Formación Cerro Rojo: cuenca pull-apart del Cretácico Inferior y su relación con el Sistema de Fallas de Atacama (21°S, Chile) Fernando Sepúlveda*, Paulina Vásquez. Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile. * email: fernando.sepulveda@sernageomin.cl Resumen. La Formación Cerro Rojo corresponde a una secuencia sedimentaria clástica continental, compuesta por areniscas y limolitas que varían lateralmente a brechas sedimentarias. Esta unidad fue depositada durante el Cretácico Inferior, en una cuenca de pull-apart vinculada la terminación septentrional del Sistema de Fallas de Atacama. Las características sedimentológicas y las direcciones de aporte permiten inferir un paleorelieve con un alto topográfico hacia el oeste del área de estudio, con una paleopendiente regional hacia el sur-suroriente. Los detritos que alimentaron a esta cuenca derivaron de la erosión de las unidades jurásicas que afloran en las inmediaciones. Las edades y composición de los clastos incluidos en esta formación evidencian la exhumación y erosión de niveles más profundos del Jurásico Superior al momento de la depositación de esta unidad. Palabras Claves: Cuenca pull-apart cretácica, Sistema de Fallas de Atacama. 1 Introducción Los afloramientos de la Formación Cerro Rojo se ubican a 7 km al sur de la ciudad de Iquique, entre el acantilado costero y el extremo noroccidental del salar Grande. Se encuentran limitados por estructuras que pertenecen al Sistema de Fallas de Atacama (SFA; Arabasz, 1968), cuya traza principal posee una orientación aproximada NNWSSE. Los afloramientos de esta unidad están compuestos por rocas sedimentarias clásticas de color rojo y de origen continental, las cuales han sido comúnmente asignadas al Cretácico (e.g., García, 1967; Reijs y McClay, 1998; Chong et al., 1999) o al Jurásico Superior-Cretácico Inferior (e.g., González et al., 2003). Sin embargo, la relación estratigráfica entre esta unidad y las demás unidades mesozoicas que afloran en el sector es incierta, ya que sus contactos son tectónicos. Además, no existen antecedentes bioestratigráficos ni geocronológicos que permitan precisar la edad de esta unidad. En este trabajo, se presentan antecedentes sedimentológicos, estructurales y geocronológicos que permiten constreñir la edad de la Formación Cerro Rojo (Sepúlveda et al., 2015) y, además, establecer que su depósito se llevó a cabo en una cuenca pull-apart ligada al SFA. 2 Formación Cerro Rojo 2.1 Definición Corresponde a una sucesión de rocas sedimentarias clásticas de color rojo y de origen continental, conformada por facies de brechas sedimentarias con intercalaciones de conglomerados y areniscas subordinadas (a), la que se interdigita con facies de areniscas y limonitas, con intercalaciones de conglomerados (b). Esta interdigitación se observa al menos en dos localidades inmediatamente al este del Gran Escarpe Costero: al noroeste del cerro Rojo y al este de punta Patache, e indica que ambas facies son contemporáneas. Los afloramientos de esta formación cubren ca. 15 km2 y se distribuyen en la porción más occidental de la cordillera de la Costa. La facies de brechas se expone tanto en el margen occidental de la cordillera de la Costa, frente a punta Patache, como en el Gran Escarpe Costero, frente a punta Patillos. Por otro lado, la facies de areniscas se dispone en los afloramientos orientales, al norte del cerro Rojo y directamente al oeste del salar Grande. Cabe destacar que los afloramientos de esta unidad se encuentran confinados por fallas que son parte del SFA, cuya traza principal es denominada en el área de estudio como Falla Salar Grande (Chong et al., 1999; González et al., 2003). La base de la unidad no está expuesta. En los afloramientos de la facies de brechas sedimentarias expuestos en el Gran Escarpe Costero, la Formación Cerro Rojo está cubierta en discordancia de erosión y angular por depósitos sedimentarios oligo-pliocenos (Sepúlveda et al., 2015). Por otra parte, al norte del cerro Rojo, la facies de areniscas y limolitas de esta unidad está intruida por diques de andesitas basálticas y microdioritas de probable edad cretácica. En este trabajo, el espesor mínimo calculado para la facies de areniscas de la Formación Cerro Rojo es de aproximadamente 1.700 m. Asimismo, el espesor mínimo estimado para la facies de brechas de esta unidad es de aproximadamente 1.500 m. Villemur (1962) y Pérez (1963) asignaron las facies de areniscas y limolitas de la Formación Cerro Rojo a la Formación Atajaña (Cecioni y García, 1960), la que tiene una edad cretácica inferior (Fuentes et al., 2013) y aflora en la región de Tarapacá, al norte del área de estudio. Sin embargo, las características litoestratigráficas y la extensión areal de esta facies, además de su interdigitación con la facies de brechas, permiten agruparlas y definirlas, en conjunto, como una unidad formacional nueva. La Formación Cerro Rojo se correlaciona litológica y cronológicamente con las formaciones Atajaña y Caleta Coloso (Brüggen, 1950; García, 1967), esta última expuesta en la cordillera de la Costa de la Región de Antofagasta. La Formación Cerro Rojo está en contacto con la Formación Punta Barranco, unidad volcanosedimentaria del Cretácico Inferior (Barremiano-Albiano) que aflora en el área de estudio (Vásquez y Sepúlveda, 2013). A pesar de la posible contemporaneidad entre ambas unidades, no ha sido posible establecer un orden estratigráfico entre éstas. 2.2 Litología (a) Areniscas. Esta facies se encuentra bien preservada al norte de cerro Rojo, constituyendo una secuencia de areniscas gruesas a muy finas, de color rojo, con escasos conglomerados finos a medios y limolitas, con un espesor total de 1.490 m (Fig. 1). A partir de la base, afloran aproximadamente 230 m de areniscas de grano medio a grueso, mal seleccionadas, presentan estratificación cruzada, laminación y estructuras de carga, varían entre feldespáticas y líticas, con dominio de fragmentos líticos de origen volcánico (andesitas). Esta sección contiene intercalaciones de areniscas medias a muy finas y de areniscas de guijarro, y lentes de limolitas, de conglomerados muy finos a medios y de brechas sedimentarias muy finas. Los conglomerados presentan imbricación que indica flujo hacia el sur-sureste. En los 860 m superiores, la secuencia es granodecreciente y predominan areniscas finas a muy finas con laminación milimétrica e intercalaciones de capas centimétricas de areniscas de guijarro. Las areniscas corresponden a arenitas feldespáticas, litarenitas, grauvacas líticas y grauvacas feldespáticas mal seleccionadas. Las areniscas de guijarro presentan clastos centimétricos, redondeados, de escorias andesíticas en una matriz de grano fino a muy fino. En los últimos 400 m de esta sección se mantienen las características composicionales y granulométricas, pero se presentan estructuras sedimentarias tales como estratificación cruzada en artesa, lineaciones y ondulitas. Hacia el techo aparecen capas de aproximadamente 12 m de espesor de conglomerados monomícticos, clastosoportados que varían a matriz-soportado en sus bases, compuestos por clastos centimétricos redondeados (media de 7 cm), subesféricos a oblatos, de daciandesitas porfídicas. A los pies del cerro Carrasco, al este de la traza de la Falla Salar Grande, afloran 5 m de conglomerados clastosoportados, polimícticos, con mala selección, cuyos clastos tienen formas subesféricas, redondeadas a subredondeadas. Inmediatamente al norte de la salina Pampa Nevada, entre el salar Grande y el cerro Carrasco, aflora una secuencia de 1.700 m de espesor de areniscas grises rojizas, bien seleccionadas, de grano medio, con clastos subangulosos a subredondeados, matriz soportadas y pobre laminación. La matriz corresponde a micrita (10%) y los clastos están compuestos por cuarzo (~55%), feldespatos (~20%), líticos metamórficos (~8%), opacos (5%) y líticos volcánicos andesíticos (~2%), con escaso cemento de óxidos de hierro bordeando los clastos. (b) Brechas sedimentarias. Se exponen principalmente en el flanco occidental de la cordillera de la Costa, y presentan una relación de engrane con la facies de areniscas. En el Gran Escarpe Costero, frente a la localidad de punta Patache, estas brechas son gruesas, de color rojizo, bien consolidadas con mala selección, clastosoportadas y presentan clastos subangulosos a angulosos, de tamaño métricos a centimétricos, con lentes de arenisca gruesa roja. La matriz es de arenisca media a muy gruesa y los clastos corresponden a lavas andesíticas, pórfidos andesíticos, intrusivos granodioríticos a monzoníticos y tobas. Se observa laminación en los lentes de areniscas. En afloramientos que se ubican en el tramo de la ruta de la Sal que bordea el Gran Escarpe Costero, se observan intercalaciones de areniscas rojas finas laminadas en las brechas sedimentarias que muestran la interdigitación entre estas dos facies. En este lugar, las capas de areniscas alcanzan entre 5 y 40 cm de espesor, y presentan escasas intercalaciones de arcosas de color blanco, de 0,5 a 1,0 cm de espesor, compuestas exclusivamente de plagioclasas. 2.3 Geocronología Una datación U-Pb SHRIMP en una arenisca de la parte media de esta formación, entregó una edad máxima de 144,8±1,4 Ma (Berriasiano) para el inicio de la depositación de esta formación, con dos poblaciones de edades más antiguas (ca. 150 Ma y 156 Ma, Jurásico Superior). Además, fue datado por el mismo método un clasto de toba presente en las brechas sedimentarias de esta unidad, del que se obtuvo una edad de 156,5±2,1 Ma. 3 Discusión 3.1 Ambiente de depositación El escaso a nulo retrabajo de la facies de brechas sedimentarias y la ausencia de estructuras internas (e.g., laminación), permite interpretar a esta facies como flujos de detritos de alta energía, posiblemente depositados muy cerca de su fuente. Las características de la facies de areniscas evidencian procesos de transporte, hacia el sursureste, por flujos tractivos turbulentos en ambiente fluvial. Dadas las estructuras sedimentarias y el carácter granodecreciente de la sucesión, se postula que el ambiente fluvial evoluciona a un ambiente lacustre de baja energía. En las últimas etapas, el registro de ondulitas, laminación y estratificación cruzada sugiere una transición a un ambiente fluvio-lacustre, probablemente tipo delta. La distribución de las facies de la Formación Cerro Rojo muestra la interacción entre un sistema sedimentario fluvial, de carácter axial o longitudinal, y un sistema de flujos de detritos proximal de borde de cuenca, situado en el sector occidental. Además, el sistema fluvial axial presenta direcciones de transporte de sedimentos hacia el sur-sureste y evoluciona a condiciones lacustres. Lo anterior, sugiere una configuración paleogeográfica con un alto topográfico ubicado al oeste y con un sistema fluvial axial con una paleopendiente hacia el sur-sureste. Esta última dirección es la misma que presenta la traza de la Falla Salar Grande, lo que deja en manifiesto el control tectónico de la cuenca. Por otra parte, la abundancia de clastos de escoria volcánica y andesitas sugiere la presencia de un centro de emisión volcánico contemporáneo en las cercanías de la cuenca de depósito de esta unidad. 3.2 Exhumación post-Jurásico Superior Las poblaciones de edad de la arenisca datada, junto a la presencia de clastos de monzonitas en las dos facies de la Formación Cerro Rojo, evidencian la exhumación y erosión de intrusivos del Jurásico Superior al momento de su depositación. Al norte del área de estudio, la depositación de la Formación Punta Barranco, del Cretácico Inferior, también se llevó a cabo en cuencas estructurales de carácter extensional en forma posterior, o sincrónica, a la exhumación de unidades del Jurásico Superior (Sepúlveda y Vásquez, 2009). Esta similitud en la génesis de ambas formaciones, junto con las evidencias de volcanismo en la Formación Cerro Rojo, sugiere una relativa contemporaneidad entre ambas unidades. No obstante, los detritos de la Formación Punta Barranco están compuestos mayoritariamente por andesitas y cuerpos hipabisales coetáneos, sin registrarse clastos de intrusivos del Jurásico Superior (Vásquez y Sepúlveda, 2013). Lo anterior, se debería a una exhumación regional diferencial, la que se incrementa hacia el sur, exponiendo niveles corticales más profundos. 3.3 SFA y desarrollo de cuencas pull-apart En la zona de estudio, el SFA forma una serie de estructuras de orientación N-S que nacen desde su traza principal, la que corresponde a la Falla Salar Grande. Los afloramientos de la Formación Cerro Rojo forman un romboedro alargado en dirección NNW-SSE, que se enmarca dentro de estas estructuras. La distribución de litofacies y características depositacionales de esta unidad, junto a distribución espacial de las estructuras asociadas a ésta, permiten inferir que esta unidad se desarrolló en el marco de una cuenca estructural, tipo pull-apart, vinculada a la actividad de la Falla Salar Grande durante el Cretácico Inferior. La generación de brechas sedimentarias estaría relacionada, probablemente, a la actividad de la falla del borde occidental de esta cuenca. El desarrollo de una cuenca pull-apart, en el Cretácico Inferior, que alberga secuencias sedimentarias de similares características, ya ha sido documentado en la región de Antofagasta para la Formación Caleta Coloso (Rojas, 2009). La cuenca de depósito de esta unidad también está asociada directamente a las ramas principales del SFA y la distribución de las litofacies gruesas y finas es la misma que en la Formación Cerro Rojo. Lo anterior, sugiere que el desarrollo de cuencas pull-apart ligadas al SFA correspondería a un rasgo distintivo dentro de las cuencas del Cretácico Inferior en el norte de Chile. Agradecimientos GORE-Tarapacá, Nicolás Blanco, Andrew Tomlinson, Andrés Quezada, Teresa Jordan, Gabriel González y C.M. Fanning. Los resultados presentados en este trabajo corresponden a datos obtenidos en el marco del levantamiento geológico de las Cartas Patillos - Oficina Victoria, desarrollado por el Plan Nacional de Geología del Sernageomin. Referencias Arabasz, W.J. 1968. Geologic structure of the Taltal area, northern Chile, in relation to the earthquake of December 28, 1966. Bulletin of the Seismological Society of America 58( 3): 835842. Brüggen, J. 1950. Fundamento de la Geología de Chile. Instituto Geográfico Militar: 374 p. Cecioni, G.; García, F. 1960. Observaciones geológicas en la cordillera de la Costa de Tarapacá. Instituto de Investigaciones Geológicas. Boletín Nº6: 28 p. Santiago. Chong, G.; Mendoza, M.; García-Veigas, J.; Pueyo, J.L.; Turner, P. 1999. Evolution and geochemical signatures in a Neogene forearc evaporítica basin: The Salar Grande (Central of Chile). Palaegeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 151: 39-54. Fuentes, G.; García, M.; Sepúlveda, F.; Vásquez, P. 2013. Early Cretaceous continental sedimentation in the Coastal Cordillera (Atajaña Formation), Northern Chile. AGU Fall Meeting, abstract EP53A-0774. García, F. 1967. Geología del Norte Grande de Chile. In Symposium sobre el Geosinclinal Andino No. 3, Sociedad Geológica de Chile: 138 p. Santiago. González, G.; Cembrano, J.; Carrizo, D.; Macci, A.; Schneider, H. 2003. The link between forearc tectonics and PlioceneQuaternary deformation of the Coastal Cordillera, northern Chile. Journal of South American Earth Sciences 16: 321-342. Pérez, G. 1963. Informe geológico preliminar de la mina Los Pericos. Instituto de Investigaciones Geológicas. Iquique: 4 p. Reijs, J., McClay, K., 1998. 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