Su edad es, en parte, equivalente a la de los niveles sedimentarios marinos que forman la sección basal de la formación Profeta entre La Escondida y Sierra Exploradora (Marinovic et al., 1995; Ardill et al., 1998, Cornejo et al., 2009). Al norte de la Escondida pequeños afloramientos de pórfidos dacíticos y granodioríticos con edades K/Ar y 40Ar/39Ar en biotita de 216 y 203 Ma, que intruyen a granitoides pérmicos, presentan evidencias de mineralización de tipo pórfido cuprífero con edades Re/Os en molibdenita de 218±1 Ma (Cornejo et al., 2006 a).

El protolito de los complejos metamórficos de Península de Mejillones

Una de las unidades más estudiadas, pero aún mal comprendidas, de la Cordillera de la Costa de Antofagasta, está formada por las rocas metamórficas de la Península de Mejillones (Figura 6) que originalmente fueron atribuidas al Precámbrico y/o

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Paleozoico (i.e. Damm et al., 1990, Baeza y Venegas, 1985, a b, 1988). Sus grandes diferencias con el resto de las unidades expuestas en la Cordillera de la Costa, llevó a algunos autores a considerarlas parte de un terreno tectonoestratigráfico independiente (“Mejillonia”, Ramos, 1988; Bahlburg y Hervé, 1987, Casquet et al., 2013). Según Ramos (1988) y Omarini et al. (1999), entre otros, este complejo metamórfico podría ser, parte un terreno exótico que se habría acrecionado al margen sudamericano durante el Paleozoico. Las rocas metamórficas afloran en dos bloques independientes limitados por fallas, en la zona norte y central de la península y presentan asociaciones mineralógicas que indicaría metamorfismo en facies esquistos verdes y anfibolitas desarrolladas sobre protolitos ígneos y sedimentarios. Las rocas de la zona norte descritas por Baeza y Venegas (1985a, 1988) como Formación Punta Angamos (Figura 6) incluyen, principalmente esquistos cuarzo-micáceos y cuarcitas, con gneises y anfibolitas subordinadas. Las rocas metamórficas de la parte central de la Península, al W de la falla Caleta Herradura, que en el mapa se describen bajo el nombre de Metamorfitas Morro Jorgino (Figura 7) estudiadas por Baeza y Venegas (1988) y Cortés et al. (2007) corresponden a una unidad diferente, formada por metapelitas (paragneisses, esquitos micáceos, pizarras microplegadas) y anfibolitas de granate deformadas.

Al estudiar complejos metamórficos se debe analizar en forma independiente la historia del protolito de la historia del metamorfismo/deformación. Una herramienta poderosa en el caso de rocas con protolito sedimentario es la datación U/Pb de las poblaciones de circones detríticos, que por un lado permiten determinar la edad máxima de depósito y por otro la edad de la fuente de los componentes detríticos. Estudios de circones detríticos han sido efectuados en la Península de Mejillones por Casquet et al. (2013). Muestras de los esquistos pelíticos de la Formación Punta Angamos incluyen poblaciones de circones detríticos precámbricos (1600-900 Ma), paleozoicos (500-450, 340 Ma) y finalmente una población de circones más jóvenes del Triásico superior (ca. 210 Ma). En el mismo estudio Casquet et al. (2013) determinaron que muestras de gneises de biotita, de protolito sedimentario, de las Metamorfitas de Morro Jorgino, incluyen poblaciones de circones detríticos con edades U/Pb de 800-1900 Ma (Proterozoico), 550, 485 Ma (Paleozoico inferior), 300-290 Ma (Pérmico inferior) y, también un grupo más joven de circones del Triásico (255-220 Ma) e, incluso, algunos granos del Jurásico inferior (183-172 Ma). Estas últimas fueron consideradas sin significado geológico por “provenir de rocas plegadas y foliadas” (?). Un cuerpo de leucogranitos con granate concordante con la foliación de los gneises presenta una población muy compleja de circones con algunos granos con edades comprendidas entre los 210 y 147 Ma.

Estos datos indican que la edad máxima de depositación de ambos complejos es por lo menos triásica superior. Como la Formación Punta Angamos está intruida por la Tonalita Morro Mejillones (208 Ma; Baeza y Venegas, 1988; Casquet et al., 2013) esta

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edad sería muy cercana a la edad de sedimentación, lo cual permite compararlas las rocas volcánicas e intrusivas del Triásico superior-Jurásico inferior, que afloran en Sierra Miranda y también con unidades equivalentes expuestas en la Cordillera de Domeyko (Estratos de Las Lomas y Formación Cerro La Ballena). El metamorfismo que las afecta es un evento posterior de edad, probablemente, jurásica (ver más adelante).

El evento intrusivo del Jurásico inferior (Toarciano, ca. 180 Ma)  

Intrusivos del Jurásico más bajo (ca. 180 Ma) ocurren tanto al este (zona de Baquedano-Rencoret) como al oeste (Península de Mejillones) de la Cordillera de la Costa. Los intrusivos de este grupo tienen edades U/Pb similares a las edades más antiguas obtenidas en la Formación La Negra y conforman plutones de gran tamaño que se caracterizan por presentar una notable foliación sinmagmática e importantes zonas de deformación dúctil (milonitas).

Este conjunto intrusivo incluye, en zona oriental de la Cordillera de la Costa, dos cuerpos formados por granodioritas a tonalitas de hornblenda (con núcleos de piroxeno) y biotita, de grano grueso. El mayor de ellos es el Batolito Ercilla, intrusivo de forma lenticular y sigmoide, de 50 km de largo, con el eje mayor orientado en dirección NNE y limitado por las fallas Sierra Valenzuela, al NW y la Falla Sargento Aldea, al SE (ver Figura 8) y para el cual Basso (2004) obtuvo una edad U/Pb en circones de 181.2±0.5 Ma. Al sur de Mantos Blancos, otro intrusivo de esta asociación plutónica, el Plutón Quebrada Púa corresponde a un cuerpo intrusivo foliado, de protolito tonalítico a granodiorítico, de biotita y hornblenda, y forma subcircular, emplazado en las rocas meta-sedimentarias de la Formación Sierra El Tigre. Está afectado en parte por anchas bandas de deformación dúctil (gneises miloníticos con biotita). En una muestra de las cuales se obtuvo una edad U/Pb de 181.9±2.5 Ma. Los afloramientos que se prolongan hacia el sur del área estudiada en la Hoja Aguas Blancas, fueron incluidos por Marinovic y Hervé (1989) dentro de la “Unidad Barazarte” del batolito costero.

Rocas de este grupo aparecen también expuestas, al oeste de la Cordillera de la Costa, en el extremo SW del bloque de la Península de Mejillones (Morro Moreno-Punta Tetas) donde se encuentra un conjunto de rocas ígneas (Complejo Ígneo Morro Moreno, Figuras 6 y 8), originalmente consideradas como parte del “basamento” de edad precámbrica o paleozoica (Venegas, 1979; Ferraris y DiBiase, 1978; Skarmeta y Suárez, 1979). Estas incluyen a un conjunto de dioritas y tonalitas foliadas, en parte cataclásticas de grano grueso con porfiroclastos de piroxeno y plagioclasa, entre bandas de biotita, hornblenda y cuarzo. Además, en este complejo se han descrito gabros e inclusiones de rocas ultramáficas (piroxenitas). Las rocas plutónicas presentan tanto

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zonas con foliación magmática, como bandas miloníticas de biotita producto de cizalle dúctil y están cortadas por varias generaciones de diques, ácidos y máficos,.

Gonzaléz y Nimemeyer (2007) atribuyeron una edad jurásica inferior al Complejo Ígneo Morro Moreno considerando, entre otros antecedentes, dos edades U/Pb publicadas por Damm et al. (1986). Con posterioridad Casquet et al. (2013) reportaron, para una muestra de dioritas cuarcíferas, fuertemente foliadas, expuestas en Punta Tetas, una edad U/Pb de 184±1 Ma, considerada como edad de cristalización. Esta es cercana a las edades radiométricas que se han obtenido en el Batolito Ercilla y Plutón Quebrada Púa, aunque dada la heterogeneidad del complejo no puede descartarse que este incluya los productos de varios eventos magmáticos.

González y Niemeyer (2007) indicaron que las rocas plutónicas de Morro Moreno y Punta Tetas se podrían correlacionar con uno de los grupo de rocas intrusivas/metamórficas máficas expuestas en la zona costera al sur de Caleta Coloso (Metadioritas (Ortogranulitas) de Cerro Bolfín, ver más adelante), lo cual los llevó a incluir ambos en la Carta Geológica 1:100.000 Antofagasta y Punta Tetas dentro de una de una sola unidad denominada “Metadioritas de Bolfín-Punta Tetas”. Sin embargo, las diferencias petrográficas (composicionales y texturales) existentes entre ambos afloramientos y la falta de datos geocronológicos precisos nos hacen dudar de esta correlación.

Los intrusivos de este grupo no están, generalmente, en contacto directo con las rocas volcánicas, en parte sincrónicas, de la Formación La Negra, las cuales no están foliadas y muestran estructuras volcánicas primarias muy bien preservadas (Nemeth et al., 2004, Cornejo et al., 2006 b). Cuando ello ocurre, el contacto es siempre tectónico. Los intrusivos foliados de esa edad (182-180 Ma) representan probablemente tal como lo indican Clerk et al. (1993) para el caso del Complejo Morro Moreno, los productos deformados de cámaras magmáticas que evolucionaron en niveles medio altos de la corteza durante el Jurásico, asociadas al magmatismo inicial del “arco” de La Negra y que habrían sido exhumados por procesos tectónicos (extensión) ocurridos durante el Jurásico medio a superior.

La Formación La Negra: Un pulso volcánico del Toarciano -Aaleniano (180-170 Ma)

La Formación La Negra es la unidad volcánica de mayor desarrollo y más característica de la Cordillera de la Costa de la región de Antofagasta (Figuras 1, 7). Su lugar tipo (Quebrada La Negra) donde fue descrita por primera vez por García (1967) se encuentra dentro de la zona cubierta por el mapa, inmediatamente al este de Antofagasta. En los

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mapas geológicos regionales recientes se le atribuye una edad “jurásica” sensu lato y espesores mayores a 7000 m (i.e. Basso, 2004; González y Niemeyer, 2005; Cortés et al., 2007). Muchos autores consideran que representaría el producto de la actividad volcánica asociada a la actividad de un arco magmático desarrollado a lo largo de la actual Cordillera de la Costa del norte de Chile (Scheuber y González, 1994; Oliveros et al., 2006). Descripciones previas indican estaría formada por andesitas de piroxeno, basaltos de olivino y piroxeno y algunos niveles de tobas dacíticas y riolíticas de afinidades químicas calco-alcalinas a toleíticas (Kramer et al., 2005; Oliveros et al., 2007, Figura 9) aunque Nemeth et al. (2004) ya habían llamado la atención acerca de la abundancia de intercalaciones de rocas volcanoclásticas máficas y piroclásticas de composición ácida.

Los trabajos de campo y nuevas dataciones U/Pb efectuadas por los autores de este informe indican que la Formación La Negra representa un evento volcánico de corta vida, de sólo 10 Ma, ocurrido cerca del límite Jurásico inferior y medio. Nuestras observaciones indican que la formación está constituida por tres asociaciones de facies volcánicas y volcanoclásticas que forman parte de dominios discretos separados por las fallas regionales mayores de la Cordillera de la Costa (Figura 8):

El dominio oriental limitado, al oeste por la traza de la falla Sierra Valenzuela y su prolongación hacia el sur, la falla Salar del Carmen, está formado por algunos afloramientos discontinuos de rocas volcánicas, intruidas por plutones cretácicos. Al sur de Mantos Blancos éstas se apoyan, concordantemente sobre niveles sedimentarios fosilíferos del Sinemuriano de los Estratos de Rencoret. Esta secuencia está formada, pricipalmente, por lavas y brechas andesíticas y basálticas. Sin embargo, sus niveles inferiores incluyen, en la zona de Mantos Blancos, tobas líticas riodacíticas en las cuales Cornejo et al. (2006 b) obtuvo cuatro edades U/Pb (TIMS) en circones entre 182 y 181 Ma, indistinguibles de las del Batolito Ercilla. Hay que mencionar que, de igual modo, en el extremo norte de este, en la zona de Rencoret se encuentran sub-afloramientos de rocas porfídicas subvolcànicas de composición dacítica de hornblenda y biotita, con “ojos” de cuarzo y alteración leve a clorita y albita datadas (U/Pb en circones en 182.6±2.3 Ma) también coincidentes con las edades del batolito y de la Formación La Negra. Una edad U/Pb más joven de 169.1±5.3 Ma (Figura 10) fue reportada para una muestra una delgada intercalación de tobas riolíticas proveniente de la parte alta de la secuencia, al este de Baquedano, reportada por Basso (2004).

El dominio central forma el núcleo de la Cordillera de la Costa entre las fallas Sierra Valenzuela-Salar del Carmen, por el este y la falla Mititus, por el oeste. En este dominio generalmente su base no está expuesta aunque, al norte de Antucoya, la formación se apoya discordantemente sobre la formación El Toco. Está formada, principalmente, por lavas andesíticas y andesíticas basálticas

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afaníticas y también porfídicas, vesiculares y rocas piroclásticas vítreas y tobáceas andesítico-dacíticas, areniscas rojas y brechas volcánicas, en parte hialoclásticas (Figura 11).En este dominio se obtuvo cuatro edades U/Pb en circones de 179.0±2.3, 177.9+2.7/-2.8, 174.3+2.6/-2.6 y 174.0+2.8/-2.2 Ma, en rocas hialoclásticas y brechosas, de composición intermedia (Figura 10).

El dominio occidental al oeste de la falla Mititus incluye los clásicos afloramientos del acantilado costero que se extienden entre Tocopilla y Antofagasta (Figura 12), formados en su mayor parte por una potente secuencia de basaltos vesiculares de olivino y piroxeno, con intercalaciones de brechas piroclásticas de aspecto “vítreo”. Aunque no fue posible obtener datos geocronológicos, debido a la ausencia de circones en los basaltos, estudios de magneto-estratigrafía efectuados por Goguitchaivili et al. (2010) en la zona de Tocopilla indican que la secuencia expuesta, en esa zona, se habría depositado alrededor de los 180 Ma. Una edad (isócrona) de Rb/Sr de 186,5± 13 Ma fue publicado previamente para una muestra recolectada en las cercanías de Tocopilla (Rogers, 1985; Rogers y Hawkesworth, 1989).

Edad y Significado del volcanismo de la Formación La Negra Dataciones U/Pb de 174 Ma obtenidas en plutones del Jurásico medio a superior que la intruyen, tanto en el dominio central como en el dominio costero, acotarían la edad mínima de la secuencia volcánica. La Formación La Negra ha sido considerada como el producto de la actividad un arco volcánico jurásico bordeado al este por una cuenca de tras arco (cuenca de Tarapacá, Mpodozis y Ramos, 1990) donde se habría acumulado en forma sincrónica, potentes secuencias sedimentarias marinas, terrígenas y carbonatadas con edades comprendidas entre el Hettangiano y Tithoniano (Ardill et al., 1998). Sin embargo, es claro que en la zona de Antofagasta la Formación La Negra se acumuló en un breve lapso comprendido ente el Toarciano y Aaleniano (180 a 170 Ma) cuya duración es mucho menor que la edad de las secuencias sedimentarias de la cuenca de Tarapacá. En la zona de Antofagasta, la Formación La Negra se apoya sobre rocas sedimentarias marinas del Hettangiano-Sinemuriano (Estratos de Rencoret). En la zona de Iquique el equivalente local de la Formación La Negra, la Formación Oficina Viz (Thomas, 1970), con edades U/Pb y 40Ar/39Ar entre 176 a 170 Ma, está cubierta por calizas fosilíferas del Bajociano-Oxfordiano (Formación Caleta Lígate del Grupo Huantajaya, Sepúlveda y Vázquez, 2009; Blanco et al., 2012, Figura 13), indicando, para el Jurásico una paleogeografía más compleja de la supuesta por los clásicos modelos de “engrane” hacia el este entre las rocas volcánicas del “arco La Negra” y las secuencias sedimentarias de una cuenca de tras-arco.

En la literatura geológica se considera, generalmente, que la Formación la Negra, que, en la zona de Antofagasta se acumuló en un corto lapso de sólo10 Ma entre el

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Toarciano y el Aaleniano, sería el resultado de la actividad volcánica del “arco” Jurásico de los Andes centrales. Sin embargo, la gran superficie cubierta por las rocas volcánicas jurásicas en el norte de Chile y sur del Perú ha llevado autores como Nemeth et al. (2003) y Oliveros et al. (2005) a compararlas con los productos de una “Large Igneous Province” (LIP), tales como los basaltos del Columbia River plateau (ver Bryan y Ferrari, 2013). La rápida acumulación/preservación de la pila volcánica requiere la creación de un significativo espacio de acomodación que se puede alcanzar, como ya lo habían sugerido Buchelt y Téllez (1988), en una cuenca de tras-arco o bien como lo indican Nemeth et al. (2003) en una cuenca de intra-arco rápidamente subsidente como las que caracterizan a un sistema de subducción en régimen marcadamente extensional. Ejemplos de sistemas activos de este ultimo tipo se pueden encontrar en el arco volcánico de América Central (Plank et al., 2002), la zona volcánica de Taupo, en Nueva Zelandia (Cole y Spikings, 2009, Figura 14A) y también ha sido descritos para el Jurásico del suroeste de Norteamérica (ver Busby 2012, Figura 14B).

Los eventos intrusivos del Jurásico medio a superior  

En forma sincrónica con las etapas terminales del volcanismo, la Formación La Negra fue intruida por un conjunto de plutones con edades comprendidas entre los 174 y 160 Ma (Figura 14). Las edades de los intrusivos más antiguos, emplazados durante el Aaleniano (174-169 Ma), se traslapan con las edades U/Pb más jóvenes obtenidas en la Formación La Negra, mientras que los intrusivos más jóvenes se emplazaron durante el Bajociano-Oxfordiano (165-160 Ma),con posterioridad al cese de la actividad volcánica jurásica en la Cordillera de la Costa.

Los intrusivos del Aaleniano-Bajociano (174-169 Ma)

Este conjunto está formado por dos cuerpos mayores (plutones Naguayán y Astoreca) que intruyen a la faja central de la Formación La Negra entre las fallas Mititus y Salar del Carmen (Figuras 15, 16) y están formados, a diferencia del Batolito Ercilla, por intrusivos epizonales de grano fino a medio, isótropos (sin deformación). Su petrografía corresponde a monzodioritas de clino y ortopiroxeno y en ellos se obtuvo dos edades U/Pb en circones de 173.6+2.2/-2.8 Ma (plutón Astoreca) y 169.6+2.3/-2.6 Ma (plutón Naguayán). Similar textura caracteriza a un grupo de pequeños stocks de monzodioritas de piroxeno y biotita de distintivo color pardo rojizo, que intruyen a rocas de la faja central de la Formación La Negra, al este de Antucoya y están, en la actualidad, cortados por la falla Salar del Carmen. En este grupo se obtuvo una edad U/Pb en circones de 174.1+2.6/-2.9. Ma. Hacia el sur, un intrusivo de características similares aflora en la zona de Sierra Miranda, emplazado en lavas riolíticas triásicas y limitado, en este caso, al este, por la falla Salar del Carmen y para el cual se obtuvo una edad U/Pb en circones de 170.9+2.3/-2.6 Ma. Hacia el oeste, en el acantilado costero, al

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oriente de Mejillones otro stock: el plutón Cerro Gris (Figuras 15, 16) con una edad similar (U/Pb en circón: 174.8 ±2.4 Ma) intruye a las coladas de basaltos vesiculares de la franja occidental. Este plutón está formado, a diferencia de los anteriores, por dioritas cuarcíferas y tonalitas foliadas de hornblenda y biotita de grano grueso, lo cual indicaría un nivel de emplazamiento más profundo que las monzodioritas ubicadas al este.

Los intrusivos de esta asociación plutónica tienen importancia metalogénica, ya que el plutón Naguayán hospeda un numeroso grupo de vetas de Cu, Fe-Cu (Au) que representa el primer episodio de mineralización identificado, en este sector de la Cordillera de la Costa.

Los intrusivos del Bajociano-Oxfordiano (169?-160 Ma)

Este grupo está constituido por intrusivos que afloran, principalmente, en el acantilado costero, donde intruyen a lavas basálticas vesiculares del dominio occidental de la Formación La Negra. Este conjunto (Figuras15, 17) comprende, entre otros, al voluminoso plutón Tocopilla, y algunos cuerpos satélites menores, formado por gabros y dioritas mesocumuladas, de orto y clino piroxeno con fases intersticiales tales como actinolita, apatito, magnetita y turmalina, el cual fue datado (U/Pb en circones) en 165.8 ±2.2 Ma. Este grupo incluye, además a otro intrusivo, ubicado al este del acantilado costero (plutón El Tigre), emplazado en la zona de contacto entre los dominio central y occidental de la Formación La Negra. Forma un “megadique”, elongado, en dirección NS de 40 km de largo por 5 km de ancho constituido por monzonitas porfídicas de piroxeno, con agujas de anfíbola kaerssutítica rojiza (rica en Ti), abundante feldespato potásico y magnetita, en cuyo extremo norte se obtuvo una edad U/Pb de 165.3 ± 2.4 Ma. El intrusivo más joven y más evolucionado de este grupo está formado por rocas mesocráticas a leucocráticas (dioritas y granodioritas de piroxeno, hornblenda y biotita) que forman parte del plutón Gatico, expuesto en el acantilado costero al sur de Tocopilla, y que fue datado (U/Pb en circones) en 161+2.5/-2.3 Ma. Una edad de 159.8 ± 2.0 Ma concordante, dentro del rango de error, con la anterior se obtuvo para uno de tres stocks menores de similar petrografía y modo de afloramiento expuestos aún más al sur, entre Gatico y Caleta Michilla (Figura 17).

Al igual que en caso del plutón Naguayán, los plutones mayores de este pulso intrusivo están asociado mineralización cuprífera de cierta importancia, la que ocurre tanto en forma de numerosas veta s mesotermales al interior de los plutones (distritos Tocopilla y Gatico, Boric et al., 1990, Tristá-Aguilera y Kojima, 2003) como en yacimientos estratiformes emplazados en la formación La Negra, en la periferia de los intrusivos. En el caso del plutón Tocopilla la mineralización periférica de mayor relevancia corresponde al yacimiento Buena Esperanza. Esta se asocia un cuerpo gabroico de pequeño volumen y brechas ígneas emplazados en las coladas vesiculares y niveles brechosos de la Formación La Negra, 5 km al sur del borde del plutón Tocopilla

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(Losert, 1973, Palacios, 1990; Boric et al., 1990, Maksaev y Zentilli, 2002). En el caso del plutón Gatico su principal depósito “periférico” corresponde al yacimiento Mantos de La Luna, , sistema de vetas y cuerpos estratiformes ubicado muy cerca del borde oriental del intrusivo, asociados espacialmente, a diferencia de Buena Esperanza a sills y diques discordantes, de composición aplítica y granodiorítica (Leiva, 2010).

Magmatismo básico y metamorfismo de alta temperatura en el Jurásico superior (Oxfordiano-Tithoniano): Los complejos máficos de la costa al sur de Antofagasta

La zona costera al sur de Antofagasta se caracteriza por afloramientos de rocas meta-ígeas de protolito máfico y complejos de gabros que incluyen fases cumuladas que afloran en la zona comprendida entre Cerro Bolfín y Caleta Coloso (Figura 18). Estas rocas fueron descritas, por primera vez, por Ferraris y DiBiase (1978) quienes las atribuyeron al Paleozoico y han sido estudiadas y analizadas con mayor detalle por Lucassen y Franz (1992, 1994, 1996), Lucassen y Thirwal (1998), González (1990) y González y Niemeyer (2007). A escala regional, las rocas máficas se sitúan en el extremo norte de extensos afloramientos de intrusivos que forman la mayor parte de la Cordillera de la Costa entre Antofagasta y Paposo (Batolito Vicuña Mackenna; Hervé y Marinovic, 1989; Marinovic et al., 1995; Pichowiak, 1994). Su principal componente está formado por rocas básicas como las que, al este de Paposo, intruyen a secuencias equivalentes a la Formación El Tigre y Estratos de Rencoret y, aparentemente, también a la Formación La Negra. Este complejo (Unidad Paranal, de Hervé y Marinovic, 1989) que incluye gabros, noritas y monzogabros de dos piroxenos, en parte bandeados, y dioritas de hornblenda. Sin embargo, estas rocas no ha podido ser datadas con precisión mostrando una gran dispersión en la edad (170-128 Ma) de las muestras hasta ahora analizadas por K/Ar y Rb/Sr y que, en parte reflejan los efectos térmicos de episodios intrusivos sobreimpuestos (Hervé y Marinovic, 1989).

Los afloramientos de rocas máficas expuestos en la costa al sur de Antofagasta, incluyen un macizo de gabros bandeados (Gabros Coloso, Figura 18), que hacia el sur también forman parte de varios bloques de rocas máficas de escala variable entre kilométrica y métrica que forman “megainclusiones” dentro de rocas metamórficas de protolito ígneo máfico (Lucassen y Franz, 1991, 1996). La más llamativa de corresponde a un grupo de rocas foliadas afectadas por metamorfismo de alta temperatura y que en el mapa geológico de la Carta Antofagasta y Punta Tetas (González y Niemeyer, 2005) aparecen mencionadas bajo el nombre de “Ortogranulitas del Cabo Jara” y en este trabajo, denominadas como Granulitas máficas y Anfibolitas de Cabo Jara (Figura 18). Las granulitas de piroxeno muestran un paso gradual o bien están en contacto por falla, hacia el este, a través de la falla Bolfín con un franja de rocas ígneas descritas, como “anfibolitas” por Lucassen y Franz, (1992, 1994), o bien

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como “metadioritas” por González y Niemeyer (2007) y que, en este trabajo se describen bajo el nombre de Metadioritas (Ortoanfibolitas) de Cerro Bolfín.

Los Gabros Coloso están representados no sólo por el intrusivo mayor que aflora en la costa al sur de la caleta homónima (Figura 18) sino que, además, por cuerpos de menor tamaño que han sido identificados dentro de los afloramientos de rocas meta-ígneas expuesto hacia el sur. Sí bien Lucassen y Franz (1996) consideran que los gabros intruyen a las granulitas y metadioritas, González (1996) indicó, en cambio, que estos podrían representar a rocas afines con aquellas que forman en parte, el protolito de las granulitas que fueron preservadas de la deformación dúctil (y metamorfismo?). El intrusivo bandeado (“layered intrusion”) de Caleta Coloso está compuesto por capas subhorizontales métricas de leucogabros anortosíticos y melanogabros de piroxeno, olivino y espinela, de grano grueso. Sus características geoquímicas indican que son rocas muy primitivas, sin evidencias de contaminación cortical, notoriamente anhidras, lo cual, sugiere, según (Lucassen y Franz, 1994; Lucassen et al, 1996) que los magmas pueden haberse formado por fenómenos de “decompresional melting” dentro de un régimen tectónico extensional, que llegó a producir un notable adelgazamiento de la corteza continental.

Las Granulitas Máficas y Anfibolitas de Cabo Jara (Figura 18) corresponden a rocas de protolito ígneo-máfico, de grano fino a medio, de color verde oscuro que presentan una penetrativa foliación subvertical de rumbo NNE a NE, dentro de las cuales se observan núcleos (lentes) relictos, no deformados de rocas meta-ígneas máficas isótropas. Al microscopio (Figura 19), los núcleos isótropos están formados por un agregado granoblástico de clinopiroxeno y plagioclasa cuya textura ígnea original está obliterada por la recristalización metamórfica. De acuerdo a la clasificación de Coutinho et al. (IUGS; 2007) estas corresponden a ortogranulitas máficas de piroxeno, en que en algunos casos el piroxeno metamórfico aparece retrogradado a anfíbola. A escala de los afloramientos, las granulitas alternan o forman lentes dentro de bandas de anfibolitas retrógradas de textura lepido a nematoblástica con anfíbola, biotita y abundante titanita, lo cual parecen indicar los efectos de un episodio de metamorfismo dinámico, más tardío, que alcanzó hasta las facies de esquistos verdes (Lucassen y Franz, 1996). Estas rocas, de protolito ígneo gabroico, y en parte diorítico, presentan bajas razones 87Sr/86Sri, Nd, patrones planos de Tierras Raras y bajos contenidos de elementos LILE,

que indican que derivan de magmas mantélicos “primitivos” que no muestran evidencias de interacción o asimilación de material cortical (Lucassen y Franz, 1992, Lucassen y Thirwal, 1998). De acuerdo a Lucassen y Franz (1992, 1994, 1996) las granulitas de Cabo Jara se habrían originado a partir de intrusivos gabroicos que fueron metamorfizados, sin cambios químicos, en condiciones anhidras, a elevada temperatura (ca. 700°-800°C) y moderada presión (> 5 Kb), a una profundidad aproximada de 20 km. Condiciones como éstas se logran en zona de anormalmente alto gradiente térmico, en ambientes tectónicos dominados por extensión y adelgazamiento cortical extremo

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(ver Sandiford y Powell, 1986; Touret y Huizenga, 2012). Con posterioridad, a medida que se enfriaban, a menor temperatura (600-700°C) la introducción tectónicamente controlada de fluidos en algunos sectores los piroxenos habrían sido transformados en hornblenda para dar origen a las“granulitas anfibolitzadas”.

Las Metadioritas (Ortoanfibolitas) de Cerro Bolfìn. Estas rocas, descritas anteriormente, como ya se indicó, como “anfibolitas” (Lucassen y Franz, 1996) o “metadioritas” (González y Niemeyer, 2007) forman afloramientos amaicillados de rocas máficas y coloración grisácea, que se encuentran principalmente al este de la Falla Bolfín, dentro de los cuales destacan en el relieve algunos cuerpos de discontinuos de gabros (Figura 18). Hacia el este las metadioritas están intruidas por granodioritas y tonalitas del plutón Los Cristales (ca. 147 Ma, Figura 18). El contacto con el cual está marcado por una ancha banda de milonitas. Las Metadioritas de Cerro Bolfín, corresponden a rocas meta-ígneas de grano grueso (granofels en el sentido de Coutinho et al., 2007), afectadas por metamorfismo en facies de anfibolita. Observaciones efectuadas en afloramientos ubicados al oeste de Cerro Cristales indican que, en esa zona, corresponden a rocas faneríticas de grano grueso de probable protolito diorítico, constituidas por agregados granoblásticos alotriomórficos e isótropos de plagioclasa cálcica, hornblenda y abundante titanita, sin evidencias de deformación dúctil. Las rocas faneríticas están atravesadas por varios familias de diques melanocráticos de grano fino, plásticamente desmembrados y cortados a su vez por diques y venas “leucocráticas”, pegmatíticas de grano muy grueso pero, cuya mineralogía dominante (agregados de plagioclasa y hornblenda) es, a pesar de las diferencia texturales y tamaño de grano, similar a la de los diques y facies intrusivas de grano grueso. Estas rocas representan a un complejo ígneo que fue afectado, en su totalidad, por una pervasiva recristalización metamórfica, lo cual llevó a su transformación en Ortoanfibolitas (en el sentido de Coutinho et al., 2007). El proceso ocurrió en presencia de agua, a menor temperatura que el metamorfismo anhidro característico las granulitas máficas de Cabo Jara indicando una progresión en el grado metamórfico creciente hacia el oeste.

Edad de los complejos metaígneos máficos. Establecer la edad de los complejos máficos expuestos en la zona costera al sur de Caleta Coloso ha sido difícil, debido a las dificultades inherentes al estudio geocronológico de rocas máficas afectadas por varios eventos de deformación y metamorfismo. Aunque Lucassen y Thirwal (1998) consideran que las Granulitas de Cabo Jara tendrían una edad cercana a los 200 Ma, reportaron varias dataciones Sm/Nd (isócronas plag-opx, cpx, roca total) comprendidas entre los 171±11 y 150±8 Ma, interpretadas sólo como edades de cierre del sistema Sm/Nd por debajo de los 650ºC. Estos datos son, sin embargo, consistentes con el hecho de que, durante este trabajo, se obtuvo una edad U/Pb en circones ígneos de 155.7±2.8 Ma (Figura 20) lo cual ha permitido, por primera vez, fechar, con certeza la edad de cristalización de su protolito intrusivo máfico. Lucassen y Thirwall (1986) obtuvieron también una edad Sm/Nd (isócrona hb-plag-roca total) de 163±23 Ma para los Gabros

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de Caleta Coloso, idéntica, dentro del rango de error a las de las granulitas y cercana a la indicada por una imprecisa datación U/Pb en circones de 153±2 Ma reportada por Damm et al. (1986). Una nueva datación 40Ar/39Ar efectuada, durante este trabajo en los cúmulos de anfíbolas tardimagmáticas de los Gabros de Coloso (hornblenda edenítica rica en magnesio; determinación DRX) indicó una edad de 150.2±0.8 Ma. Finalmente, tres edades 40Ar/39Ar entre 152.9 y 151.7 Ma en hornblenda reportadas por Scheuber et al. (1995) para muestras de “anfibolitas” afines, con las Metadioritas de Cerro Bolfín, recolectadas al sur de Cerro Cristales, son ligeramente más jóvenes que la anterior y pueden ser consideradas como edades de enfrimiento, aunque la edad de cristalización de las dioritas no haya sido, aún, establecida. Estos datos son, en resumen, consistentes con la hipótesis de que las rocas máficas no deformadas, como los Gabros de Coloso, corresponden probablemente, a intrusivos similares a los gabros que forman el protolito de las granulitas que fueron preservados de la deformación dúctil tardía sobreimpuesta (ver más adelante).

El Plutón Vireira-Colupito (Tithoniano, ca. 150 Ma) magmas más evolucionados que los complejos máficos de la zona costera.  

El magmatismo del Jurásico superior no estuvo restringido sólo a la faja costera. Dentro de los intrusivos de esta edad destaca, al este de Michilla, ya en la zona oriental de la Cordillera de la Costa, un cuerpo intrusivo de gran volumen, que forma un plutón de eje mayor orientado en dirección norte sur, de 70 km de largo por hasta 10 km de ancho, emplazado en las lavas y tobas del dominio central de afloramientos de la Formación La Negra. Este intrusivo polifásico (Plutón Virerira-Colupito, Figura 21) está formado por monzodioritas de piroxeno, de grano medio, y, en menor proporción, anfíbola, aunque incluye también fases granodioríticas de hornblenda y biotita y porfídicas monzoníticas. Un rasgo distintivo de este plutón, para el cual se obtuvo una edad U/Pb en circones de 150.0+1.8/-1.7 Ma, es su extensa aureola de rocas córneas oscuras, lo cual indicaría que se emplazó en un nivel epizonal con alto contraste de temperatura. La ausencia de zonas de alteración hidrotermal o mineralización, tanto dentro del intrusivo como en su aureola de rocas córneas señala, por otro lado, que en la cúpula del plutón no existía un gran volumen de fluidos exsueltos. Además de estas características, su edad es cercana a las edades U/Pb y 40Ar/39Ar (ca. 150 Ma) obtenidas tanto en los Gabros de Coloso como en las Granulitas de Cabo Jara. Es posible que el plutón Vireira represente a un complejo intrusivo epizonal contemporáneo de los intrusivos máficos la zona costera. Sin embargo, en contraste con aquellos, éste deriva de magmas más evolucionados, emplazados en niveles estruturalemente más elevados, y además sobre una corteza continental de mayor espesor que la existente en la zona de Bolfín-Coloso durante el Jurásico superior.

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El régimen tectónico del Jurásico superior: Extensión y adelgazamiento cortical extremo entre los 155 y 150 Ma

Para comprender el significado del magmatismo y el régimen tectónico prevaleciente durante del Jurásico superior se debe analizar las relaciones geométricas en tres dimensiones existentes entre los intrusivos básicos de la zona de Coloso, Bolfín y Península de Mejillones y los niveles volcánicos de la Formación La Negra. Mapas y secciones geológicas publicadas para la zona de Antofagasta indican que, al oeste de la falla Salar del Carmen, la Formación La Negra se dispone como un panel con manteo de 45° W y hasta 70°W (González, 1999; Scheuber y González, 1999; González y Niemeyer, 2005, Figuras 22, 23). Este panel está cortado por numerosas fallas normales de alto ángulo (en superficie) inclinadas al este, muchas de las cuales coinciden con las trazas neógenas del Sistema de Fallas de Atacama (fallas Mititus, Ordoñez, Salar del Carmen, etc.). La formación de este panel rotado habría ocurrido, principalmente, entre los 170 Ma, edad de término del volcanismo, y los 140 Ma, edad aproximada de los conglomerados basales de la Formación Caleta Coloso que, al sur de Antofagasta cubren en discordancia a las capas inclinadas de Formación La Negra (Flint et al., 1986; González y Niemeyer, 2007).

La mejor manera para explicar estructuras de esta clase y escala es a través de rotación de bloques limitados por fallas normales, hipótesis que ya había sido sugerida por Pichowiak (1994) y Scheuber y González (1999). Diversos modelos estrucurales indican que en sistemas extensionales asociados a rotación de boques las fallas normales convergen, en profundidad a un nivel de despegue que corresponde a una falla normal, de geometría lístrica. Fallas normales subhorizontales separando la Formación La Negra de las secuencias infrayacentes del Triásico superior-Jurásico inferior han sido efectivamente descritas, al sur de Antofagasta, en la zona de Taltal (Scheuber y González, 1999; Grocott y Taylor 2002, ver Figura 24). Las fallas que limitan los bloques rotados en el bloque colgante pueden tener, a su vez, un geometría lístrica (modelo de “listric fan”, de Gibbs, 1984) o bien, como se indica en la Figura 25, correponder a fallas planas que limitan bloques rotados en estilo dominó (Wernicke y Burchfiel; 1982 Faulds et al., 2012). La rotación de bloques permitiría, también, explicar el “espesor” anormalmente elevado descrito en algunos trabajos para la Formación La Negra, ya que cada uno de los bloques rotados repetiría la secuencia estratigráfica expuesta en cada uno de los bloques adyacentes (Figura 25). Un modelo de este tipo implica que los procesos de extensión que originaron el espacio necesario para la acumulación de las secuencias volcánicas continuaron después del cese de la actividad volcánica, hasta producir la característica rotación de bloques de la zona de Antofagasta. Las fallas normales (en este caso inclinadas al este) deberían enraízarse, en

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profundidad, según los modelos citados, en un plano de despegue (falla normal) de bajo ángulo que, en la zona de Antofagasta debería estar inclinado, suavemente, hacia al este (Figura 24).

El característico manteo hacia el oeste de la Formación La Negra se mantiene a lo largo del acantilado costero, norte de Antofagasta, hasta la latitud de Michilla. Sin embargo, más al norte, entre Michilla y Tocopilla, las capas de la Formación La Negra presentan un sistemático manteo hacia el este (Figura 26). Junto a lo anterior, las fallas normales NS con manteo al E, que predominan al este de Antofagasta, en la zona de Michilla desparecen contra un sistema de fallas de alto ángulo de rumbo ENE, inclinadas al sur, (fallas Tames, Muelle etc.) que, hacia el este atraviesan la mayor parte de la Cordillera de la Costa. Este cambio en la geometría estructural parece indicar que el corredor estructural de Michilla representaría una zona de transferencia entre dos dominios estructurales de distinta polaridad, con morfología de hemigraben dentro del dominio extensivo asociado a rotación de bloques en estilo dominó (Figura 27). Este estaría controlado por una superficie de despegue (detáchment) basal inclinado al sur de Michilla, hacia el este al este, y entre Tocopilla y Michilla, al oeste (ver McClay y White 1995 o Bose y Mitra 2010).

El período de máxima extensión y rotación de bloques de la Formación La Negra ocurrió mientras que, a los 155-150 Ma en la zona costera se producía el emplazamiento de los intrusivos máficos de la zona de Bolfín-Caleta Coloso. Lucassen y Franz (1994, 1996) consideran que estos complejos representa las partes profundas exhumadas del “arco jurásico” de la Cordillera de la Costa indicando que, cuando se produjo el emplazamiento (ca.155 Ma) de las rocas máficas, el marco tectónico estuvo dominado por extensión. El metamorfismo de facies de granulita habría ocurrido, a alta temperatura y baja presión (800°C /ca. 5 kbar) en las raíces de la corteza adelgazada y a una profundidad cercana a los 20 Km (Lucassen y Thirwhall, 1998) lo cual explicaría la ausencia, en las granulitas de fases minerales de mayor presión como el granate. Según Lucassen y Franz (1996) durante este período, el basamento prejurásico de la zona de Cerro Bolfín-Cabo Jara habría sido, en gran parte, “removido” por la extensión y el espacio generado reemplazado por las rocas ígneas máficas generadas a partir de magmas de origen mantélico.

Como en la actualidad las rocas máficas de la zona de Cerro Bolfín-Cabo Jara están en contacto a través de fallas frágiles con lavas de la Formación La Negra, éstas deben haber sido exhumadas prácticamente desde la corteza inferior hasta niveles corticales muy superficiales. Una datación de trazas de fisión en apatita de 118±14 Ma, reportada por Hammerschmidt y Scheuber (1991) para anfibolitas expuestas al sur de Caleta Bolfín, señala que a fines del Cretácico inferior las rocas metamórficas estaban prácticamente en la superficie. Aunque, la historia completa de exhumación de las rocas máficas expuesta al sur de Caleta Coloso sea difícil de establecer, ésta puede estar

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ligada de manera importante a la extensión jurásica, que habría continuado después de los 155 Ma. Estudios geobarométricos efectuados por González (1996, 1999) en el plutón Los Cristales (147 Ma), que intruye, por el oeste, a las Metadioritas de Cerro Bolfín indican que éste se emplazó a una profundidad cercana a los 13 km, lo cual implica que, antes del límite con el Cretácico, este fue exhumado en cerca de 10 km. Sí el progresivo “destechado tectónico” ocurrió como consecuencia de la extensión regional, ésta continuó por los menos hasta los 147 Ma, cerca del límite Jurásico-Cretácico.

Las relaciones descritas permiten sugerir, de este modo, que la rotación de bloques de la formación La Negra sobre una falla normal de muy bajo ángulo, inclinada al este (supradetáchment extension, en el sentido de Armitage y Allen, 2010, Figura 28) habría ocurrido en forma sincrónica al emplazamiento de magmas básicos en la zona costera. La extensión habría continuado hasta antes de los 146 Ma llegando producir la exhumación parcial de las granulitas y gabros. Deformación de este tipo, que permite poner en contacto diversos niveles estructurales durante un período extensional es característico de sistemas cuya evolución culmina con la exposición, en superficie, de núcleos de rocas metamórficas similares a los descritos para complejos de núcleo metamórfico (“core complexes”) expuestos en regiones sometidas a extensión extrema como el Basin and Range de Norteamérica (Lister y Davis, 1989) o la Islas Cícladas , en el Egeo (Jolivet et al., 2001, Figura 29). A pesar de ello, en el caso de Antofagasta, la extensión jurásica no parece haber alcanzado a exponer directamente, en un sólo paso, las granulitas en superficie.

Si la extensión ocurre en condiciones de alto gradiente termal, como en zonas de magmatismo activo, los magmas pueden canalizarse hacia las zona de extensión (Schenker et al., 2012; Whitney et al., 2013). El adelgazamiento de la corteza produce además, un elevado flujo de calor, a escala regional, que debe también manifestarse en niveles más altos de la corteza sometida a extensión. Esta hipótesis es consistente con las numerosas edades 40Ar/39Ar (plagioclasa) entre 164 y 150 Ma obtenidas por Oliveros et al. (2006) en las lavas de la Formación La Negra expuestas en el acantilado costero al norte de Antofagasta (Figura 30) y érroneamente consideradas como indicativas de la edad del volcanismo. La extensión jurásica puede ser consecuencia de la retirada de la fosa hacia el oceáno (“slab rollback”) durante el Jurásico superior, fenómeno que ha sido descrito por numerosos autores para otras zonas de convergencia activa (i.e, Doglioni, 1993; Heuret y Lallemand, 2005; Faccena et al., 2009; Nakakuki y Mura, 2013). El proceso debe haber finalmente producido el desacople entre un fragmento (“sliver”) separado del borde continental por una zona de corteza extremadamente adelgazada generando un sistema parecido al que actualmente caracteriza al Estrecho de Bransfield, en la Península Antártica (González-Casado et al., 2000; Galindo-Zaldívar et al., 2004, ver Figura 31). Remanentes de este elemento tectónico no están preservados, ya que este habría sido, posteriormente, removido por la activa erosión por

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suducción (Rutland, 1971; von Heune y Ranero, 2003) que caracteriza a este segmento de los Andes Centrales.

Jurásico superior-Cretácico inferior (148-140 Ma): Magmatismo y deformación durante cambios mayores en el régimen tectónico desde extensión a cizalle sinistral

Entre los 148 y 138 Ma después del colapso extensional del sistema volcánico de La Negra, la Cordillera de la Costa guarda el registro de un proceso mayor de cambio desde un régimen dominado por extensión en el Jurásico superior hacia otro donde el motivo principal, durante el Cretácico inferior, es el cizalle sinistral. El análisis crítico de la literatura, combinado con los nuevos datos aportados por las dataciones U/Pb permite trazar la evolución del período hasta antes de la formación del Sistema de Fallas de Atacama, alrededor de los 125 Ma. Este ciclo incluye cuatro etapas sucesivas;

(1) 148-146 Ma (Tithoniano): Emplazamiento en la zona costera, de plutones de composición granodiorítica hasta granítica (plutones Los Cristales, Fortuna I, Las Toscas, Figura 32).

(2) Intrusión de enjambres de diques que registran cambios en la orientación de la direcciones de stress regional asociados a una reactivación tectónica de la zona de transferencia de Michilla. Durante esta etapa, se produjo el evento de mineralización que dio origen a los yacimientos de Michilla y Mantos Blancos (Figura 32).

(3) 145-143 Ma (Berriasiano): Cizalle dúctil sinistral que, en la zona costera, da origen a fajas de milonitas en los granitoides y complejos metamórficos de la zona de Cabo Jara-Cerro Bolfín.

(4) 142-140 Ma (Berriasiano-Valanginiano): Emplazamiento, en la zona costera, de intrusivos, post tectónicos, que cortan a los plutones deformados y enjambres de diques (i.e. plutón Fortuna II). Hacia el este, emplazamiento de intrusivos hipabisales en parte relacionados a mineralización de tipo pórfido cuprífero (Antucoya).

1) Los intrusivos del Tithoniano (148-146 Ma)

Este episodio está bien representado al sur de Caleta Coloso, por un cuerpo intrusivo de forma lenticular, orientado en dirección NNE, paralelo a la traza de la falla Caleta Coloso, que lo limita por el este (Figura 33). El plutón Los Cristales está formado por

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tonalitas y granodioritas de biotita-hornblenda de grano medio a grueso. Incluye, al este, un núcleo de granodioritas isótropas, en el cual se obtuvo una edad U/Pb de 146.7±2.0 Ma, más precisa que las edades K-Ar y Rb/Sr entre 149-138 Ma reportadas más al sur por González (1996) y Marinovic y Hervé (1989). Las granodioritas gradan progresivamente, hacia el oeste, a rocas foliadas que muestran bandeamiento sinmagmático y, en su borde externo occidental, a una banda de milonitas y protomilonitas, con indicadores cinemáticos que señalan movimientos de cizalle sinistral. Como se indica en las figuras 33 y 34 González (1999) postuló que el plutón Los Cristales se habría emplazado en una zona de cizalle prexistente. Sin embargo, nuevas dataciones U/Pb señalan que la deformación por cizalle sinistral es un fenómeno que, aunque puede haber comenzado durante el emplazamiento del plutón, estuvo activo, principalmente, después de su emplazamiento hasta los 143 Ma (ver más adelante). Determinaciones geobarométricas (basadas en el contenido de Al en hornblenda), y análisis estructurales efectuados por González (1996, 1999) indican el plutón Los Cristales se habría emplazado, aproximadamente a 13 km de profundidad.

Al norte de Antofagasta, en el acantilado costero, aflora otro intrusivo con una edad y características similares, el Plutón Fortuna I, formado por dioritas cuarcíferas a tonalitas de hornblenda y biotita, de grano fino a medio con orientación sinmagmática de los cristales y bandas de milonitas, que intruyen a la Formación La Negra y en el cual se obtuvo una edad U/Pb en circones de 148.9+2.0/-2.1 Ma, concordante con una edad 40Ar/39Ar de 148.5± 1 Ma reportada previamente por Maksaev (1990). Edades K-Ar en biotita, más antiguas de hasta 153 Ma publicadas por Cortés et al. (2007) son incompatibles con la nueva edad U/Pb y revelan probablemente problemas de exceso de argón en la biotita. En el borde sur del plutón se observa una faja EW de milonitas, caracterizada por una foliación ENE-WSW/50°-60°S, formada, probablemente durante el emplazamiento del intrusivo y en la cual se obtuvo una edad K-Ar de 145±5 Ma en hornblenda (González, 1996).

Plutones de edad similar afloran también al este de la falla Salar del Carmen, en la zona sur-oriental del área cubierta por el mapa, aunque, a diferencia de los plutones Los Cristales y Fortuna I no presentan evidencias de deformación dúctil y están formados por rocas texturalmente isótropas. El mayor de éstos corresponde al Plutón Las Toscas (Figura 33) intrusivo subcircular de 14 km de diámetro, emplazado en rocas de la Formación Sierra El Tigre, expuestas al este de la Estación La Negra. Está constituido por monzogranitos rosados de biotita de grano grueso para el cual, durante este trabajo se obtuvo dos edades U/Pb concordantes entre sí de 148.7+1.8/-2.7 y 148±5 Ma, cercanas a la edad obtenida en el plutón Los Cristales. Otro complejo intrusivo de edad análoga es un conjunto de plutones y stocks menores y diques que afloran en la zona cercana a Mantos Blancos. Dentro de estos se encuentra la denominada Granodiorita Alibaud (Figura 38, Cornejo et al., 2006b; Cortés et al., 2007), stock formado por granodioritas de hornblenda y biotita, emplazado en el contacto entre la Formación La

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Negra y el Batolito Ercilla, inmediatamente al norte de la mina Mantos Blancos y para el cual se ha reportado una edad 40Ar/39Ar en biotita de 148.2±0.15 Ma (Cortés et al., 2007).

2) Enjambres de Diques, rápidos cambios de régimen tectónico y mineralización cuprífera (Michilla y Mantos Blancos, 148?-145 Ma)

El emplazamiento de los intrusivos del límite Jurásico-Cretácico culminó con la intrusión de emjambres de diques emplazados, en parte, en los cuerpos intrusivos como los plutones Los Cristales y Fortuna I. Este último está cortado por varias familias de diques de composición diorítica y andesítica, hasta daciandesítica de hornblenda (Cortés et al., 2007) en uno de los cuales cuales Maksaev (1990) obtuvo una edad 40Ar/39Ar de 148.5 ± 1.0 Ma y Scheuber y González (1999) dos edades edad K-Ar en hornblenda de 147±6 y 146±5 Ma. Estos sistemas de diques, portadores de sulfuros metálicos (pirita, Plutón Fortuna I) son característicos dentro de los plutones del Jurásico superior de la Cordillera de la Costa y fueron estudiados en detalle por Scheuber y González (1999) quienes llegaron a clasificar los plutones mayores considerando simplemente la presencia o ausencia de diques e indicaron que, en forma sistemática, los intrusivos “sin diques” son más jóvenes y tendrían, generalmente, edades menores que 140 Ma. Estudiando la orientación de diques en la zona comprendida entre Taltal y Tocopilla observaron que éstos forman dos familias principales orientadas en dirección ENE-WSW a NE- SW y otra de rumbo variable entre NS a NW-SE.

Sistemas de diques verticales, como parecen ser muchos de los diques en la Cordillera de la Costa, se emplazan en forma paralela a la orientación del eje de stress horizontal

máximo (hmax), el que puede coincidir con 2 o 1 mientras que 3 es perpendicular a

la orientación de los diques (Emmermann y Marett, 1990). Según Scheuber y González (1999) durante el emplazamiento de los diques observados en la Cordillera de la Costa, la dirección de Shmax habría rotado, desde NE-SW hasta NW-SE. Estas direcciones, oblicuas a la orientación del actual margen andino, contrastan con las que prevalecieron durante el Jurásico medio a superior, donde el régimen tectónico estuvo dominado por extensión EW y los ejes de stress intermedio y mínimo se ubicaban sobre el plano

horizontal (3=EW/2=NS). Es en este contexto de cambio de régimen tectónico donde

se emplazaron dos de los mayores sistemas mineralizados de la Cordillera de la Costa: los numerosos depósitos del Distrito Michilla y el yacimiento Mantos Blancos. Ambos muestran una relación estrecha con sistemas de diques e intrusivos subvolcánicos, cuya edad es similar a la de los enjambre de diques que cortan a los plutones del Jurásico superior.

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La región de Michilla, ubicada dentro de la zona de transferencia entre los dos dominios mayores de bloques rotados de la Cordillera de la Costa, se caracteriza por la ocurrencia, dentro de los afloramientos de la Formación La Negra, de numerosos yacimientos (Lince-Estefanía, Buena Vista, Juárez, Viruca, etc.) que forman parte de uno de los más clásicos distritos de yacimientos de cobre “estratoligados” del norte de Chile (Boric et al., 1990, Maksaev y Zentilli, 2002). Desde el punto de vista estructural, en esa zona la Formación La Negra constituye un homoclinal de rumbo WNW a ENE inclinado 25°a 42° al norte (González, 1999; Arévalo, 2008). El “Monoclinal de Michilla” está cortado por un sistema de fallas mayores de alto ángulo de rumbo NNE a ENE (fallas Tames, Muelle, etc.) inclinadas al sur, con una componente de desplazamiento normal, que atraviesa la mayor parte de la Cordillera de la Costa e interrumpen y reemplazan las fallas regionales NS inclinadas al este (i.e. fallas Mititus, Ordoñez) que dominan la estructura interna de la Cordillera de la Costa entre Michilla y Antofagasta. Dentro del distrito, el panel rotado está cortado, además, por numerosas fallas normales menores, de rumbo EW, inclinadas al sur.

Arévalo (2008) fue el primero en señalar que la formación del “Monoclinal de Michilla”, sería el resultado ya sea de la rotación del panel completo sobre un falla normal lístrica o bien de la rotación de bloques y fallas normales en estilo dominó, durante una fase de extensión mayor. Este episodio parece ser independiente del evento mayor de extensión EW que produjo la rotación de la Formación La Negra en la zona de Antofagasta y podría ser el resultado de la reactivación, por extensión oblicua, de la zona de transferencia de Michilla durante las fase final de emplazamiento de los enjambres de diques en la Cordillera de la Costa y rotación de los ejes de stress regionales entre los 148 y 145 Ma. Según Maksaev et al. (1990), Wolf et al (1990), Townley et al. (2007) o Acevedo et al. (2014), la mineralización, en Lince- Estefanía (Susana) está asociada a stocks de gabros y pórfidos dioríticos, emplazados en zonas de falla normales, rumbo NNE a EW inclinadas al sur, que cortan al monoclinal inclinado al norte que caracteriza a la Formación La Negra.

Las brechas ígneo-hidrotermales contienen mineralización cuprífera, la cual se extiende lateralmente formado varios cuerpos tabulares en los techos de las coladas vesiculares que forman las rocas de caja (Figura 36). Intentos de dataciones 40Ar/39Ar en albita de provenientes de muestras de superficie de la brecha Susana como también de las zonas más profundas del yacimiento, han entregado valores erráticos entre 140 a 130 Ma, con alto errores (ca. 25 %) debido al extremadamente bajo contenido de Ar radiogénico en esos feldespatos. La datación en Re-Os de 160 ±16 Ma (isócrona en asociación de sulfuros) reportada por Tristá-Aguilera et al. (2006) no tiene significado geológico debido a las grandes incertezas del método cuando se aplica en asociones de sulfuros, en vez de molibdenita pura (ver Zimmerman et al. 2014). Sin embargo, en las zonas profundas del yacimiento Lince se obtuvo una edad U/Pb en titanita de 148.3+6.9/-3.9 Ma, asociada a mineralización de sulfuros hipógenos contenida en vetillas de actinolita,

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titanita y epidota, en brechas volcánicas metasomatizadas adyacentes a intrusivos microdioríticos de piroxeno que también contienen mineralización y han sido datados mediante K-Ar roca total en 149±4 Ma (Astudillo, 1983)La edad U/Pb de la titanita, es similar a una edad 40Ar/39Ar de ca.148 Ma obtenida por Oliveros et al. (2008a) en plagioclasas sericitizadas de una muestra de microdioritas.

Los datos geocronológicos obtenidos en minerales relacionados a la mineralización y en los intrusivos, son consistentes con los resultados del detallado estudio paleomagnético efecuado en Michilla por Townley et al. (2007) quienes señalaron que “la baja inclinación paleomagnética sugiere, para la mineralización, una edad cercana a las 145 Ma, periodo durante el cual la placa sudamericana se encontraba en las paleo-latitudes más bajas de todo el Mesozoico.” La edad de los procesos de mineralización/alteración está limitada, en todo caso, por la edad de sets de diques post minerales, estériles. Un dique andesítico de este grupo fue datado (40Ar/39Ar, anfíbola) en 137.4 ±14.1 Ma por Oliveros et al. (2008a). En otros aún más tardíos y libres de toda alteración (denominados, en la mina como “diques dacíticos”) se han obtenido edades de 118±14 y112±4 Ma (40Ar/39Ar, anfíbola y plagioclasa; Venegas et al., 1991).

En la zona de Mantos Blancos ubicada al este de la Falla Salar del Carmen, no hay evidencias de deformación tan significativa como la que se observa en Michilla.En la mineralización está emplazada en capas subhorizontales y en la zona del yacimiento estudiado, entre otros, por Chavéz (1985); Ramírez et al. (2006, 2008) y Cornejo et al. (2006 b), tobas riodacíticas y cuerpos subvolcánicos ácidos pertenecientes a los niveles basales de la Formación la Negra, están intruidas por un conjunto de diques y filones de pórfidos andesíticos de hornblenda de rumbo NNE a NE (Figura 37), que poseen edades 40Ar/39Ar 147.9±0.8 y 147.4±1.2 Ma (Cornejo et al., 2006 b, Munizaga et al., 1991) concordantes, aunque ligeramente más jóvenes que la edad de la granodiorita Alibaud. En torno a los intrusivos más profundos del yacimiento se encuentran complejos de brechas ígneas mineralizadas. Datos reportados para la asociación de minerales de alteración hidrotermal, indican valores entre 146-145 Ma (40Ar/39Ar albita; Munizaga et al., 1991) y 147.5 a 145.6 Ma (40Ar/39Ar en sericita; Oliveros, 2008 b). Estos antecedentes geocronológicos permiten ligar el origen del yacimiento Mantos Blancos, considerado como un depósito “estrato-ligado”, a la interacción de fluidos de origen magmático asociados a los intrusivos subvolcánicos y brechas magmático-hidrotermales de esta edad. Esta inferencia es consistente con la composición de los isotopos estables (i.e. δ34S 3.5-20/00) reportada para Mantos Blancos (Sasaki et al., 1984; Vivallo y Henríquez, 1998) que también indicaría una proveniencia magmática. Al igual que los yacimientos del Distrito Michilla, la mineralización de Mantos Blancos parece haber ocurrido mientras se reordenaba la orientación de los ejes regionales de stress al mismo tiempo que, enjambres de dique se emplazaban en los intrusivos de la zona costera entre los 148 y 145 Ma.

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Una relación con sistemas de diques y brechas ígneo-hidrotermales se observa también en el yacimiento Iván –Zar, ubicado en el extremo sur del plutón Naguayán (ca. 170 Ma), donde se han descrito intrusivos hipabisales dioríticos con relación espacial con cuerpos de brechas hidrotermales con una asociación paragenética similar a Mantos Blancos y Michilla. Se cuenta con una edad 40Ar/39Ar de 144 ± 12 Ma en albita (Vivanco, 1993). Más al norte al NW de Antucoya, emplazado en rocas volcánicas de la Formación La Negra se encuentra, además, un pequeño cuerpo intrusivo formado pórfidos riodacíticos con “ojos” de cuarzo y alteración a clorita y smectitas en el en se obtuvo una edad U/Pb en circones de 149.5 ± 2.0 Ma (prospecto Dannia), que ha sido objeto de exploración por una eventual mineralización de tipo “pórfido cuprífero” (?).

3) Cizalle dúctil sinistral en el Berriasiano (145-143 Ma)

El plutón Los Cristales muestra un paso progresivo, al oeste, desde su núcleo isótropo hacia rocas que muestran: primero una foliación sinmagmática y luego una ancha franja de milonitas, que tambien afecta a las Metadioritas de Cerro Bolfína, a las cuales intruye. Indicadores cinemáticos señalan cizalle de rumbo en sentido sinistral (González, 1996, 1999). Más al oeste, la foliación principal observada en las Granulitas de Cabo Jara podría estar asociada a los efectos de un evento dinámico/termal tardío, y, que alcanzó temperaturas propias de las facies de esquistos verdes asociado, principalmente, a la neoformación de biotita y titanita, y que, según Lucassen y Franz (1996) sería más joven que el metamorfismo de alta temperatura que dio origen a las granulitas y retromorfismo a facies de anfibolita. Durante este trabajo se obtuvo una datación U/Pb, en titanita de neoformación, de 143.0±4.0 Ma de una muestra proveniente de una de las bandas foliadas, ricas en anfíbola de las Granulitas de Cabo Jara. Esta es similar a la edad 40Ar/39Ar de 143.5±0.7 Ma en biotita, también de neoformación reportada, más al norte, por Maksaev (1990) para una muestra de los Gabros de Coloso. Ambas son prácticamente idénticas a las edades Rb/Sr (143.9±0.3 Ma) y 40Ar/39Ar en biotita (142.8± 1.4 Ma) reportadas por Scheuber et al. (1995) para el núcleo de una zona de cizalle dúctil que afecta a gabros deformados que afloran cerca del borde SW del Plutón Los Cristales. Estos antecedentes indican que, tanto el plutón Los Cristales como las rocas máficas expuestas al sur de Caleta Coloso fueron afectados por deformación dúctil producto de cizalle sinistral (Figura 38). Esta habría ocurrido en condiciones de convergencia oblicua establecidas después de la rotación de los ejes de esfuerzo regionales y emplazamiento de los sistemas de diques en los intrusivos del Jurásico superior. La deformación de cizalle dúctil se concentró en la zona de Cerro Bolfín-Caleta Coloso, ya que esta corresponde a la zona de máximo adelgazamiento cortical y máximo debilitamiento termal durante el peak de la extensión, ocurrido entre los 155 y 150 Ma. Existen evidencias locales de que también otras fajas de cizalle dúctil se formaron en este periodo. Mas al este del Plutón Los Cristales, al interior del plutón

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Quebrada Púa, emplazado en el Jurásico inferior (ca. 182 Ma, Figura 2) se encuentra una banda de milonitas donde se obtuvo una edad 40Ar/39Ar (biotita) 143.2±0.2 Ma.

Uno de los problemas pendientes es la edad de la deformación/metamorfismo de los complejos metamórficos e intusivos máfico de Península de Mejillones y su relación con los procesos de deformación y metamorfismo observados en la zona de Cerro Bolfín-Cabo Jara. Todas las muestras analizadas por Casquet et al. (2013) de rocas metasedimentarias provenientes Metamorfitas de Morro Jorgino incluyen algunos granos de circones con edades U/Pb del Jurásico inferior (183-172 Ma, en el rango de edades de la Formación La Negra). A pesar de que estas fueron consideradas, como edades “demasiado jóvenes, sin significado geológico”(?) queda abierta la posibilidad de que el protolito de los esquistos y pizarras de Morro Jorgino tenga una edad máxima de depositación cerca del límite entre el Jurásico inferior y medio. Basei et al. (1996) reportaron, para la Formación Jorgino, edades K/Ar de 147 y 162 Ma (biotita), 159 Ma (hornblenda) y una edad de 144 Ma (U/Pb en circones) para una veta de granito que la intruye, en la cual se cuenta con dataciones K/Ar en muscovita de 152 y 143 Ma. De similar modo Lucassen et al., (2000) reportaron dos edades K/Ar de 152 Ma (anfíbola) y 151 Ma (biotita) en muestras provenientes también de Morro Jorgino. En conjunto, estos antecedentes indican que las rocas metamórficas de Península Mejillones (al menos las Metamorfitas de Morro Jorgino) guardan registro de un evento intrusivo y termal del Jurásico superior-Berriasiano (?), cuya edad parece ser similar al identificado en la zona de Caleta Coloso y Cerro Bolfín.

Baeza y Venegas (1988) señalaron que las Metamorfitas de Morro Jorgino se podrían comparar con las rocas metamórficas que afloran al sur de Antofagasta (i.e. Granulitas de Cabo Jara) mientras que Skarmeta y Suárez (1979) indicaron que el Complejo Ígneo de Morro Moreno, está afectado por bandas de milonitas separadas por zonas no deformadas lo cual también caracteriza a las Granulitas de Cabo Jara. González (1996) indicó que la orientación NNE-SSW que presenta la foliación principal en Morro Moreno es similar a la observada, al sur, en las granulitas. Estos antecedentes permiten que, aunque la edad de las rocas sea aún incierta, sugerir (en carácter de hipótesis preliminar) que parte del metamorfismo y deformación de las rocas de Península de Mejillones haya ocurrido al mismo tiempo que el evento de deformación dúctil documentado al sur de Antofagasta. Es posible que, en conjunto, todas estas unidades, ígneas y metamórficas estén genéticamente relacionadas dentro de una ancha faja de cizalle dúctil sinistral del Jurásico superior-Cretácico inferior, que afectó la zona comprendida entre Cerro Bolfín-Caleta Coloso, hasta Península de Mejillones entre, por lo menos, los 148 y 143 Ma.

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4) Los intrusivos postectónicos y pórfidos cupríferos del Berriasiano-Valanginiano (142-136 Ma)

En la zona del acantilado costero al este de Mejillones, el plutón Fortuna I (datado por U/Pb en 148-149 Ma) e intruido por numerosos diques de composición andesítica a diorítica está cortado por un pequeño stock de tonalitas a granodioritas de hornblenda (parte del grupo de “plutones sin diques” de Scheuber y González, 1999) que ocupa una superficie de sólo 4km2 y está limitado al este por la traza de la Falla Mititus (“Tonalita Fortuna” de Cortés et al., 2007, y en este trabajo, plutón Fortuna II). Ese pequeño stock corta también al dique datado 148.5 Ma (40Ar/39Ar en anfíbola) por Maksaev (1990). Dataciones reportadas por González (1996) y Scheuber y González (1999) indica edades valores de 141±3 (K-Ar biotita), 140± 5Ma (K-Ar, anfíbola) y 137.4± 2.2 Ma (40Ar/39Ar anfíbola). Su edad parece ser, por lo tanto, más joven que el “peak” de deformación de cizalle dúctil sinistral, registrado en las milonitas del plutón Los Cristales y las granulitas y anfibolitas de Cabo Jara, determinado entre los 145 a 143 Ma.

La ausencia de deformación cataclástica y/o milonítica y sus relaciones de campo permiten considerar a este stock como un intrusivo postectónico en relación a la fase de cizalle dúctil de la zona costera. Plutones de mayor volumen y de similares características afloran al sur de Caleta Coloso y comprenden al plutón Varillas, ubicado entre la fallas Caleta Coloso y Salar del Carmen y al plutón Quebrada Mateo (ver Figura 33) ubicado al este de esta última. Ambos no muestran evidencias macroscópicas de deformación dúctil. Aunque, de acuerdo a Uribe (1987) y González y Niemeyer (2007) el plutón Varillas está intruido por un complejo de diques dacíticos” plegados”, lo cual llevó al primero a considerarlo como un intrusivo sintectónico (?) a pesar de que el plutón no presente efectos de cataclasis y/o deformación dúctil. En el plutón Varillas se obtuvo una edad (U/Pb en circones) de 142.7±1.9 Ma y en el plutón Quebrada Mateo, otra, concordante, de 141.7±1.9 Ma.

Intrusivos hipabisales, emplazados en niveles estructurales más elevados y de edad cercana a la de los plutones del Cretácico inferior de la zona costera, ocurren en el sector oriental del área estudiada, donde intruyen a las rocas volcánicas de la Formación La Negra y no guardan relación con plutones de mayor volumen. Algunos de ellos están asociados a zonas alteración hidrotermal y en la zona de Antucoya son portadores de mineralización de tipo pórfido cuprífero. El primero de éstos, ubicado al norte de Mantos Blancos, corresponde al sistema de pórfidos de Sierra Valenzuela, que cubre un área de 12 km2 y consiste en pórfidos daciandesíticos a dacíticos de hornblenda, biotita y cuarzo. En una muestra de éstos se obtuvo una edad U/Pb 136.1+1.7/-1.5Ma. Aunque están afectados por alteración fílica y zonas remanentes de alteración potásica, a la fecha no presentan mineralización reconocida de importancia. En la periferia de la

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zona alterada se han reportado edades de 40Ar/39Ar anfíbola de 138.±2.4 y K-Ar biotita de 141± 3 Ma (Cortés et al., 2007).

En el yacimiento Antucoya (Figuras 39, 40), el sistema consiste en un conjunto de cuerpos tabulares subverticales (dyke-swarn) de pórfidos daciandesíticos ricos en cristales de plagioclasa y hornblenda y pórfidos granodioríticos de anfíbola y biotita; con edades U/Pb (SHRIMP y LA-ICP-MS) que se extienden en un rango entre 142 a 136 Ma (Maksaev et al., 2007; Ponce et al., 2013), incluyendo un grupo principal de pórfidos mineralizados emplazado alrededor de los 140 Ma. El sistema mineralizado se concentra en dos centros intrusivos coalescentes (Pórfido Antucoya y Buey Muerto) que presentan alteración potásica y están asociados a complejos de brechas ígneas con biotita y magnetita y, en superficie, aureolas de alteración fílica en las rocas volcánicas de la Formación La Negra. Datos Re/Os en molibdenita correspondientes diferentes eventos de mineralización indican valores de 144±1Ma en rocas volcánicas con alteración potásica y 141.4±0.5 Ma en pórfidos daciandesíticos y Ar/Ar albita 141.9±0.5 Ma (Ponce et al, 2013) y K-Ar en biotita de 137±4 Ma (Perelló et al, 2002).

Hacia el norte de Antucoya, al oeste de la Falla Salar del Carmen, se encuentran otros centros intrusivos hipabisales composición granodiorítica, que exhiben ciertos rasgos de alteración hidrotermal periférica e indicios de mineralización cuprífera, aunque con edades ligeramente más antiguas que las obtenidas en Antucoya. Estos incluyen, al NW de Antucoya, a los intrusivos asociados al prospecto Ivannia, los cuales corresponden a granodioritas finas de anfíbola y biotita alteradas, donde se obtuvo una edad U/Pb en circones de 143.3±2.5 Ma. También al norte de Antucoya se encuentra, en Cerro Colorete, un pequeño afloramiento de pórfidos daciandesíticos finos con hornblenda alteradas a biotita y pequeños “ojos” de cuarzo, con una edad U/Pb en circones de 142.8±2.0 Ma

El Hemigraben de Caleta Coloso y las secuencias sedimentarias discordantes del Cretácico inferior

Entre Quebrada El Way y Estación La Negra, la Formación La Negra está cubierta en discordancia angular por una secuencia sedimentaria marina y continental, cuyos afloramientos están limitados hacia el SW por la Falla Caleta Coloso, que los pone en contacto tectónico con los Gabros de Coloso y rocas intrusivas del Cretácico inferior del plutón Los Cristales (147 Ma). Esta secuencia (Figura 41) está formada en su base por una unidad de rocas sedimentarias continentales rojas de hasta 1000 m espesor: la Formación Caleta Coloso (Brüggen 1950) la cual también aflora, al norte de Antofagasta, en el sector este de la Península de Mejillones (Cortés, 2006). En la zona de Coloso, sus niveles inferiores están formados por brechas con clastos subangulosos y

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mal seleccionados de hasta 1,2 m de diámetro, que representan a facies de abanico aluviales proximales. Estos gradan hacia arriba a conglomerados clasto-soportados y, finalmente, a conglomerados matriz soportados, areniscas y lutitas rojas, que representa parte de un complejo deltaico progradante (“Formación Lombriz” de Flint et al., 1986). De acuerdo a Flint et al. (1986) las direcciones de aporte detrítico desde el W y SW indican que estos derivan de la erosión de un relieve ubicado al oeste de la línea actual de costa (Figuras 42, 43).

La formación Caleta Coloso representaría las facies de relleno de un hemigraben extensional, limitado, por el W por una falla normal “precursora” de la falla Caleta Coloso. Sus componentes detríticos, andesíticos en la base, incluyen hacia el techo, según Flint et al. (1986) y Turner et al. (1984), clastos de granodioritas lo cual indicaría el destechado progresivo del sistema volcánico de La Negra y los intrusivos del límite Jurásico-Cretácico (i.e. plutón Los Cristales). La aparición de clastos granodioríticos coincide, dentro de la secuencia, con la ocurrencia de pequeños yacimientos estratoligados con óxidos y sulfuros de cobre cementando la matriz de los conglomerados, cuyo origen podría estar ligado, en parte, a la circulación de fluidos hidrotermales de origen magmático, de temperatura moderada (Flint y Turner, 2000). Hacia el este, los niveles deltaicos más altos de la Formación Lombriz engranan con una secuencia marina carbonatada: la Formación El Way (Ferraris y DiBiase, 1978, González y Niemeyer, 2005) que alcanza hasta 600 m de espesor y es portadora de fauna fósil de ammonites del Hauteriviano y el Barremiano (132-125 Ma; Jurgan 1974; González y Niemeyer, 2005).

Las relaciones observadas en la zona de Antofagasta también han sido documentadas en la zona de Iquique. En ese segmento de la Cordillera de la Costa, tanto la Formación Oficina Viz (equivalente de la Formación La Negra) y las secuencias marinas del Grupo Huantajaya, estan cubiertas en discordancia angular por conglomerados y areniscas rojas continentales del Cretácico inferior, con edades comprendidas entre los 129 y 125 Ma, que forman parte de la Formación Punta Barranco (Figura 44). Estas fueron depositadas en depocentros discretos limitados por fallas EW (Sepúlveda y Vázquez, 2009; Blanco et al., 2012). En síntesis, los antecedentes expuestos y las relaciones de terreno indican que tanto la formación Caleta Coloso como la formación El Way se acumularon durante el Cretácico inferior (140?-125 Ma) en cuencas tectónicamente controladas, limitadas por fallas frágiles durante las etapas iniciales de actividad del Sistema de Fallas de Atacama.

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La formación del Sistema de Fallas de Atacama, actividad magmática y mineralización entre los 133 y 115 Ma

El rasgo estructural más distintivo de la geología de la Cordillera de la Costa corresponde a las numerosas fallas del Sistema de Fallas de Atacama (SFA, Arabasz, 1971), muchas de las cuales presenta actividad neotectónica e incluso sismicidad activa relacionada (González et al., 2003; Loveless et al., 2010; Figura 45). Considerando las zonas deformación dúctil que afectan a los intrusivos del Jurásico superior y a las Granulitas de Cabo Jara, algunos autores han señalado que el SFA se habría formado durante el Jurásico (ver Scheuber y González, 1999) a pesar que estas fajas de deformación no poseen continuidad regional y no están asociadas en sentido estricto a las “fallas”. En la zona de Antofagasta, las estructuras que se pueden, efectivamente, relacionar con un sistema regional de fallas, postdatan a las zonas de cizalle dúctil del Cretácico inferior. Ello es evidente en la costa al sur de Antofagasta donde se observan estructuras frágiles, tales como las fallas Salar del Carmen, Coloso y Bolfín cortando a las rocas foliadas e incluyen a un dúplex de rumbo (Dúplex Caleta Coloso, Figura 46) limitado por las trazas de rumbo NNW de las Fallas Jorgillo y Bolfín. En conjunto muestran una cinemática compatible con movimientos de rumbo sinistrales (Cembrano et al., 2005; Mitchell y Faulkner, 2009; Olivares et al., 2010, Jensen et al., 2011).

Al sur de la zona estudiada, fallas frágiles de rumbo NW cortan y desplazan en sentido sinistral a intrusivos del Cretácico inferior datados en ca. 144 Ma (K-Ar en biotita, Hervé, 1987), mientras que la geometría de las fallas que afectan a intrusivos del Cretácico inferior en el borde oriental de la Cordillera de la Costa, en la Hoja Aguas Blancas (Marinovic et al., 1995) también es consistente con la existencia de movimientos de rumbo en dominio frágil con sentido sinistral. Edades K/Ar y 40Ar/39Ar entre 141 y 119 Ma obtenidas por Olivares et al. (2010; Figura 47) en rocas cataclásticas y rocas de caja cercanas a las fallas del dúplex Caleta Coloso, indicarían el rango de edad de este período de deformación, lo cual también se ha reconocido en otros segmentos del SFA (Brown et al., 1993; Dallmeyer et al., 1996; Wilson et al., 2000). Una edad más precisa de la actividad del SFA, al sur de Antofagasta ha sido proporcionada por Scheuber et al. (1995) quienes obtuvieron edades 4 0Ar/39Ar entre 126-125 Ma para biotitas provenientes milonitas del núcleo de la zona aledaña a la falla Paposo, al este de Cerro Paranal, edades que son consideradas como edades de deformación a lo largo de este segmento del SFA.

La deformación a lo largo del SFA coincide en el tiempo con un nuevo episodio de magmatismo y mineralización, aunque en la zona estudiada no existe una relación genética ni espacial directa entre los intrusivos de esa edad y las trazas del SFA. El magmatismo, en referencia, ocurre en el extremo nororiental del área estudiada, al norte de Antucoya, donde, intruyendo al bloque de rocas metasedimentarias de la Formación

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El Toco, ubicado al este de la traza neógena de la Falla Salar del Carmen, se emplaza un grupo de cuerpos menores de pórfidos dioríticos, tonalíticos, riodacíticos a dacíticos, de anfíbola, asociados a sistemas de tipo pórfido cuprífero en los depósitos Puntillas y Galenosa, en los cuales se obtuvieron dos nuevas edades U/Pb en circones de 132.9±1.8 Ma (Galenosa) y 123.9±1.7 Ma (Puntillas), dentro de un rango mas amplio de edades entre 133 y 115 Ma reportadas por Hermosilla et al (inédito). El pórfido datado en Puntillas, es más joven, exhibe efecto de alteración potásica en superficie, con biotita, feldespato potásico y múltiples venillas B con óxidos de Cu, mientras que el sistema de Galenosa, de composición riodacítica, presenta texturas propias de emplazamiento subvolcánico y está afectado por una alteración hidrotermal de menor intensidad con clorita y carbonatos.

La fase temprana de actividad del SFA no solo coincide en el tiempo con el emplazamiento de los pórfidos Puntillas y Galenosa. Cabe señalar que al sur del área estudiada, en la región de Chañaral a lo largo de las trazas de las fallas del segmento El Salado de la SFA (Brown et al., 1993), se produjo, al mismo tiempo, el emplazamiento de extensos plutones elongados (“megadiques”), de decenas de kilómetros de largo en sentido NS y sólo algunos kilómetros de ancho, tales como los plutones Las Tazas (130-125 Ma) y Sierra Dieciocho (127-120 Ma, Wilson et al., 1999, Grocott y Taylor, 2002). Inmediatamente al E del Plutón Las Tazas se encuentra el conocido yacimiento IOCG de Manto Verde (Rieger et al., 2011), donde la mineralización de cobre y hierro, ubicada principalmente en brechas tectónicas cementadas por hematita, calcopirita-magnetita-mushketovita, clorita y calcita, tendría una edad estimada por Rieger et al. (2011 entre 121-116 Ma y aparece asociada a fallas frágiles de rumbo NW, subsidiarias entre las trazas principales del SFA.

Al norte de Manto Verde, Gelcich et al. (2005) obtuvieron edades U/Pb en circón y apatita y 40Ar/39Ar en actinolita entre 131 y 127 Ma, tanto en depósitos de tipo IOCG, como en cuerpos macizos de magnetita-apatita e intrusivos dioríticos en el Distrito Carmen-Sierra Áspera, al este de la SFA. Estos antecedentes indican que la fase de deformación frágil inicial de la SFA estuvo acompañada, al sur de Antofagasta, por mineralización del tipo IOCG y cuerpos de magnetita-apatita. Incluso, según la interpretación de Flint y Turner (2000), fluidos hidrotermales que circularon durante este período estuvieron involucrados en la génesis de los yacimientos estratoligados tipo “red beds” hospedados en las capas rojas del Cretácico inferior de la cuenca sintectónica de Caleta Coloso.

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Los eventos volcánicos e intrusivos del Cretácico superior en el borde oriental de la Cordillera de la Costa

Los últimos episodios de actividad volcánica e intrusiva que ocurrieron en la Cordillera de La Costa entre Tocopilla y Antofagasta incluyen unidades de rocas expuesta en el borde oriental de la Cordillera de La Costa y en la Depresión Central lo cual evidencia un desplazamiento del frente volcánico hacia el este en relación al Jurásico. Estas unidades que marcan la reaparición de volúmenes importantes de rocas volcánicas desde el término del volcanismo Jurásico de la Formación La Negra a los 170 Ma incluyen dos grupos principales de rocas volcánicas e intrusivas: el primero, entre el Albiano y el Turoniano (110-83 Ma) y el segundo entre el Campaniano y el Maastrichtiano (72-66 Ma).

Albiano-Turoniano (110-83 Ma)

El elemento más antiguo de este conjunto está formado por un plutón de gran tamaño, que aflora en parte la zona suroriental del área cubierta por el mapa, donde intruye tanto a las rocas del basamento (Formación. Sierra El Tigre) como a los intrusivos del Jurásico inferior del plutón Quebrada Púa (en el mapa: “Tonalitas y granodioritas del Albiano”). Incluye a algunos cuerpos satélites emplazados en la Formación Sierra El Tigre. En la zona estudiada González y Niemeyer (2005) obtuvieron una edad K-Ar (biotita) de 112±3 Ma. Sus afloramientos se extienden hacia el sur y este en las hojas Palestina (Cortés, 2000) y Aguas Blancas (Marinovic et al., 1995) donde presentan una composición variada, desde dioritas a granitos y edades K-Ar (biotita) comprendidas entre los 107 a 98 Ma (Marinovic et al., (1995). Este plutón corresponde a una de los numerosos intrusivos de gran tamaño de esa edad que forman parte del borde oriental de la Cordillera de la Costa entre Antofagasta y Copiapó (Lara y Godoy, 1998; Arévalo 2005) y se encuentran asociados en esta última zona a la mineralización tipo IOCG de Candelaria (Marshick y Fonboté, 2001, Arévalo et al., 2006).

Inmediatamente al este de este cuerpo intrusivo y separados de él por la depresión de los salares Laguna Seca de Cuevitas y Mar Muerto, se encuentran extensos afloramientos de rocas volcánicas y sedimentarias, dispuestas en discordancia angular sobre lavas de la Formación La Negra (quebrada Culebrón) y calizas jurásicas en la zona de Cerro Palestina (Figura 48). Esta secuencia fue descrita bajo el nombre de Estratos de Quebrada San Cristóbal (Basso, 2004) o como Estratos de Paradero del Desierto (Cortés, 2000). La unidad incluye un nivel basal de conglomerados, brechas y areniscas rojas (Quebrada Culebrón y Cerro Palestina) y un nivel superior de tobas riolíticas, lavas y brechas andesíticas. En ella se han obtenido edades K-Ar (biotita) y U/Pb (circones) comprendidas entre los 98-93 Ma. (Basso, 2004; Cortés, 2000; Matthews et al., 2007, Ferrando et al., 2013). Otra unidad volcánica, la Secuencia volcánica Cerro Cortina corresponde a una secuencia volcánica andesítica a andesítica-basáltica, con intercalaciones de tobas riolíticas y niveles volcánico-sedimentarios, que aflora en el

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borde oriental de la Cordillera de la Costa hasta la zona de Tocopilla-María Elena, donde se apoya, en discordancia sobre las rocas metasedimentarias devónico-carboníferas de la Formación El Toco. En ella se han obtenido edades U/Pb circones y 40Ar/39Ar en plagioclasa, más jóvenes que los Estratos de Paradero del Desierto, con un rango entre los 92 y 86 Ma. Junto a esta secuencia volcánica, aunque sin relación directa con ella, en la zona de Rencoret se encuentra un pequeño grupo de pórfidos dioríticos y daciandesíticos de piroxeno y hornblenda que afloran al este de falla Sierra Valenzuela (Intrusivos Hipabisales del Cretácico superior) entre los cuales se encuentra un intrusivo hipabisal (Pórfido Deseada), de edad U/Pb circones de 93.6 ±1.4 Ma, que consiste en un pórfido daciandesítico de anfíbola brechizado y alterado a feldespato potásico, clorita y calcita, con cierta impronta de lixiviación de sulfuros (py-cp?) y óxidos de cobre supérgenos. De estar mineralizado podría considerarse como un equivalente temporal de los sistemas de pórfidos cupríferos como Dos Amigos o Tricolor (106-96Ma, Maksaev et al., 2010).), asociados a la zona de alteración de Domeyko, entre Vallenar y La Serena

Campaniano-Maastrichtiano (72-66 Ma): la Formación Quebrada Mala

El evento volcánico más joven reconocido en la zona cubierta por el nuevo mapa geológico corresponde a una secuencia volcánica y sedimentaria que aflora al sureste de Baquedano. Esta cubre, en marcada discordancia angular, a los Estratos de Quebrada San Cristóbal y que está formada por lavas andesíticas, tobas riolíticas, areniscas y conglomerados. La unidad volcánica-sedimentaria que corresponde a la Formación Quebrada Mala (Montaño, 1976; Cortés, 2000; Basso, 2004; Matthews et al., 2007) y para la cual se han obtenido tanto en el área estudiada como más al este numerosas edades U/Pb circones comprendidas entre los 76-66 Ma (Matthews et al., 2007; Ferrando et al., 2013). En el extremo sureste del área cubierta por el mapa está intruida por los Batolitos Sierra El Buitre y Zanelli, formados principalmente por cuerpos intrusivos dioríticos y monzodioríticos de piroxeno y biotita, para los cuales se han obtenido edades K-Ar entre 71 a 66 Ma, contemporáneos con la secuencia volcánica y sedimentaria. En el borde oriental del Batolito Zanelli/San Cristóbal (Matthews, et al., 2007) se hospeda el yacimiento cuprífero de Lomas Bayas, formado un complejo de pórfidos granodioríticos afectados por alteración fílica intensa, asociado a brechas hidrotermales de turmalina. La molibdenita de uno de los eventos principales de mineralización en el distrito fue datada en 65.6+0.4 Ma (Re/Os; Vega et al., 2009).

La Formación Quebrada Mala y los batolitos del Cretácico más tardíos asociados, que se emplazaron después de la fase orogénica “peruana” (Mpodozis y Ramos, 1990), representan el último episodio magmático registrado en el borde oriental de la Cordillera de la Costa de Antofagasta. Una nueva fase de deformación de importancia regional (Evento K-T; Cornejo et al., 2003) ocurrió entre los 66 a 64 Ma. Este nuevo episodio de deformación compresiva produjo la deformación de las secuencia volcano-

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sedimentarias cretácicas, cese del magmatismo y el desplazamiento del frente volcánico hacia la Depresión Central, fuera del área cubierta por el mapa, donde durante el Paleoceno-Eoceno inferior se desarrolló una vigorosa actividad volcánica (Matthews et al, 2007) cuyos productos no están registrados en la Cordillera de la Costa, que se comportó desde ese momento como un bloque pasivo, aunque afectado durante el Cenozoico por movimientos tardíos a lo largo del Sistema de Fallas de Atacama (i.e. Allmendinger y González, 2009).

Tectónica y sedimentación neógena  

La actividad magmática tanto intrusiva como volcánica terminó en la Cordillera de la Costa de Antofagasta durante el Cretácico superior, con el emplazamiento en el borde oriental de ésta, de las secuencias volcánicas de los Estratos de Quebrada San Cristóbal y la Secuencia volcánica de Cerro Cortina, las cuales evidencian a su vez un desplazamiento del frente magmático hacia el este. Edades de trazas de fisión en apatito entre los 110 y 90 Ma (Damm et al., 1986; Maksaev et al., 2000; Scheuber y Andriessen, 1990) obtenidas en la zona de Antofagasta indican que desde fines del Cretácico inferior, la Cordillera de la Costa constituyó un bloque exhumado y prácticamente expuesto en superficie, lo cual también ocurrió, más al sur en la zona de Chañaral (Nalpas et al., 2005). Los efectos directos de las fase de deformación que afectaron la Depresión Central y la Cordillera de Domeyko durante el Cretácico superior y Terciario tales como el evento “K-T” (Cornejo et al. 2003) o la fase incaica del Eoceno Oligoceno (Mpodozis y Cornejo, 2012) no son evidentes en la Cordillera de la Costa aunque Juez-Larré et al. (2010) han documentado recientemente, en base a edades (U-Th)/ He en apatito, un evento de enfriamiento ocurrido entro los 50 y 40 Ma, que podría ser un efecto distal de la fase incaica.

Durante el Terciario parte del relieve fosilizado en la Cordillera de la Costa fue cubierto por extensos depósitos de gravas (González y Niemeyer, 2005) y retrabajado por la actividad neotectónica del Sistema de Fallas de Atacama, la formación gran escarpe del acantilado costero y el alzamiento de Península de Mejillones (i.e. Naranjo, 1987; DeLouis et al., 1998; González et al., 2003, Cantalamessa et al., 2006; Conteras-Reyes et al., 2012). Los estudios estructurales indican que durante el Plioceno y Cuaternario, las diversas trazas de Falla de Atacama se han comportado, principalmente como fallas normales “down to the east” (Allmendinger y González, 2009; Figura 49). Sus movimiento habrían estado asociados a los grandes sismos de subducción (Loveless y Pritchard, 2008; Loveless et al., 2010, Cortés-Aranda et al., 2015) y a los activos procesos de erosión por subducción (von Heune y Ranero, 2003) que afectan a este segmento de los Andes Centrales (Figura 50).

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Figura 1. Ubicación de la zona estudiada mostrando la distribución de las unidades volcánicas e intrusivas mesozoicas de la Cordillera de la Costa y las fallas mayores del Sistema de Fallas de Atacama

Fm Sierra del Tigre(Dev‐Carb)

Plutón Gallinazo(Tr inf, 251‐245 Ma)

Estratos de Rencoret(Jur inf)

Plutón Las Toscas(Jur sup, 148 Ma)

Plutón Quebrada Púa(Jur inf, 182 Ma)

Figura 2. Mapa geológico mostrando la distribución de los afloramientos de la formación Sierra del Tigre, granitoides del Tríásico inferior (plutón Gallinazo) e intrusivos jurásicos emplazados en el núcleo de basamento al este de Antofagasta

Antofagasta

Formación “La Tabla”(Carb superior, 320-310 Ma)

Granitoides del Carb sup (320-310 Ma)

Granitoides del Carb sup (320-310 Ma)

Formación Cerro El Árbol(Pérmico inf)

Tr sedimentario

Tr sedimentario

Cerro Palestina

C°MinaJardín

Estratos de QuebSan Cristóbal

(Cret sup)

Grupo Caracoles(Jurásico)

Figura 3. Extracto del mapa geológico regional mostrando la distribución de los afloramientos de las secuencias volcánicas y sedimentarias del Carbonífero superior-Triásico y los intrusivos carboníferos que afloran en la zona de Cerro Palestina -Cerro El Árbol

160140120100 180 220200 240 260 Ma

Fm La Negra

Granitoidesdel Tr inf (Pl Gallinazo)

Rocas volc del Tr sup‐Jur inf

Intrusivos delTr sup‐Jur inf

Pórfido Deseada

TriásicoJurásicoCretácico Perminfmedsupinfmedsupinfsup

Probabilidad

 relativa

Batolito Ercilla,Pl Queb Púa

Pl Naguayán, Astoreca..

Pl Tocopilla,Gatico.

Pl Vireira‐Colupito

Granulitas deCabo Jara

Gabro Coloso

Porf Puntillas‐Galenosa

Porf Puntillas‐Galenosa

Porf Puntillas‐Galenosa

Porf Antucoya, Sa ValenzuelaColorete..

Pl Los Cristales,C° Fortuna 

Figura 4. Diagrama de densidad de probabilidades de dataciones U-Pb de la Cordillera de la Costa entre Tocopilla yAntofagasta indicando la distribución estadística de edades de los diversos eventos intrusivos y volcánicos del Mesozoico.Durante el Jurásico, la actividad volcánica (formación La Negra) aparece concentrada, solamente, entre los 180-170 Ma

Pl El Tigre

Pl C| CristalesQuebMateo,

Mejillones

Antofagasta

Pampa Mejillones

Michilla233±9,6 Ma

196,6+3,9/-2,6 Ma

208±2 Ma

199,4+2,9/-2,8 Ma199,4+2,9/-2,8 Ma

Tonalita Morro Mejillones

Mantos Blancos

Rencoret

Intrusivos

Rocas volcánicas

Tr Sup-Jur inf

Figura 5. Boque diagrama mostrando la distribución de los afloramientos de intrusivos y rocas volcánicas del Triásico superior-Jurásico inferior (230-190 Ma). Sus afloramientos se encuentra limitados, al este, por la traza de la falla Salar del Carmen

Jur Tr Per

Fm PuntaAngamos

Tonalita Mejillones

Detrital Zircon U-Pb age (Ma)

Fre

qu

ency

/Rel

ati

veP

rob

abil

ity

Figura 6. Diagrama Tera-Wasserburg de una muestra (MEJ 1824) de la Tonalita Mejillones (Triásico superior) ygráfico de distribución de edades de circones detríticos de la formación Punta Angamos. La población de circones más jóven en la muestra MEJ1025 tiene una edad triásica superior (210 Ma) muy cercana a la edad U-Pb de la Tonalita Mejillones (Casquet et al, 2013).

Complejo Ígneo Morro Moreno

PerJur Tr

MetamorfitasMorro Jorgino

Complejo Ígneo Morro Moreno

Figura 7. A) Gráfico de distribución de edades de circones detríticos de muestras de gneisses de las Metamorfitas Morro Jorgino. La poblaciones de circones más jóvenes de las muestras FO0930 y FO1139 tiene edad jurásicas (183,172 Ma). B)Diagrama Tera-Wasserburg de una muestra (MEJ 18031) de Complejo Ígneo Morro Moreno (Jurásico inferior, 184 Ma).(Casquet et al, 2013).

Mantos Blancos

Falla Salar del Carmen

Falla Sierra Valenzuela

Antofagasta

Mejillones

Michilla

Antucoya

María Elena

Falla Mititus

2

1

3

Figura 8. Bloque diagrama, construido a partir del mapa geológico, indicando la distribución de las rocas volcánicas de la formación La Negra (en tonos de azul) (1) Dominio oriental (al este de la falla Sierra Valenzuela), (2) Dominio central (entre las fallas Sierra Valenzuela y Mititus), (3) Dominio occidental (acantilado costero).

Batolito Ercilla

Kramer et al, 2005, Chemie der Erde

Oliveros et al, 2007,Rev Geol Chile

Lucassen et al, 2006, Cont Miner & Petrol

Figura 9. Antecedentes geoquímicos de la formación La Negra

La secuencia volcánica esta formada por rocas sub-alcalinas (andesitas basálticas y andesitas y escasa dacitas, Kramer et al, 2005) con diseños planos de Tierras Raras (Oliveros et al, 2007), altos valores de la razón 143Nd/144Nd y bajos de 87Sr/86Sr (Lucassen et al, 2006). Estos antecedentes son compatibles con magmas asociados a una zona de subducción, originados en el manto, y que no presentan evidencias mayores de interacción con una corteza continental adelgazada.

179,0±2,3 Ma

171,6±1,5 Ma

174,0+2,9/-2,2

174,3+2,6/-2,6

177,9+2,7/-2,6

169,1±5,3 (1)163,5+4,5/-3,8

(Ig Prat)

Antofagasta

Mejillones

Figura 10. Ubicación de nuevas dataciones U-Pb en rocas volcánicas y piroclásticas de los dominios oriental y central de la formación La Negra. (1) Edad U-Pb de Basso (2004, Hoja Baquedano)

(A) Afloramientos de la formación La Negra “central” al W del Cerro Naguayán, La secuencia, inclinada al oeste, está formada por andesitas y basaltos con intercalaciones de rocas piroclásticas de composición dacítica a daciandesítica

E W

(B) Microfotografía de las muestraCCP-24proveniente de una de las intercalaciones de rocas piroclásticas del bloque central de la formación La Negra: Corresponde a una toba daciandesítica, soldada con pómez y fiammes aplastados

Figura 11 .

Flujos andesíticos a basálticos de la formación La Negra en el Escarpe Costero (Tocopilla)

Óxidos de Cu rellenando vesículas en lavas basálticas de la formación La Negra en las cercanías de Antofagasta

Figura 12 . Fotografías de campo de los afloramientos de la formación La Negra expuestos en el Escarpe Costero

Fm Estación Montevideo (Oxfordiano-Titoniano). En la base, capas de yeso masivo. Hacia el techo, limolitas, calizas y areniscas fosilíferas

Fm Oficina Viz (Sinemuriano-?-Bajociano) Lavas andesíticas y andesítico basálticas amigdaloidales

(199?-170 Ma)

Fm Caleta Lígate (Bajociano)Areniscas fosilíferas con intercalaciones de rocas piroclásticas

Fm El Godo (Bajociano-Oxfordiano)Lutitas y areniscas calcáreas en parte bituminosas. En la costa, intercalaciones volcánicas submarinas

Fm Santa Rosa (Oxfordiano)Calizas macizas, fosilíferas

-El Jurásico en la Cordillera de la Costa de Iquique

Figura 13. Columna estratigráfica generalizada del Jurásico de la Cordillera de la Costa de la región de Iquique (Blanco et al, 2012). La formación Oficina Viz, equivalente a la formacíón La Negra de la región de Antofagasta y cuya edad estaría comprendida entre los 199?-170 Ma (Sinemuriano?-Aaleniano) se encuentra cubierta por secuencias marinas carbonatadas del Bajociano-Titoniano (Grupo Huantajaya)

Figura 14. Cuencas de intra-arco extensionales que pueden ser consideradas como casos análogos al depocentro de la fromación La Negra:

(A) Caso actual. El rift volcano tectónico de Taupo, en Nueva Zelandia (Cole y Spinks, 2009).

(B) Ejemplo mesozoico: La cuenca de intra-arco del Triásico superior-Jurásico del SW de Norteamérica (Busby, 2012).

-Notar como un sistema de fallas de rumbo se forma, con posterioridad, a lo largo del eje de la cuenca, zona de corteza adelgazad por la extensión y termalmente debilitada por el magmatismo. La evolución es similar al Sistema de La Negra

140 150 160 170 180 190Ma

Batolito Ercilla (181 Ma)

Plutón Queb Púa (182 Ma)

Pro

bab

ilid

ad r

elat

iva

ActividadVolcánica

Plie

nsb

Toar

c

Aal

BajCal

ov

Oxf

Kim

m

Tit

h

Ber

r

Bat

h

PlutonesNaguayán (170 Ma) Astoreca (174 Ma)C° Gris (175 Ma)

PlutonesTocopilla (166 Ma)El Tigre (165 Ma)

Pl. Gatico (160 Ma)

Formación La Negra

(182-169 Ma)

Vetas de Cu-Fe (Au?)(“IOCG”)

(Naguayán)Estratoligados y vetas

en intrusivos(M de la Luna, Gatico,

Tocopilla…)

Figura 15., Diagrama de densidad de probabilidades, edades U-Pb de rocas intrusivas y volcánicas del Jurásico inferior a medio, Cordillera de la Costa entre Antofagasta y Tocopilla indicando los principales eventos de magmatismo y mineralización ocurridos entre los 185 y 160 Ma

Plutón Astoreca(174 Ma)

Plutón Naguayán(170 Ma)

Plutón Cerro Gris(174 Ma)

Figura 16 . Extracto del Mapa Geológico mostrando la distribución de las rocas intrusivas que forman parte de los grandes intrusivos del Aaleniano (174-169 Ma, plutones Naguayán, Astoreca, Cerro Gris). Sus edades U-Pb se traslapan, parcialmente, con las edades U-Pb más jóvenes obtenidas en el bloque central de afloramientos de la formación La Negra ( 179-174 Ma) en la cual se emplazan.

Mejillones

Michilla

Falla Salar del Carmen

Antucoya

Plutón El Tigre

161,6+2,5/-3,6 Ma

165,3±2,4 Ma

María Elena

Tocopilla

Plutón Tocopilla

160±2 Ma

165,8±2,2 Ma

U/Pb en circón39Ar/40Ar (biotita)K/Ar (biotita)

Figura 17. Bloque diagrama mostrando la distribución de los afloramientos de la formación La Negra en el Acantilado Costero entre Mejillones y Tocopilla indicando las edades radiométricas de los intrusivos mayores del Bajociano-Oxfordiano (plutones Tocopilla, Gatico, y El Tigre; 166-159 Ma) que la cortan.

Granulitas máfficas y anfibolitasde Cabo Jara

1) Protolito gabroico, emplazado a los 156 Ma

2) Metamorfismo en facies de Granulitas-Mineralogía: opx,cpx, plag

-Textura granoblástica -Metamorfismo:700° 800°C/5 Kb

3) Enfriamiento, retromorfismo de px a anfíbola (700°-600°C)

4) Cizalle dúctil en el Cretácico inferior (ca 143 Ma). Metamorfismo en facies esquistos verdes

Gabro Coloso

Granulitas máficas y Anfibolitas de Cabo Jara

Figura 18. Afloramientos de las Granulitas de px y anfibolitas de Cabo Jara, Metadioritas/Granulitas de hb de Cerro Bolfín y Gabro Coloso, en la costa al sur de Antofagasta. En recuadro: eventos magmáticos metamórficos y deformación registrados en las Granulitas.

Metadioritas (Ortoanfibolitas)

de C° Bolfín

CCP-53 Granulitas isótropas de clinopiroxeno, plagioclasa, textura granoblástica, protolito gabroico

CCP-55 Anfibolitas foliadas con hornblenda, plagioclasa y titanita

Figura 19. Microfotografías (CCP53 ,nícoles cruzados, y CCP 55 paralelos,) de muestras de las Granulitas máficas y Anfibolitas de Cabo Jara mostrando diferencias petrográficas y texturales entre granulitas de piroxeno, isótropas (edad de cristalización de protolito gabroico ca. 156 Ma) y anfibolitas foliadas con anfíbola y titanita. En estas últimas, el piroxeno fue reemplazado por anfíbola debido a la introduciion de fluidos mientras disminuía la temperatura

130

140

150

160

170

180

Ag

e

box heights are 2

TuffZirc Age = 155.74 +1.57 -2.05 Ma

(95% conf, from coherent group of 31)

TuffZirc Age = 155.7 +2.4 /-2.8 Ma(95% conf, from coherent group of 31)

0

40

80

120

160

200

240

280

320

Ag

e

box heights are 2

TuffZirc Age = 143.00 +2.35 -2.01 Ma

(97.9% conf, from coherent group of 16)

TuffZirc Age = 143.00 +2.35/-2.1 Ma(95% conf, from coherent group of 16)

CCP 54, Circones

CCP 54, Titanita

Figura 20. Microfotografías (nícoles cruzados y paralelos) y diagramas TuffZirc de muestra CCP 54, bandas de anfibolitas foliadas en las Granulitas y Anfibolitas de Cabo Jara. La datación en circones indica la edad de cristalización del protolito ígneo mientras que la datación en titanita refleja el metamorfismo asociado a la deformaciónn de cizalle dúctil del Cretácico inferior

Plutón Vireira

Plutón Colupito

Michilla-Lince

Figura 21. Mapa mostrando la distribución de los afloramientos del plutón Vireira-Colupito, aflorante al E de Michilla y datos geocronológicos U-Pb de muestra datada (CCP 14, diagrama TuffZirc y gráfico de densidad de probabilidades)

ca 150 Ma

ca 162 Ma

25 km

Sedimentos cenozoicos

Rocas sedimentariasDel Jur sup‐Cret inf

Plutones Jurásicos 

Complejos básicos de Morro Moreno‐Bolfín‐Coloso (180‐150 Ma)

Formación La Negra (180‐170 Ma)Complejos Metamórficos de  Penisula de Mejillones

Figura 22. Mapa geológico simplificado de la región de Antofagasta y Península Mejillones (González, 1999) mostrando la fuerte inclinación hacia el oeste que caracteriza a la formación La Negra al este de Antofagasta. Notar que, al norte de Mejillones y hasta la zona de Michilla las capas aparecen, en cambio, inclinadas hacia el norte

Falla Salar del Carmen

Falla MititusFalla Aeropuerto

Falla Salar del Carmen

Falla Sa Valenzuela

W

E

Carta Mejillones

Carta Baquedano

Figura 23. Sección estructural compuesta de la Cordillera de la Costa de Antofagasta incluyendo perfiles publicados en las cartas geológicas Mejillones-Península de Mejillones (Cortés et al, 2007) y Baquedano (Basso, 2004). Notar el manteo generalizado hacia en oeste en la formación La Negra, el enorme “espesor” de la secuencia volcánica y las fallas normales de alto ángulo inclinadas al este. Una estructura de este tipo sólo se podría explicar por rotación de bloque en estilo dominó,limitados por fallas normales lístricas que convergen en profundidad con una falla normal de bajo ángulo (detáchment” extensional) inclinada suavemente hacia el este (ver Figura 25)

L Cretaceous plutonic complexes,c.130 -106 Ma

Monardes-Moradito, c.138 Ma

U Jurassic sill complexes, c.160 Ma

U Jurassic plutonic complexes,c.190 ma

L Jurassic plutonic complexes

Triassic plutons, c.230-217 Ma

Permian plutons, c. 282 Ma

Figura 24. Mapa geológico simplificado de la Cordillera de la Costa entre Taltal y Caldera. En celeste los afloramientos de la Formación La Negra. La fallas que aparecen (figura derecha) indicadas como TFS (“Tigrillo Fault System”) corresponden a fallas normales subhorizontales que, en muchos lugares forman el contacto basal de la formación La Negra (Grocott y Taylor, 2002)

Chañaral

Caldera

Taltal

EW

Figura 25. Modelo 3D de un sistema extensional asociado al movimiento de paneles discretos limitados por fallas normales planares que convergen en profundidad con una falla lístrica (Wernicke y Burchfiel, 1982; Faulds et al, 2002). La extensión produce la rotación de bloques en estilo dominó y en ausencia de capas guías (como es el caso en la formación La Negra) generan un aparente “homoclinal” o “monoclinal” donde, en realidad. la secuencia estratigráfica está varias veces repetida. Cambios en la magnitud de desplazamiento y/o inclinación de las fallas pueden crear problemas de espacio . Estos se resuelven a través de la formación de un sistema pliegues. Este modelo es consistente con las relaciones de campo que se observan en los afloramientos de la formación La Negra inmediatamente el este de Antofagasta.

Acantilado Costero al N de  Mina Mantos de La Luna

Costa al N de Caleta Michilla

W

W

E

E

Figura 26. Fotografías de campo de la zona costera al norte de Michilla ilustrando en manteo hacia el este que caracteriza, en esa zona, a los afloramiento de la formación La Negra

Figura 27. Zona de transferencia entre dos sistemas de hemigrabens de polaridad alternante (Paul & Mitra, 2013, AAPG Bull). Este sistema, basado en ejemplos del Valle del Rift de Africa oriental podría ser aplicado al caso de la Cordillera de la Costa de Antofagasta, explicaría el cambio observado en la inclinación de las capas al norte y sur de una zona de transferencia oblicua.Esta se ubicaría en la zona de Michilla donde se observa un sistema de fallas de orientación NE-SW (ie. fallas Tames, Muelle…) que cortan a las fallas NS, inclinadas al este, que dominan la arquitectura estructural entre Tocopilla y Antofagasta. En el caso de Antofagasta la magnitud de la extensión sería mucho mayor que la indicada en modelo lo cual es necesario para expliacar la fuerte inclinación al W al sur y E, al norte de la zona de transferencia

Zona de Transferencia (Michilla)

Figura 28. Modelos de cizalle cortical y rifting ( tomado de Ziegler y Cloteingh, 2004): En el caso de la “cuenca de La Negra” la extensión se habría producido por cizalle puro o un mecanismo “combinado” con rotación de bloques corticales sobre un “detáchment” (falla normal de bajo ángulo) cuyo manteo, a escala regional, varía a lo largo del rumbo.

1) Corinth Stage(Rigo et a, 1996, Sorel, 2000, Tiberi et al,2000

3) Naxos Stage(Gautier et al, 1993)

2) Tinos Stage(Jolivet and Patriat, 1998)

migmatites

Fm La Negra

Granulitas/anfibolitas de Cabo Jara y C° Bolfín

Modelo para la Extensión Jurásica en el Norte de Chile

Brittle crust

Brittle‐ductile transition

Ductile crust

Figura 29. Evolución del complejo de núcleo metamórfico (“corecomplex”) mioceno del Egeo mostrando secciones con diferente magnitud de la extensión (Jolivet, 2001).

-Relaciones como las observadas entre las Granulitas de Cabo Jara, las Metadioritas de Cerro Bolfín y la formación La Negra se pueden lograr en etapas avanzadas de extensión (“i e Naxos Stage”) cuando el desplazamiento del boque colgante (superior) sobre el “detáchment” basal pone en contacto directo niveles altos de la corteza con rocas ubicadas, originalmente bajo el límite de la zona de transición frágil-dúctil (BDT).

Rango de nuevas edades U/Pb entre Tocopilla y Antofagasta

Dataciones 39Ar/40ArFm La Negra

Oliveros et al, 2006,

Figura 30. Gráfico de edades 39Ar/40Ar vs latitud para rocas volcánicas e intrusivas jurásicas de la Cordillera de la Costa entre los 18°y 28°S (Oliveros et al (2006).Estas edades son sistemáticamente más jóvenes que las indicadas por las dataciones U-Pb en circones, y registran probablemente el efecto térmico del colapso extensional del sistema volcánico de La Negra entre los 155-150 Ma

Figura 31- Esquema que muestra la formación de la depresión tectónica del Estrecho de Bransfiled, al este de la Península Antártica por ruptura y colapso extensional plioceno de arco magmático (Galindo Zaldívar et al, 2004). En sólo 3 Ma, la extensión, gatillada por procesos de “trench rollback” llegó a separar el bloque de las Shetlands del Sur de la Península Antártica debido al adelgazamiento extremo de la corteza del arco. Notar como la extensión está acompañada por rotación de bloques, sobre falla normal de bajo ángulo inclinada al oeste y emplazamiento de magmas básicos en el eje del rift recién formado. En el caso del Jurásico en la región de Antofagasta, el bloque externo, occidental, habría sido removido por erosión por subducción

160 Ma 150140130120110

Pl Vireira -Colupito(150Ma)

Pl Los Cristales C° FortunaLas Toscas

(149 -147 Ma)

Pl Varillas-Queb Mateo143-41 Ma) Cizalle

(dúctil)Sinistral

ColapsoExtensional

MichillaMantos Blancos

Pórfidos (Dac-Gd)C° Colorete (143 Ma)Sa Valenzuela (143 Ma)Antucoya (140 -136 Ma)

Figura 32. Diagrama de densidad de probabilidades, edades U-Pb de rocas intrusivas y volcánicas del Jurásico medio al Cretácico inferior, Cordillera de la Costa entre Antofagasta y Tocopilla, indicando los principales eventos tectónicos, magmatismo y mineralización, ocurridos entre los 160-135 Ma Ma

Puntillas (133 Ma)

Galenosa (124 Ma)

Granulitas/anfibolitas de Cabo Jara

Plutón C° Varillas

(143 Ma)

Plutón Los Cristales(147 Ma)

Plutón Queb Mateo

(142 Ma)

Plutón Las Toscas

(148 Ma)

Gabro Coloso

Granulitas máficas y Anfibolitas de Cabo Jara

Metadioritas (Ortoanfibolitas) de

C° Bolfín

Figura 33. Extracto del Mapa Geológico mostrando la distribución de intrusivos del Jurásico superior-Cretácico inferior aflorantes al sur de Caleta Coloso

23 ±

142,8±1,4 Ma

152,9±4 Ma

151,7±2,9 Ma

140±4 Ma

148±17Ma

128±9 Ma

137±6 Ma

149,3±1,4 Ma

138±3 Ma

145±10Ma

Lineación

FallaFranjas de

ultramilonitas

Tonalitas isotrópicas

Tonalitas con foliación magmática

Rocas de caja del PCC

23°50’

24°00’

24°05’

24°15’

5km

Zona de cizalle dúctil

Plutón Los Cristales

Foliación de flujomagmático

Foliación enultramilonitas

Edad K/Ar, Hb,

Edad K/Ar Biot

Edad Rb/Sr

151,7±3,2 Ma

CCP 57

Figura 34. A): Mapa estructural del plutón Los Cristales (González, 1999), B) (1) Diagrama Tera-Wasserburg, (4) Gráfico TuffZirc de la muestra CCP57 (tonalita cataclástica de hornblenda y biotita) del borde oriental del plutón, cerca de la falla Caleta Coloso. Las edades K/Ar y Rb/Sr son las indicadas por González (1999)

A B(1)

B(2)

Fase1:> 153 Ma?, cizalle dúctil, 15 km de profundidad

Fase 2 : Plegamiento de la zona de cizalle e intrusión del stock

Fase 3 : Inyección de magma en la zona de cizalle, formación de una cámara magmática

Fase 4 : Expansión y consolidación del plutón (143-145 Ma)

Conducto alimentador de magma

Stock

Tranpresiónsinistralen el borde del plutón

N

Figura 35. Modelo indicando el mecanismo de emplazamiento del plutón Los Cristales en una zona de cizalle dúctil, sinistral (González,1999). Nuestros dato indican que las zonas de cizalle dúctil estuvieron activas, principalmente después del emplazamiento del intrusivo.

Susana Lince Buena Vista

Figura 36. Secciones simplificadas de algunos de los yacimientos del Distrito Michilla (Kojima et al, 2003). Las diferentes familias de intrusivos y cuerpos de brechas se emplazan a lo largo de fallas normales, son “antitéticas” a la inclinación (al norte) de las capas de la formación la Negra que forman parte del “Monoclinal de Michilla”.

Mejillones

Mantos Blancos

Granodiorita Alibaud (148 Ma)

Estratos de Rencoret

Pl Galinazo 250.245Ma)

Diques y cuerpos hipabiales(148-147 Ma)

Fm Sierra El Tigre (Dev-Carb)

Figura 37. Bloque diagrama mostrando la distribución de los afloramientos de la Granodiorita Alibaud (ca 148 Ma) y los numerosos pequeños stocks y diques del Cretácico inferior (148-147 Ma) que afloran en las cercanías de Mantos Blancos

Metamorfismo (anhidro) en facies

de granulitas. Reequilibrio de

minerales

Emplazamiento del plutón Los

Cristales (147 Ma)

Metamorfismo dinámico

sobreimpuesto

110-100 Ma

1000

800

600

400

200

0

1200

T (°C)

Intrusion de protolito grabroico

(155Ma)

Cizalle dúctil sinistral

Anfibolitización. Introducción

tectónicamente controlada, de

fluidos

Alzamiento/enfriamiento por debajo de T° de

cierre de trazas de fisión en apatita

Figura 38 . Evolución metamórfica de la Granulitas de px/anfibolitas de Cabo Jara en un gráfico Temperatura /Tiempo (basado en Lucassen y Franz, 1992, modificado)

Tiempo

0

1

2

130135140145150155160165170175

Pro

bab

ilid

ad R

elat

iva

Edad (Ma)

(2)

Molibdenita (Re/Os)

Albita (40Ar/39Ar)

Pórfidos Antucoya indif(U/Pb, AMSA, n=5)

Dacitas albitizadas(fm La Negra)

Fm La Negra

“central”

Pl

Colupito

Pl

Vireira

(150 Ma)

Pl

Astoreca

(174 Ma)

Sec Volc

C° Cortina

(92-83 Ma)Dania

Ivannia

Figura 39. (1) Mapa geológico de la zona de Antucoya mostrando la relaciones entre los intrusivos mineralizados con la formación La Negra y las trazas de falla Salar del Carmen, estructura post mineral. (2) Edades radiométricas disponibles para el yacimiento

Monzodioritasde px‐bt (174 Ma)

Pórfidos Antucoya(142‐136 Ma)

(1)

Dacitas jurásicas de la Fm. La Negra (U/Pb 171 Ma) ,alteradas a albita (40Ar/39Ar 140 Ma)

Pórfido daciandesítico de hornblenda (U/Pb 140 Ma) con alteración potásica y anhidrita 

Figura 40. Microfotografías de muestras datadas de las rocas de caja (formación La Negra) y pórfidos asociados a la mineralización de Antucoya

Fm El Way

Granulitas/Anfibolitas de Cabo Jara(155 Ma)

Plutón C° Cristales(147 Ma)

Gabro Coloso(ca 150 Ma?)

Plutón C° Varillas

Figura 41. Segmento de la Carta Geológica Antofagasta-Punta Tetas (esc 1:100.000, González y Niemeyer, 2005) mostrando al relación de contacto, a través de la falla Caleta Coloso entre las formaciones Coloso y El Way con los complejos intrusivos y metamórficos jurásicos de la zona costera de Caleta Coloso-Cerro Bolfín.

Fm Caleta Coloso

Lombriz Fm

La Negra Fm

Cu Cu grano-diorite

gabbro& gneiss

Tableado Fm (marine carbonates)E

500 m

W

1 km

Coloso Fm

Figura 42. Asociaciones de facies y relaciones estratigráficas entre las secuencias sedimentarias que forman el rellenode la Cuenca Coloso (Flint et al, 2000). La formación Caleta Coloso aparece dividida aquí en dos unidades :Coloso(inferior) y Lombriz (sup). Esta última engrana, en parte con los niveles marinos, fosilíferos (Hauteriviano-Barremiano) dela formación El Way (fm “Tableado”). Los depósitos de Cu estratoligados de Caleta Coloso se ubican en un nivel deconglomerados, con clastos de granodioritas en el techo del nivel inferior

Antofagasta

Jurassicvolcanics

Alluvial Fan

Coloso IgneousComplex

SubaqueousSheetflows

Fm El Way(Hauteriviano-

Baremiano(132-125 Ma)

Fm “Lombriz”(Titoniano?-Hauteriviano

(135?-125 Ma)

Figura 43. Reconstrucción paleogeográfica y direcciones de aporte de las secuencias sedimentarias de la cuenca de Caleta Coloso-El Way , durante el Cretácico inferior ( ver Flint et al, 2000).

Hiatus, Dic

Formación Estación Montevideo(Oxfordiano-Titoniano)

(163-152 Ma)

Formación Punta Barranco(Berriasiano?-Albiano)

145-100 Ma)

Formación Oficina Viz(Sinemuriano-?-Bajociano)

199?-170 Ma)

Gru

po

Hu

anta

jaya

Hiatus, Disc

Formación Punta Barranco(Berriasiano?-Albiano)

145-100 Ma)

Figura 44. Columna estratigráficageneralizada de la Cordillera de La Costade Iquique ( Blanco et al, 2012). Laformación Oficina Viz = fm La Negra yniveles sedimentarios marinos del GrupoHuantajaya (Bajociano-Titoniano ?) estáncubiertos por secuencia continentalesrojas y rocas volcánicas, que afloranhacia el este y , que en conjunto fueronatribuidas a la formación Punta Barranco.Las unidades sedimentarias, occidentalesse pueden correlacionar con lasformaciones Caleta Coloso y El Way.Según Blanco et al (2012) la formaciónPunta Barranco se habría acumulado endepresiones tectónicas, algunas de lascuales están limitadas por fallas normalesde rumbo EW

Antofagasta

Falla Salar del Carmen

Falla Caleta Coloso Falla MititusFalla Sargento Aldea

Falla SierraValenzuela

Falla Ercilla

Falla Bolfín

Falla Caleta Herradura

Falla Mejillones

Figura 45. Las fallas mayores del Sistema de Fallas de Atacama en la región cercana a Antofagasta. La mayoría de ellas muestra evidencias de actividad neotectónica (i.e, Allmendinger y González, 2009)

Figura 46 . Un ejemplo de fallas frágiles asociadas al Sistema de Fallas de Atacama, activas en el Cretácico inferior entre los 130 y 120 Ma: El DuplexCaleta Coloso (figura de Mitchell y Faulkner, 2009)

Figura 47. Edades Rb/Sr, 39Ar/40Ar, K/Ary trazas de fisión en rocas afectadas pordeformación frágil en las cercanías de lasfallas mayores del sistema de Fallas deAtacama, (Olivares et al (2010). La bandagris indica la edad estimada para laformación del Dúplex Caleta Coloso entrelos 126 y 118 Ma. Para comparación se haincluido se ha incluido el rango de lasedades 39Ar/40Ar obtenidas por Oliveros etal (2006) en rocas volcánicas de laformación La Negra.

Estratos de Quebrada San Cristóbal

(98-93 Ma)

FormaciónQuebrada Mala

(72-66Ma)

C° Palestina

Mantos Blancos

Salar Mar Muerto

Figura 48. Bloque diagrama mostrando la distribución de los afloramientos de intrusivos y rocas volcánicas del Cretácico superior (Estratos de Quebrada San Cristóbal, formación Quebrada Mala, Batolito Zanelli) en la zona entre el Salar Mar Muerto-Cuevitas y Lomas Bayas

Lag Seca deCuevitas

Batolito Zanelli,(70-66 Ma)

Lomas Bayas

Figura 49Bloque diagrama de la Cordillera de la Costa ala latitud de Mejillones-Antofagasta (23ºS)mostrando la geometría de las fallas normalesactivas inclinadas al este. La falla Mejilloneses interpretada como un falla lístrica quemarca el límite entre los afloramientos de laformación La Negra y los complejosmetamórficos de Península de Mejillones(comparar con la Figura 25) mientras que lasfallas ubicadas más al este son consideradascomo fallas en estilo dominó que podríanresultar de la reactivación de fallas normalesplanares jurásicas. Los círculos rojoscorresponden a focos de las réplicas del sismode Tocopilla (Noviembre 2007). Vista hacia elsur. (Allmendinger y González, 2009)

Figura 50 Sección estructural a través del margen continental ente la Cordillera de la Costa y la Fosa de Chile Perú a la latitud de Antofagasta. El perfil ilustra el proceso de erosión por subducción y las relaciones entre éste y la actividad neotectónica (fallas normales inclinadas al este) en el borde costero ((von Heune y Ranero, 2003).