formación calama: estratigrafía e implicancias tectónicas, eoceno, ii

UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003
FORMACIÓN CALAMA, EOCENO, II REGIÓN DE ANTOFAGASTA
(CHILE): ESTRATIGRAFÍA E IMPLICANCIAS TECTÓNICAS
BLANCO, N.1, TOMLINSON, A.J.1, MPODOZIS, C.2, PÉREZ DE ARCE, C. 1 Y MATTHEWS,
S. 1.
1
Servicio Nacional de Geología y Minería. Av. Sta. María 0104, Providencia, Santiago.
nblanco@sernageomin.cl; atomlins@sernageomin.cl; smatthews@sernageomin.cl; cperezde@sernageomin.cl
2
Sipetrol. Av. Vitacura 2736, Santiago.
cmpodozis@sipetrol.cl
INTRODUCCIÓN
En el norte de Chile existen extensos afloramientos de gravas y sedimentos poco consolidados de
edad terciaria, los cuales, generalmente, han sido atribuidos al Mioceno ("Gravas de Atacama").
Sin embargo estudios recientes han demostrado que la acumulación de esos sedimentos comenzó
durante el Paleógeno en relación directa con pulsos discretos de actividad tectónica ocurridos
durante el Terciario. Uno de estas unidades corresponde a la Formación Calama, expuesta en
aisladas colinas que sobresalen de la altiplanicie de Calama (Figura-1), donde fue definida por
Naranjo y Paskoff (1981). Esos autores, de igual modo que Marinovic y Lahsen (1984) le
atribuyeron una edad miocena, aunque, posteriormente, May (1997) la asignó al OligocenoMioceno Inferior a pesar de no contar con antecedentes cronológicos directos. En esta
contribución presentamos nuevos datos estratigráficos y geocronológicos 40Ar/39Ar y K/Ar que
permiten precisar su edad , eocena, y comprender el ambiente de depositación y el régimen
tectónico dominante durante la sedimentación.
TRABAJOS PREVIOS Y RELACIONES ESTRATIGRAFICAS
Naranjo y Paskoff (1981) indicaron que la Formación Calama, en su localidad tipo, descansaría,
discordantemente, sobre volcanitas de la Formación Moctezuma (Jurásico Inferior a Medio,
Harrington, 1961 en Naranjo y Paskoff, 1981), y estaría cubierta, discordantemente, por calizas
de la Formación El Loa (Fuenzalida, 1957 en Marinovic y Lahsen, 1984). Posteriormente,
Marinovic y Lahsen (1984) incluyeron en la unidad a conglomerados que afloran en el rajo de
Mina Sur, en el pique de exploratorio de la mina Radomiro Tomic, y en las quebradas Corral y
Honda, 50 km al norte de la localidad tipo. Dichos autores le asignaron un edad Mioceno MedioSuperior sobre la base de una edad en una toba de ca. 8 Ma en el rajo de Mina Sur y su posición
estratigráfica sobre gravas atribuidas al Oligoceno-Mioceno Medio expuestas en quebrada
Honda. Por otro lado, May (1997) asignó a esta formación conglomerados expuestos en las
nacientes de quebrada Yalqui, aproximadamente 50 km al ENE de la localidad tipo. Dichos
conglomerados presentan una intercalación de toba (retrabajada?) con edad de 30,15 ± 0,26 Ma
(40Ar/39Ar en biotita) y subyacen, discordantemente, a una secuencia sedimentaria clástica
(Formación Lasana; May, 1997) que contiene una toba de 19,62 ± 0,36 Ma (40Ar/39Ar en biotita;
May, 1997). Esos antecedentes llevaron a May (1997) a sugerir, para ella, una edad OligocenoMioceno Inferior
Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.
Observaciones realizadas por los autores indican que las lavas sobre las cuales se apoyaría
discordantemente la formación en su localidad tipo, como lo describieran los autores antes
citados, corresponden a flujos lávicos intercalados en la porción basal de la secuencia, cuya base
no está expuesta. La formación subyace, en discordancia angular, a limolitas rosadas de la
Formación Jalquinche, del Mioceno Inferior-Medio (May, 1997).
ESTRATIGRAFÍA Y ESTRUCTURA
Los afloramientos de La Formación Calama en el cerro homónimo están afectadospor un sistema
de pliegues de interferencia, de ejes E-W y NNE, y alcanzan, localmente, manteos de hasta 53º (1
km al W de Jalquinche). En cerro Milagro, afloran conglomerados con lavas andesíticas
intercaladas, cortados hacia el norte por una falla que los pone en contacto con granitos
paleozoicos. La Formación también aflora en Morros los Cerrillos, donde se apoya,
discordantemente, sobre volcanitas triásicas, con suave manteo al sudeste. Al sur, aflora en
Pampa Moctezuma (Figura-1). Allí, los conglomerados, con manteo de 60ºN, se apoyan en
discordancia angular sobre sedimentitas mesozoicas y subyacen con igual relación a
conglomerados de probable edad ¿oligocena?, inclinados 25ºNW.
afloramientos de la formación Calama
(tomado y modificado de Sernageomin,
2002).
pCP4=
Precámbrico-Pérmico
(metamórfico);
CPg=Carbonífero-Pérmico (granitoides); CP3=
Carbonífero-Pérmico (volcánico); TrJ3=TriásicoJurásico Inf. (volcánico y sedimentario continental);
Trg=Triásico
(granitoides);
J1m=
Jurásico
(sedimentario marino); JK1c= Jurásico Sup.Cretácico Inf. (sedimentario continental); Kia3=
Cretácico Inferior alto (volcánico); Ks2c= Cretácico
Sup. (volcanosedimentario); Ks3i= Cretácico Sup.
(volcánico); Ksg= Cretácico Sup. (granitoides);
KT1c= Cretácico Sup.-Treciario Inf. (sedimentario
continental); KTg= Cretácico Sup.-Terciario
(granitoides);
PE3a=
Paleoceno-Eoceno
Inf.
(volcánico); Paga= Paleoceno-Eoceno (granitoides);
E3= Eoceno (volcánico); Ec= Eoceno (Fm. Calama);
Eg= Eoceno (granitoides); Oc?= ¿Oligoceno?
(sedimentario continental); MP1c= Mioceno Sup.Plioceno (sedimentario continental); MP1l= Mioceno
Sup.-Plioceno (sedimentario palustre); PPl1=
Plioceno-Pleistoceno (sedimentario continental); Qa=
Cuaternario.
Figura-1: Mapa geológico regional del área
de Calama, con la distribución de
En cerro Calama se expone una secuencia de conglomerados medianamente consolidados de 760
m de espesor, cuya base no aflora, en la cual se han separado tres miembros diferenciables por
color, composición de clastos y direcciones de aporte sedimentario (Figura-2).
Miembro Inferior Ec(i): secuencia granodecreciente de ortoconglomerados de bloques, de color
gris verdoso, que aflora típicamente en el cerro Calama, con un espesor mínimo de 195 m. Su
base no aflora y su techo lo constituye el Miembro Medio Ec(m), a través de un contacto
estructuralmente concordante. La mala calidad de los afloramientos que exponen este contacto no
permite distinguir su naturaleza, sin embargo, los cambios de composición de clastos y la
marcada diferencia en las direcciones de aporte sedimentario podrían sugerir la existencia de una
discontinuidad en la sedimentación.
Figura-2: Sección estratigráfica
de la Fm. Calama levantada en su
localidad tipo (cerro Calama)
correspondiente a 760 m de
conglomerados diferenciados en
tres miembros. Las formaciones
que
le
sobreyacen
(Fms.
Jalquinche
y
Opache)
corresponden
a
una
reorganización estratigráfica de la
Formación El Loa (Fuenzalida,
1957 en Marinovic y Lahsen,
1984) propuesta por May (1997),
la que se adopta en este trabajo.
En la base de la secuencia, sector Topater (Figura-3), se intercalan al menos tres flujos lávicos
andesíticos. Son de color café grisáceo, con espesores individuales de 5-7 m, cuyo techo está
frecuentemente erodado por los conglomerados. Consisten en andesitas porfíricas de piroxeno
(hiperstena, augita) y hornblenda (con coronas de oxidación), incluidos en una masa fundamental
de plagioclasa y piroxeno. En una muestra fresca de estas lavas, se efectuó una datación K-Ar en
roca total obteniéndose una edad de 51,9 ± 1,7 Ma (Eoceno Inferior). Los conglomerados son
monomícticos, clasto soportados y mal estratificados en bancos masivos de 1-2 m de espesor. Los
clastos, de 0.3-1 m de diámetro, son de andesitas de hornblenda y piroxeno, andesitas basálticas y
brechas andesíticas. La matriz es de limo arenoso rosado, cementado por halita. En un bloque de
estos conglomerados, situado entre las lavas basales y con petrografía similar a las lavas
intercaladas, se efectuó una datación 40Ar/39Ar en hornblenda obteniéndose una edad plateau de
51,8 ± 0,5 Ma (6 pasos en el plateau correspondiente 68,5% del 39Ar). Hacia la parte mediasuperior de esta unidad (desde Jalquinche hacia el E; Figura-3), los conglomerados son gruesos a
de bloques (5-30 cm de diámetro), estratificados en niveles masivos (facies Gm) y en cuerpos
lenticulares de base cóncava erosiva, con espesores de 0.4-1 m. Presentan estratificación cruzada
en artesa y fábrica imbricada medianamente desarrollada. Los clastos son subangulares a
subredondeados, de andesitas y brechas andesíticas propilitizadas (75%), granodioritas,
monzogranitos y monzodioritas cuarcíferas (14%), conglomerados y areniscas cuarcíferas
propilitizadas (6%), areniscas y limolitas laminadas rojizas (3%) y pórfidos dacíticos y riolíticos
(2%). Ocasionalmente se intercalan areniscas limosas de color marrón claro, en niveles de 30-40
cm de espesor, con estratificación plana. Mediciones de paleocorrientes (imbricación) indican
flujos dirigidos hacia el ENE a ESE (N75º-108ºE, n= 110 medidas).
Figura-3: Geología de detalle del área de los cerros Calama y Milagro. 1= Plioceno-Cuaternario
(depósitos aluviales plio-pleistocenos y fluviales cuaternarios del río Loa); 2= Mioceno Sup.-Plioceno (Fm. Opache;
May, 1997); 3= Mioceno Inferior-Medio (Fm. Jalquinche; May, 1997); 4= Eoceno (Fm. Calama; miembros Inferior
(i), Medio (m), Superior (s)); 5= Eoceno (Fm. Calama, lavas andesíticas); 6= Paleozoico (Granito Mesa); 7= edad KAr en roca total; 8= edad K-Ar en biotita; 9= edad 40Ar/39Ar en hornblenda; 10= vector de paleoflujo.
En cerro Milagro (Figura-3), se exponen lavas andesíticas de piroxeno (hiperstena) y hornblenda,
de color café, y daciandesitas fluidales negras de hornblenda y piroxeno. Éstas se intercalan en
conglomerados marrones gruesos, en cuya base se disponen grandes bloques (30-60 cm de
diámetro) erodados de las lavas subyacentes. En uno de estos bloques, se efectuó una datación
40
Ar/39Ar en hornblenda obteniéndose una edad plateau de 46,9 ± 0,5 Ma (8 pasos en el plateau
correspondiente 99,3% del 39Ar). Mediciones de paleocorrientes en este sector indican flujos
dirigidos hacia el NE (N50º-53ºE, n= 50 medidas).
Miembro Medio Ec(m): 275 m de conglomerados medianamente consolidados, de color marrón
anaranjado claro, expuestos en un cuerpo asimétrico que se acuña hacia el este. Se apoya en
concordancia estructural sobre el Miembro Inferior, aunque posiblemente a través de una
discontinuidad erosional. Su techo lo constituyen conglomerados gris verdosos del Miembro
Superior, dispuestos en discontinuidad erosional sobre esta unidad. Constituye una secuencia de
granulometría simétrica: granodecreciente al inicio y posteriormente granocreciente (Figura-2).
Consisten en conglomerados gruesos a de bloques, clasto soportados, medianamente
estratificados, en niveles de 0,3-1 m de espesor. En ellos, se reconocen conglomerados con
estratificación cruzada en artesa (facies Gt) en niveles de 30-40 cm de espesor, conglomerados
masivos con fábrica imbricada bien desarrollada (facies Gm) y areniscas gruesas de guijarro ya
sea con estratificación en artesa (facies St) o laminación plana paralela (facies Sh), en niveles de
15-35 cm de espesor. Los clastos son redondeados a subangulares, de 20-40 cm de diámetro,
hasta 1 m hacia el techo de este miembro. Se componen de andesitas y brechas andesíticas
propilitizadas (56%), pórfidos riolíticos y dacitas fluidales porfíricas (22%), volcanitas
hidrotermalmente alteradas (sílice-arcilla, goethita-jarosita) (13%), conglomerados cuarcíferos
gruesos propilitizados (4%) y areniscas finas laminadas y calizas fosilíferas jurásicas (3%). La
matriz es de arenisca gruesa de guijarro, cementada por yeso en la mitad inferior de la unidad, y
limonita en la porción superior, con óxidos de manganeso ocasionales en areniscas de guijarro.
La mitad inferior de este miembro, presenta estratificación de tipo masivo, aunque a escala de
afloramiento, se observa una característica estratificación en láminas, ya sea planas (dominante) a
levemente cóncavas (subordinado) (depósito de flujo en lámina). Hacia la parte alta de esta
mitad, se intercalan niveles canalizados de conglomerados de bloques, de base cóncava erosiva y
techo plano, de 0,5-1 m de espesor y de continuidad lateral a escala métrica, estructurados
internamente con estratificación en artesa. Incluye, además, abundantes bloques de ignimbrita
dacítica (0,5-3 m de diámetro), en uno de los cuales se efectuó una datación K-Ar en biotita,
obteniéndose una edad de 60 ± 2 Ma (Peleoceno Superior bajo). La mitad superior de este
miembro, aunque en general presenta estratificación masiva, se reconoce una mejor y no tan
basta estratificación. Se distinguen niveles granodecrecientes de 0,4-2 m de espesor, de
conglomerado grueso a arenisca gruesa de guijarro, con estratificación en artesa. Presentan base
cóncava erosiva y, frecuentemente, una bien desarrollada canalización. Mediciones de
paleocorrientes en este miembro (imbricación) indican un flujo promedio dirigido hacia el N
(N3ºE, n= 227 medidas). Este vector se compone de dos modas principales, una dirigida hacia el
NNW (N15ºW, n= 143 medidas) y otra hacia el NNE (N30ºE, n= 84 medidas). Esta última
componente, se registra principalmente en el techo de la unidad, cercano al contacto con el
Miembro Superior (Figura-3).
Miembro Superior Ec(s): 290 m de conglomerados gris verdoso claro, medianamente
consolidados, expuestos en el cañón del río Loa (Figura-3). Se apoya, en discontinuidad
erosional, sobre el Miembro Medio, y está cubierto por limolitas rosadas de la Formación
Jalquinche, (Mioceno Inferior-Medio; May, 1997). Consiste en ortoconglomerados gruesos a de
bloques, estratificados en niveles masivos de 0,3-1 m de espesor, y subordinadamente, limolitas
arenosas de guijarro, de color rojizo, en niveles lenticulares de 0,25-1 m de espesor. Los
conglomerados se estructuran con: estratificación masiva y fábrica imbricada (facies Gm),
estratificación horizontal (facies Gh) y estratificación cruzada en artesa y fábrica imbricada
(facies Gt). En estos últimos, se reconocen cuerpos canalizados, con base cóncava erosiva, de 1-3
m de espesor, siendo lateralmente continuos a escala métrica-decamétrica y frecuentemente
gradan (en la vertical) a conglomerados de grano medio con estratificación horizontal,
estructurando una sucesión granodecreciente a escala decimétrica, la cual culmina con niveles
lenticulares de limolitas laminadas, con extensión lateral de 30-40 m.. Este tipo de sucesiones
ocurre en la porción basal de este miembro. Los clastos varían de 10-50 cm de diámetro,
redondeados a subangulares. Se componen de andesitas y brechas andesíticas propilitizadas
(60%), pórfidos riolíticos y dacitas fluidales porfíricas (22%), granitos rosados gruesos y finos,
granitos de muscovita, milonitas de granito de muscovita, monzogranito grueso, granodioritas
(16%), conglomerados cuarcíferos gruesos propilitizados y areniscas cuarcíferas con muscovita
detrítica (3%) y areniscas roja gruesa, lutitas negras, esquistos micáceos (3%). La matriz es de
arenisca gruesa de guijarro fino, cementada por yeso. Direcciones de paleocorrientes
(imbricación) señalan un flujo promedio dirigido hacia el N (N3ºW, n= 254 medidas). Sin
embargo, este vector está compuesto de dos modas principales, una dirigida hacia el NNW
(N20ºW, n= 111 medidas) y otra hacia el NNE (N14ºE, n= 143 medidas). La primera
componente, se registra principalmente en la base de la unidad, cercano al contacto con el
Miembro Medio (Figura-3).
En Pampa Moctezuma (Figura-1), la formación consta de 240 m de conglomerados gruesos
marrones, estratificados en bancos masivos de 0,6-1,5 m de espesor, de carácter cíclico y
granodecreciente (facies Gm). Presentan estratificación en artesa, clastos de cantos angulares, de
pórfidos riolíticos morados, pórfidos dacíticos y dacitas fluidales (90%) y granitos gruesos
rosados (10%). En la parte media de estos afloramientos, se observa un set de discordancias
progresivas rotacionales y un cambio de facies asociada (a depósitos de flujo en lámina), con la
aparición de clastos de esquistos micáceos grises y cuarcitas junto a los granitos rosados gruesos,
pasando progresivamente a conglomerados masivos (facies Gm). Mediciones de paleoaportes en
esta localidad indican flujos dirigidos hacia el N (N7ºE, n= 32 medidas). Estos conglomerados se
asignan tentativamente al Miembro Superior, debido, fundamentalmente, al tipo de facies (Gm
dominante), las direcciones de aporte clástico y a la composición de los mismos (derivados del
bloque paleozoico de Limón Verde).
Al norte en cambio, en Morros los Cerrillos, los conglomerados son masivos, de color marrón
claro, con clastos subredondeados a subangulares, de 5-40 cm de diámetro y se componen de
andesitas afaníticas verdes (35%), monzogranito amarillo (35%), pórfidos riolíticos rosados y
(10%), daciandesitas de hornblenda (15%) y diorita de hornblenda gruesa (5%). Medidas de
paleoflujo (imbricación) señalan aportes hacia el SSW (S15ºW, n= 20 medidas). No es claro a
que miembro pueden ser asignados estos conglomerados, sin embargo, sus direcciones de aporte
clástico sugieren una probable relación temporal con los miembros Medio y Superior, pudiendo
éstos representar los depósitos del borde norte de la cuenca al tiempo de depositación de dichas
subunidades.
INTERPRETACIONES Y PALEOGEOGRAFÍA
Las facies descritas en la Fm. Calama reflejan en general un ambiente aluvial en condiciones de
semiaridez, asociado, en sus inicios, a un volcanismo andesítico. La evolución temporal se inicia
(ca. 52 Ma; Miembro Inferior) con la depositación de gravas gruesas a través de eventos
multiepisódicos de crecidas de corrientes confinadas en canales (streamflood deposits) (Nilsen,
1982; Boggs, 1995; Miall, 1996), probablemente en abanico proximal para esta etapa. Junto a
esta sedimentación, se desarrolla volcanismo andesítico, expresado por flujos lávicos que fueron
parcialmente erodados por la actividad aluvial, como así lo sustenta la edad obtenida en uno de
los bloques datados (Tabla-1). Hacia el techo de este miembro sin embargo, dominan clastos de
volcanitas andesíticas propilitizadas, probablemente erodadas de unidades más antiguas dado su
grado de alteración: Fm. Cinchado, del Paleoceno-Eoceno Inferior o Fm. Quebrada Mala, del
Cretácico Superior (Montaño, 1976 en Marinovic y García, 1999 y, en menor grado (10%),
dioritas cuarcíferas y granodioritas. Dichas unidades habrían constituido relieves positivos
localizados al oeste de la zona de depositación (Figura-2), esto es, al sur de Cerritos Bayos y al
norte de Sierra Gorda, considerando el desplazamiento de rumbo siniestral en la Falla Oeste (ver
Tomlinson y Blanco, 1997b).
Un importante quiebre en las facies y en el estilo de la sedimentación ocurre durante la
sedimentación del Miembro Medio, quiebre que, además, marca la desaparición permanente de la
actividad volcánica. En efecto, la sedimentación en esta segunda fase se caracteriza por la
prevalecencia de gravas con estratificación en lámina, depositados por flujos tractivos no
canalizados (sheetflood deposits) (Bull, 1972; Hogg, 1982; Wells, 1984; Boggs, 1995). Dicha
sedimentación se habría desarrollado bajo condiciones climáticas de semiaridez, como lo sugiere
la presencia de yeso como cemento principal y el estilo de facies desarrollada (Hogg, 1982). El
quiebre también se manifiesta en las direcciones de aporte clástico, las que en esta etapa cambian
y se dirigen, en general, hacia el norte. De igual modo, la composición de los clastos cambia
substancialmente. Aunque predominan los clastos de rocas volcánicas (56%), en uno de los
cuales (ignimbrita) se obtuvo una edad paleocena, aparece una importante componente (20%) de
rocas volcánicas ácidas, de probable edad paleozoica, además de calizas fosilíferas jurásicas (3%)
y conglomerados (4%) similares al Miembro Inferior de la Fm. Cerro Empexa (Cretácico
Superior-¿Paleoceno Inferior?, Tomlinson y otros, 2000). De acuerdo a estas características, la
zona fuente de los sedimentos parece corresponder a una similar a aquella situada en la actualidad
al S y SE de Sierra de Limón Verde, donde aflora esencialmente la Fm Cinchado, El Grupo
Caracoles y volcanitas ácidas del Carbonífero-Pérmico (Sernageomin, 2002). Hacia el término de
esta segunda etapa (Miembro Medio), se registra un progresivo cambio de facies, desde flujos de
corriente en lámina (sheetflood deposits) a flujos de corrientes canalizadas (streamflood
deposits), manifestándose en el desarrollo de cuerpos canalizados, mayor variabilidad de
granulometría y mejor desarrollo de fábricas tractivas (imbricación, estratificación cruzada en
artesa), lo cual sugiere una mayor participación de agua en el transporte y depositación del
sedimento. En concomitancia con esto, cambia el tipo de cemento en el sedimento, siendo yeso
reemplazado por limonita y, localmente, óxidos de manganeso.
Finalmente, la última etapa de sedimentación de la Fm. Calama (Miembro Superior) se inicia
luego de un episodio erosional (hiatus de magnitud desconocida) con depósitos de crecidas
canalizadas (streamflood deposits), en un ambiente de abanico aluvial proximal. Las direcciones
de aporte clástico se mantienen respecto de la etapa anterior, esto es, un vector promedio dirigido
hacia el norte, pero aumenta considerablemente la participación de clastos de probable edad
paleozoica. En efecto, aproximadamente un 35% de los clastos corresponden a estas rocas,
conformándose por volcanitas ácidas (18%) y granitoides (17%), composición que se asocia a la
componente de flujo dirigida hacia el NNW, sugiriendo una fuente en la zona de Sierra Limón
Verde (Sernageomin, 2002). La componente NNE en cambio, se asocia a clastos de composición
andesítica, los cuales provendrían de las unidades volcánicas situadas al E del Salar de Pampa
Blanca (Sernageomin, 2002), considerando el desplazamiento de rumbo siniestral de la Falla
Oeste (Tomlinson y Blanco, 1997b).
EDAD DE LA FORMACIÓN CALAMA
La dificultad para establecer una edad precisa de la Formación Calama en trabajos anteriores
(Naranjo y Paskoff, 1981; Marinovic y Lahsen, 1984; May, 1997), se debía a que no se habían
encontrado marcadores de tiempo en esta “monótona” secuencia de conglomerados y, por otra
parte, su posición estratigráfica sólo indicaba una edad mínima para ella (pre-miocena o preMioceno Superior). Otro factor incidente, tiene relación con correlaciones erróneas con otras
unidades constituidas esencialmente de conglomerados. En efecto, Naranjo y Paskoff (1981)
establecen una posible relación con la unidad “Gravas de Atacama” sobre la base de
correlaciones litológicas y morfoestratigráficas. Además, Marinovic y Lahsen (1984) y May
(1997) correlacionaron y asignaron a esta formación conglomerados de facies aluviales muy
distintas con edades diferentes a la sección tipo.
Las observaciones de este trabajo, indican que la sedimentación aluvial del Miembro Inferior es
contemporánea, al menos en sus inicios, con un volcanismo andesítico de edad Eoceno Inferior
(∼ 52 Ma; Figura-2 y Tabla-1). Esta sedimentación continuó hasta por lo menos 47 Ma (edad del
clasto datado en Cerro Milagro). Adicionalmente, como se discute más adelante, se infiere que el
abrupto cambio en las direcciones de aporte, representados en los miembros Medio y Superior,
sería contemporáneo a la fase Incaica, y por lo tanto, se interpreta que estos miembros fueron
depositados durante dicha fase (∼ 43-35 Ma, Tomlinson y Blanco, 1997a; Tomlinson y otros,
2001). Por otra parte, los afloramientos expuestos en Pampa Moctezuma (Figura-1) muestran que
la Formación Calama subyace, en discordancia angular, a conglomerados de probable edad
oligocena, edad asignada tentativamente por la posición estratigráfica que ellos ocupan (bajo
Grupo El Loa, May, 1997) y por equivalencia de facies (sheetflood deposits) con aquellos
expuestos y datados en quebrada Yalqui (ver trabajos previos). Esta relación indicaría una edad
mínima oligocena inferior para la formación y complementa la inferencia antes descrita. Todos
estos antecedentes indican una edad eocena para la Formación Calama.
Tabla-1: Edades radiométricas* de la Formación Calama. (*)realizados en laboratorio de Sernageomin
Muestra
UTM N
(m)
UTM E
(m)
Roca y unidad
Método y
material
%K
2QN-9
7515721
510712
7516199
510546
K-Ar, roca
total
40Ar/39Ar,
1,753
QN-336
Lava andesítica,
Mbro. Inferior
Clasto de
andesita, Mbro.
Inferior
2QN-8
7517442
510975
QN-339
7521306
516960
Clasto de
ignimbrita, Mbro.
Medio
Clasto de
andesita, Mbro.
Inferior
% Ar
rad
(nl/g)
3,586
% Ar
Atm
Edad
(Ma)
Error
(2σ)
Interpretaciones
18
51,9
1,7
Edad de volcanismo
51,8
0,5
60,0
2,0
46,9
0,5
Edad máxima para
nivel
conglomerádico;
plateau 68,5%, 6
pasos
Edad máxima para
nivel
conglomerádico
Edad máxima para
Nivel
conglomeradico;
39
plateau 99,3% Ar;
8 pasos
hornblenda
K-Ar, biotita
40Ar/39Ar,
hornblenda
5,653
13,425
36
ORIGEN DE LA CUENCA E IMPLICANCIAS TECTÓNICAS
El inicio de la sedimentación aluvial de la Fm. Calama, en el Eoceno Inferior (∼ 52-47 Ma),
indica que, de acuerdo a la composición y direcciones de aporte clástico, debió existir un relieve
positivo localizado al oeste de la zona de depositación, la que se habría situado en el área de
Cerritos Bayos-Sierra Gorda, considerando el desplazamiento de rumbo siniestral de la Falla
Oeste (ver Tomlinson y Blanco, 1997b). El lapso en el que tuvo lugar esta fase de sedimentación,
esto es, contemporáneo al extendido volcanismo andesítico expuesto al norte de Calama (Fm.
Icanche, 53-43 Ma, Maksaev, 1978; Tomlinson y otros, 2001) e inmediatamente antes de la
compresión Incaica y, en concomitancia con el tipo de relleno de la cuenca (asociación de lavas
y sedimentos clásticos), se infiere tentativamente la existencia de una depresión volcanotectónica
para hospedar los depósitos de esta fase.
La segunda fase de sedimentación en cambio (miembros Medio y Superior), indica una
reorganización mayor de los sistemas de drenajes en la zona, instalándose una paleopendiente
regional esencialmente dirigida hacia el norte. Las paleocorrientes y composición de clastos,
indican que la zona de denudación más probable fue el área de Limón Verde. El cambio en la
composición de clastos, desde niveles donde predominan los clastos de rocas volcánicas de edad
paleocena, y probablemente cretácica superior, a niveles con mayor participación de clastos de
probable edad paleozoica, sugieren una secuencia de destechamiento normal del área de Limón
Verde. Por otra parte, las discordancias progresivas que registran los afloramientos de Pampa
Moctezuma, indican que parte de esta sedimentación fue sintectónica, deformación que habría
ocurrido con posterioridad a los 47 Ma, que es la edad más joven registrada en el Miembro
Inferior (Figura-3, Tabla-1), evento que además, habría alzado el bloque “Limón Verde”. En
efecto, diversos trabajos han documentado la existencia de una fase compresional durante el
Eoceno Medio-Superior en la región (Maksaev, 1990; Mpodozis y otros, 1993; Marinovic y
otros, 1996; Tomlinson y Blanco, 1997a; Arriagada y otros, 2000) y datos de trazas de fisión en
apatita indican un alzamiento y denudación importante de los bloques paleozoicos en la
precordillera durante esta fase (Andriessen y Reutter, 1994; Maksaev y Zentilli, 1999). Dicho
alzamiento se habría originado durante la transcurrencia siniestral eocena en este segmento del
Sistema de Fallas de Domeyko (SFD), la cual se habría iniciado en la zona entre los 43-40 Ma
(Mpodozis y otros, 1993). De este modo, se puede establecer una buena correlación entre esta
deformación y la segunda fase de sedimentación de la Formación Calama, la que ha sido ligada al
SFD y asociada a la Orogénesis Incaica (Maksaev, 1990; Reutter y otros, 1991; Mpodozis y
otros, 1993; Tomlinson y Blanco, 1997). Por otra parte, el patrón de plegamiento de interferencia
que muestran los afloramientos de esta formación (Figura-3) se pueden atribuir a dos
componentes principales de acortamientos desarrolladas durante el Eoceno: una en sentido E-W,
de carácter regional (Tomlinson y Blanco, 1997a) y la otra, en sentido N-S y de carácter local,
atribuible al alzamiento de Sierra Limón Verde.
CONCLUSIONES
La Formación Calama representa la evolución de una cuenca, esencialmente aluvial, durante el
Eoceno (∼52-¿35? Ma), asociado con volcanismo andesítico en sus inicios. En ella, se
distinguieron tres subunidades, las cuales representan dos fases de sedimentación claramente
diferenciables, desarrolladas en el Eoceno. La primera de éstas (Miembro Inferior; 52-47 Ma) se
habría originado de relieves positivos situados al W del depocentro de la cuenca, en el área
comprendida entre Cerritos Bayos y Sierra Gorda, acumulando sus depósitos en una depresión
probablemente de tipo volcanotectónica. La segunda fase de sedimentación en cambio (43-¿35?
Ma), estaría estrechamente ligada al diastrofismo Incaico, causando una reorganización mayor en
los drenajes que rellenaron la cuenca, modificando también la zona fuente de los materiales
clásticos, los que se habrían derivado de Sierra Limón Verde. Al menos parte de esta
sedimentación fue sintectónica y las componentes regionales de acortamientos de esta cuenca, en
el Eoceno, habrían sido responsable del plegamiento polifásico evidenciado en la misma.
AGRADECIMIENTOS
Los autores agradecen a Sernageomin y al Proyecto Fondecyt (Nº1990009) quienes permitieron
la realización de este estudio. Además, expresan su reconocimiento al laboratorio de separación
de minerales del SNGM dirigido por Sylvia Moraga.
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