hoja Paso SF - REPOSITORIO SEGEMAR

Boletin Nº 294Buenos Aires - 2006

Caldera del cerro Blanco. Vista desde el este y vista parcial (atrás) de la caldera Pie de San Buenaventura.

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

ISSN 0328-2333

1:250.0001:250.000

Hoja Geológica 2769-IIPaso San Francisco

Provincia de Catamarca

Jefe de Proyecto:Jefe de Proyecto:Jefe de Proyecto:Jefe de Proyecto:Jefe de Proyecto: Raúl E. SeggiaroGeología:Geología:Geología:Geología:Geología: Fernando D. Hongn, Raúl E. Seggiaro, Alfredo Castillo

Fernando Pereyra y Daniela VillegasRecursos Minerales:Recursos Minerales:Recursos Minerales:Recursos Minerales:Recursos Minerales: Liliana Martínez

Supervisión:Supervisión:Supervisión:Supervisión:Supervisión: Osvaldo E. González

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 2769–II

Paso San Francisco

Provincia de Catamarca

Jefe de ProyectoRaúl E. Seggiaro

Estratigrafía: Neoproterozoico-Eopaleozoico: Fernando D. HongnNeopaleozoico-Mesozoico-Cenozoico: Raúl E. Seggiaro

Petrografía: Alfredo CastilloEstructura: Neoproterozoico-Eopaleozoico: Fernando D. Hongn

Neopaleozoico-Reciente: Raúl E. SeggiaroGeomorfología: Fernando Pereyra y Daniela Villegas

Historia Geológica: Neoproterozoico-Eopaleozoico: Fernando D. HongnNeopaleozoico-Reciente: Raúl E. Seggiaro

Recursos minerales: Liliana MartínezSitios de interés geológico: Raúl E. Seggiaro

Supervisión: Osvaldo E. González

Normas, dirección y supervisión del Instituto de Geología y Recursos Minerales

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 294Buenos Aires - 2006

SEGEMARAvenida Julio A. Roca 651 • 10º Piso • Telefax 4349-4450/3115

(C1067ABB) Buenos Aires • República Argentinawww.segemar.gov.ar / [email protected]

Referencia bibliográfica

SEGGIARO, R. E., F. D. HONGN, A. CASTILLO, F. PEREYRA,D. VILLEGAS y L. MARTÍNEZ, 2006. Hoja Geológica 2769-II,

Paso San Francisco, Provincia de Catamarca. Instituto de Geo-logía y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argen-

tino. Boletín 294, 62 p. Buenos Aires.

ISSN 0328–2333Es propiedad del SEGEMAR • Prohibida su reproducción

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO

Presidente Ing. Jorge MayoralSecretario Ejecutivo Lic. Pedro Alcántara

INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Director Lic. Roberto F. N. Page

DIRECCIÓN DE GEOLOGÍA REGIONAL

Director Lic. José E. Mendía

CONTENIDO

RESUMEN ........................................................................................................ 1ABSTRACT ........................................................................................................ 2

1. INTRODUCCIÓN ........................................................................................................ 3

2. ESTRATIGRAFÍA ........................................................................................................ 42.1. Neoproterozoico-Paleozoico inferior .................................................................................... 4

Neoproterozoico ........................................................................................................ 4Rocas metamórficas .............................................................................................. 4

Metamorfita Antofalla .................................................................................... 4Formación Famabalasto .................................................................................. 5

Paleozoico inferior ........................................................................................................ 5a) Rocas volcánicas, sedimentarias y epimetamórficas ......................................... 5

Formación Las Planchadas............................................................................. 5Complejo Sedimentario Volcánico Cortaderas Chicas .................................... 6Formación Falda Ciénega ............................................................................... 8

b) Rocas ígneas ................................................................................................... 9Complejo Básico-Ultrabásico Tramontana ..................................................... 9Formación Las Yeguas ................................................................................... 11

2.2. Paleozoico superior ........................................................................................................ 112.2.1. Pérmico ........................................................................................................ 11

Formación Patquía de la Cuesta ..................................................................... 112.3. Mesozoico ........................................................................................................ 132.3.1. Triásico ........................................................................................................ 13

Formación Pantanoso ..................................................................................... 132.4. Cenozoico ........................................................................................................ 132.4.1. Paleógeno ........................................................................................................ 132.4.1.1. Eoceno ........................................................................................................ 13

Formación Geste ............................................................................................. 132.4.1.2. Oligoceno ........................................................................................................ 14

Formación Vizcachera (Miembro inferior) ..................................................... 142.4.2. Neógeno ........................................................................................................ 152.4.2.1. Mioceno inferior ..................................................................................................... 15

Cuerpos dacítico-andesíticos Agua Dulce ...................................................... 152.4.2.2. Mioceno inferior a medio ....................................................................................... 15

Formación Vizcachera (Miembro superior) .................................................... 152.4.2.3. Mioceno medio ....................................................................................................... 17

Estratovolcanes dacíticos del Mioceno medio ................................................ 17Complejo Volcánico La Hoyada ..................................................................... 17

2.4.2.4. Mioceno superior ................................................................................................... 19Formación Sijes ............................................................................................... 19Complejo Volcánico ........................................................................................ 21Ignimbrita Los Colorados ................................................................................ 22Ignimbrita rosada ............................................................................................ 22

2.4.2.5. Plioceno inferior ..................................................................................................... 23Estratovolcanes ............................................................................................... 23Ignimbritas y domos de Laguna Amarga ........................................................ 23

2.4.2.6. Plioceno superior .................................................................................................... 25Lavas y domos ................................................................................................ 25

2.4.3. Cuaternario ........................................................................................................ 252.4.3.1. Pleistoceno inferior ................................................................................................ 25

Estratovolcanes ............................................................................................... 25Basaltos ........................................................................................................ 26

Domos dacíticos ............................................................................................. 262.4.3.2. Pleistoceno superior ............................................................................................... 26

Andesitas del cerro Cóndor ............................................................................ 26Basalto del Peinado ........................................................................................ 26Complejo Piroclástico Cerro Blanco ............................................................... 27Abanicos aluviales viejos ................................................................................ 33

2.4.3.3. Pleistoceno superior-Holoceno .............................................................................. 33Salares ........................................................................................................ 33

2.4.3.4. Holoceno ........................................................................................................ 33Flujos detríticos ............................................................................................... 33Depósitos aluviales nuevos ............................................................................. 33Depósitos lacustres ......................................................................................... 33Depósitos coluviales ....................................................................................... 33Depósitos eólicos ............................................................................................ 33

3. ESTRUCTURA ........................................................................................................ 33Estructuras neoproterozoicas ............................................................................................... 33Estructuras eopaleozoicas .................................................................................................... 34Estructuras neopaleozoicas .................................................................................................. 37Estructuras cenozoicas ........................................................................................................ 37

Tectónica extensional y transcurrencia ......................................................................... 39Calderas ........................................................................................................ 39

4. GEOMORFOLOGÍA ........................................................................................................ 40Paisaje poligenético estructural-litológico ............................................................................. 41Paisaje volcánico ........................................................................................................ 43Paisaje de bolsones tectónicos y playas salinas ................................................................... 44

5. HISTORIA GEOLÓGICA ........................................................................................................ 46

6. RECURSOS MINERALES........................................................................................................ 49Depósitos de minerales metalíferos ...................................................................................... 49

Plata-Plomo-Cinc y otros .............................................................................................. 49Distrito La Hoyada ................................................................................................ 49

Plomo-Cinc-Plata ........................................................................................................ 54Cerro Azul ........................................................................................................ 54

Plomo-Cobre ........................................................................................................ 55La Borita o Mina Fénix .......................................................................................... 55

Principales áreas de alteración...................................................................................... 56Anomalías del Área de reserva Nº 11-Flor de Puna .............................................. 56Anomalías del Área de reserva Nº 38-La Hoyada - Sector Chucula Norte ......... 57Anomalías de la zona de la caldera de la laguna Amarga ..................................... 57Anomalías del Área de reserva Nº 42 - Cazadero Grande Norte ......................... 57Anomalías del Área de reserva Nº 37 - Cueros de PurullaSector Vega de Cueros .......................................................................................... 58Tramo central de la sierra de Calalaste (quebrada de Cortaderas) ....................... 58

Depósitos de minerales industriales ...................................................................................... 58Azufre ........................................................................................................ 58

Dos Conos ........................................................................................................ 58Evaporitas fósiles ........................................................................................................ 58

Salar de Antofalla ................................................................................................... 58

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO ....................................................................................... 59

BIBLIOGRAFÍA ........................................................................................................ 60

Paso San Francisco 1

RESUMEN

La Hoja Paso San Francisco se ubica en el ex-tremo sur de la Puna Austral dentro de la provinciade Catamarca. La Puna es una altiplanicie con unnivel de base de 4000 m s.n.m., con serranías y apa-ratos volcánicos alineados en sentido norte-sur queseparan extensas depresiones, muchas de ellas ocu-padas por salares.

Las rocas más antiguas pertenecen a un basa-mento polimetamórfico originado a partir de mate-riales neoproterozoicos - eocámbricos.

Las unidades del Paleozoico inferior constituyenextensos afloramientos integrados por rocas pelíti-cas y areniscas con intercalaciones de volcanitasácidas y básicas e intrusivos graníticos. Todas lasunidades presentan un metamorfismo de bajo gra-do. Estas unidades están deformadas con plieguesapretados y volcados que desarrollaron clivaje deplano axial y cabalgamientos con la vergencia domi-nante hacia el oeste.

El Paleozoico superior está formado por estra-tos rojos continentales de edad pérmica pertenecien-tes a la Formación Patquía de la Cuesta. Durante elMesozoico se registraron unidades volcánicas riolí-ticas correspondientes al Triásico (Formación Pan-tanoso), de mayor extensión del lado chileno.

Los estratos de la Formación Patquía de la Cues-ta infrayacen en contacto discordante con suaveangularidad a la Formación Geste del Paleógeno,integrada por areniscas conglomerádicas rojizas.

La actividad del arco magmático y el acorta-miento controlaron la naturaleza de las unidades neó-genas. Los depósitos sedimentarios de la FormaciónVizcachera representan la evolución de una cuencade antepaís cuya secuencia se inicia con depósitosfluviales de facies distales y sin participación volcá-nica, a facies proximales con rodados de volcanitas,provenientes del arco volcánico e intercalaciones deignimbritas en los niveles superiores.

A partir del Mioceno medio se desarrolló unaintensa actividad magmática en el ámbito de la Hojarepresentada por rocas intrusivas, lavas dacíticas yandesíticas y extensos mantos de ignimbritas aso-ciadas a megacalderas. La instalación del arco vol-cánico y la estructuración y elevación de la Puna,condicionaron la formación de cuencas evaporíticas(Formación Sijes).

Durante el Pleistoceno, la actividad volcánicacontinuó con la emisión de basaltos a partir de cen-tros monogénicos y fisurales desarrollados a lo largode fracturas extensionales.

La última actividad volcánica registrada en laHoja está representada por un extenso manto piro-clástico que compone el campo de la Piedra Pó-mez, emitido desde la caldera del cerro Blanco. Losdepósitos actuales, típicos de un ambiente desérti-co de condiciones extremas están integrados poracumulaciones de depósitos aluviales, lacustres,coluviales y eólicos, que cubren gran parte del árearelevada.

La evolución estructural de la región muestra laparticipación de varios eventos de deformación su-perpuestos desde el Neoproterozoico.

La sierra de Calalaste junto a la sierra El Peñóny a los afloramientos de basamento presentes al oestedel salar de Antofalla constituyen remanentes de unaantigua faja plegada formada durante el Paleozoicoinferior. Su presencia controló el desarrollo y la geo-metría de las cuencas y la vergencia de los cabalga-mientos desde los inicios de la orogenia andina.

En el Paleozoico superior se produjo un eventotectónico extensional, cuya respuesta sedimentariaestá reflejada en los depósitos de la FormaciónPatquía de la Cuesta.

En la sierra Filo Colorado se observó la relaciónde una falla directa del Paleozoico superior parcial-mente reactivada a inversa durante la tectónica an-dina.

Los esfuerzos compresivos andinos originaronun sistema de fajas plegadas representada en la Hojapor los cabalgamientos: Filo Colorado - Calalaste -La Borita y los plegamientos de Antofalla Occiden-tal.

Se han identificado tres tipos de paisaje: 1) Poli-genético estructural-litológico, 2) Volcánico y 3) Bol-sones tectónicos y playas salinas.

Los recursos minerales principales son los co-rrespondientes a minerales metalíferos, sobresale elDistrito La Hoyada (Pb-Ag-Zn). Son varias las áreasde alteración hidrotermal que pueden resultar ennuevos blancos de exploración. Entre los mineralesindustriales se han reconocido yacimientos de azu-fre y de evaporitas fósiles.

2 Hoja Geológica 2769-II

took place in the Miocene. Magmatic arc installationand Puna uplift related to shortening, determined thedevelopment of evaporitic basins in which the SijesFormation was deposited.

Basalts related to monogenetic cones and fissuralextrusions close to normal faults, record the volcanicactivity during the Pleistocene.The Piedra Pómezfield, a broad pyroclastic deposit extruded from theCerroBlanco caldera, is a result of the latestmagmatic activity registered in the area.

The recent deposits are typical of a deserticenvironment with extreme climatic conditions andare defined by alluvial, colluvial, eolian and lacustrinedeposits, which covered an extensive portion of thesurveyed area.

The structural evolution of the region shows thatseveral deformation events are overprinted since theNeoproterozoic. Calalaste and El Peñón ranges, andthe basement expositions distributed between Anto-falla salt lake and the Argentina-Chile border,constitute relicts of a eroded Lower Paleozoic fold-thrust belt, which partially controlled the developmentand geometry of the Andean basins as well as thethrust vergency from the beginning of Andeandeformation.

An extensional tectonics took place in the latePaleozoic forming extensional basins filled with thePatquía de la Cuesta Formation (Paganzo Group)deposits. A late Paleozoic normal fault, partiallyinverted during Andean shortening, is well preservedin the Filo Colorado range.

The Andean deformation originated a fold-thrustbelt system whose main structures in the area areFilo Colorado, Calalaste and La Borita overthrustsand the western Antofalla folding.

Three different types of lanscapes have beenrecognized: 1) Polygenetic, estructural and lithologic,2) Volcanic, and 3) Tectonic basins and salt lakes.

The main mineral resources of the region aremetalliferous deposits, standing out the La HoyadaDistrict (Pb, Ag, Zn). There are also varioushydrothermal alteration areas which may turn in newprospecting targets. Within the industrial minerals arerecognized deposits of sulphur and evaporites.

ABSTRACT

The sheet Paso San Francisco is located in thesouthern border of the geological province PunaAustral in the Catamarca province. The Puna is aplateau with an average elevation of nearly 4 kmand shows volcanic centers and ranges aligned inthe N-S direction that divide the area in widedepressions mostly occupied by salt lakes.

The oldest rocks belong to a polymetamorphicbasement originated from Neoproterozoic-LowerCambrian units.

The Lower Paleozoic, mainly Ordovician, unitsdefine extensive outcrops composed of sandstonesand shales with acidic-basic volcanic intercalations,intruded by acidic plutons. All the units show a verylow metamorphic grade and present overthrusts, tightfolds and cleavage as a result of a Lower Paleozoic(Ordovician) deformation which produced a mainlywest vergent structure.

Continental red-beds of Permian age included inthe Patquía de la Cuesta Formation of the PaganzoGroup, represents the Late Paleozoic record.

A Triassic acidic magmatic activity, broadly ex-tended in Chile, originate the riolitic lavas and relateddeposits of the Pantanoso Formation, whichconstitutes the only Mesozoic stratigraphic record inthe area.

The Paleogene Geste Formation, consisting ofreddish conglomerates and coarse sandstones, liesover the Patquía de la Cuesta Formation beds,through a weak angular unconformity.

Both magmatic arc activity and shorteningcontrolled the main sedimentary features of theNeogene units. The Vizcachera Formation recordsthe evolution of a foreland basin, with its lower sectioncomposed of fluvial distal facies without volcanicparticipation, and its upper part consisting of fluvialproximal facies with volcanic clasts from themagmatic arc and ignimbrite intercalations in theuppermost levels.

An intense magmatic activity represented byintrusive rocks, dacitic and andesitic lava flows, andwide ignimbrite deposits related to huge calderas,


Figura 1. Mapa de ubicación.

1. INTRODUCCIÓN

La Hoja Paso San Francisco fue realizada bajolas pautas y normativas del Programa Nacional deCartas Geológicas. La metodología de trabajo consis-tió en relevamientos expeditivos en el campo dondese realizaron muestreos selectivos de unidades ma-yores y la interpretación de fotografías aéreas a es-cala 1:50.000 de las áreas con mayor dificultad.

La cartografía se efectuó sobre imágenes sate-litales Landsat color a escala 1:100.000 y 1:250.000y la información fue volcada sobre la base topográ-fica realizada por el IGM.

Las muestras de rocas fueron tratadas para laelaboración de secciones delgadas, análisis geoquí-micos y dataciones. Estos datos permitieron com-plementar, en el campo, la caracterización y discri-minación de unidades volcánicas neógenas.

El área relevada se encuentra en la Puna Aus-tral, en la parte norte de la provincia de Catamarca(Figura 1). El ambiente geográfico es una planicieelevada a 4000 m s.n.m., con picos como los volca-nes San Francisco, Peinado y Cerro Cóndor, serra-nías alineadas en sentido norte-sur entre las que se

destacan las sierras de Calalaste y de Filo Coloradoy depresiones en las que se extienden el salar deAntofalla y la salina de Incahuasi.

La cordillera de San Buenaventura de orienta-ción este-oeste constituye un rasgo orográfico rele-vante en el área ya que es considerado el límite surde la Puna.

El clima es seco y frío, definidamente continen-tal y de marcada amplitud térmica con temperaturasque oscilan entre -20°C y 40°C y un régimen deprecipitaciones de 100 mm anuales. Las extremascondiciones de aridez dan como resultado suelosesqueléticos con muy escasa materia orgánica.

Las condiciones extremas y la escasa presenciade vegas con agua permanente, hacen de ésta unade las áreas más inhóspitas de la Puna. En todo elterritorio de la Hoja sólo se registra la presencia deun habitante temporario en el puesto de la quebradade Agua Dulce, además de los campamentos deGendarmería y de Vialidad Nacional instalados enLas Cuevas, salina de San Francisco, a pocos kiló-metros del paso internacional.

El área relevada, cuenta con muy escasa in-formación geológica. Entre los antecedentes se


destacan: un mapa geológico efectuado por Penk(1920) que abarca el extremo sureste de la Hojay se extiende hacia el sur de la misma; los infor-mes inéditos de Turner (1963) y Proserpio et al.(1989) sobre relevamientos con fines mineros enel área de La Hoyada; un trabajo preliminar deProserpio (1972) realizado en la Hoja GeológicaCerro Peinado y estudios más recientes deMpodozis et al. (1996) y Kraemer et al. (1999)los cuales aportaron información de dataciones ypetrografía.

2. ESTRATIGRAFÍA

2.1. NEOPROTEROZOICO-PALEOZOICOINFERIOR

NEOPROTEROZOICO

Rocas metamórficas

Metamorfita Antofalla (1)Esquistos y gneises, localmente con fenómenosde migmatización

Antecedentes

Palma (1990) denominó de esta manera a unconjunto de metamorfitas que afloran en la sierradel Campo Negro, pocos kilómetros al norte del ex-tremo septentrional de la Hoja, a las que asignó unaedad neoproterozoica.

Distribución areal

Se la observa en el extremo noroccidental de laHoja, distribuida en dos afloramientos, el principalsobre el borde oeste del salar de Antofalla y otromenor que corresponde a la terminación austral deafloramientos extendidos hacia el norte, al este de lalaguna Colorada.

Litología

El asomo de la margen occidental del salar deAntofalla está constituido por esquistos y gneises decuarzo - feldespato - biotita - muscovita. Son rocasoscuras, de grano mediano a grueso, con una folia-ción bien marcada por la disposición subparalela delas micas y un bandeado metamórfico incipiente de-finido por folias micáceas y folias cuarzo-feldespáti-

cas. Los gneises y esquistos están parcialmentemigmatizados, en zonas donde se advierten venillasu ojos de cuarzo-feldespato.

Localmente aparecen fenoblastos de granatesuperpuestos sobre la fábrica principal de los esquis-tos y gneises.

Se distinguen áreas con una fábrica relícticacorrespondiente a un plegamiento mesoscópico si-milar al que muestran los esquistos de bajo gradoque afloran en Botijuela (Mon et al., 1988), por loque es posible que estas rocas correspondan a lasde Botijuela con un metamorfismo progresivo o su-perpuesto.

Los afloramientos de la laguna Colorada estánrepresentados por gneises migmatíticos biotíticos.La roca es oscura, de grano mediano a grueso, conuna matriz de cuarzo-feldespato-biotita y fenoblas-tos de feldespato, con un bandeado de irregulardefinición.

El conjunto se encuentra intruido por rocas gra-níticas en forma de pequeñas lentes concordantes odiques. En la laguna Colorada, los diques graníticosestán asociados con un intrusivo mayor que se ex-tiende hacia el norte dentro de la Hoja Antofalla.Los diques y lentes de granitos están generalmenteconvertidos en ortogneises.

También se distinguen diques de gabro con fe-nómenos de metamorfismo.

En general dominan las metamorfitas de media-no a alto grado.

Relaciones estratigráficas

Sobre estas metamorfitas se apoyan sedimenti-tas y volcanitas cenozoicas. En la sierra del CampoNegro, Palma (1990) describió relaciones tectóni-cas con sedimentitas atribuidas al Ordovícico. LaMetamorfita Antofalla sería parte del mismo con-junto de metamorfitas que aflora en las inmediacio-nes de Antofallita sobre el extremo norte del salarde Antofalla (Omarini et al., 1988; Hongn, 1998).Se desconocen las relaciones entre esta unidad y laFormación Famabalasto.

Edad

No existen datos para precisar la edad de estasrocas. Se asignan al Neoproterozoico de acuerdocon lo expresado por Mon et al. (1988) y Palma(1990). Por otra parte, las discordancias indicadasentre depósitos clástico-volcánicos ordovícicos ymetamorfitas del basamento en Antofallita (Donato


y Vergani, 1985) y en Cazadero Grande (Mpodoziset al., 1997) indican una edad mínima pre-ordovíci-ca para el basamento metamórfico que aflora en laregión.

Formación Famabalasto (2)Esquistos con intercalaciones menores deanfibolitas

Antecedentes

Definida por Turner (1973) en la Hoja LagunaBlanca, esta unidad corresponde a un basamentometamórfico identificado previamente, entre otros,por Penck (1920), Turner (1963) y Proserpio et al.(1989). Estas metamorfitas fueron incluidas en laFormación Chucula (Turner, 1963; Proserpio et al.,1989), sin embargo, no es aconsejable el uso de estenombre debido a que en la Formación Chucula seintegraron metamorfitas que aquí se atribuyen albasamento pre-ordovícico y leptometamorfitas quese asignan al Ordovícico.

Distribución areal

Aflora en la parte austral de la Hoja, extendién-dose hacia el sur en el ámbito de la Hoja Fiambalá yhacia el este en la Hoja Santa María.

Litología

Está constituida por esquistos cuarzo-feldespá-tico-biotítico-muscovíticos con una esquistosidad biendefinida por la disposición de las micas. En partes, laesquistosidad grada a un bandeado metamórficomarcado por bandas claras cuarzo-feldespáticas ybandas oscuras muscovítico-biotíticas. Son rocas debajo a mediano grado metamórfico.

La foliación muestra un microplegamiento in-tenso.

No se distinguió la estratificación original. Seadvierten alternancias de esquistos con diferentescontenidos de mica, las que quizá pueden respondera una variación litológica original.

Existen fajas de ortogneises granítico-granodio-ríticos, concordantes con los esquistos de la Forma-ción Famabalasto. Estos ortogneises se integran enla Formación Las Yeguas, aunque no debe descar-tarse que parte de ellos correspondan a la Forma-ción Famabalasto, más si se considera que ortognei-ses componen el basamento pre-ordovícico en Ca-zadero Grande (Mpodozis et al., 1997).


La Formación Famabalasto muestra relacionestectónicas con el Complejo Sedimentario VolcánicoCortaderas Chicas, a través de un corrimiento pa-leozoico reactivado durante el Cenozoico. En las in-mediaciones de Cazadero Grande, niveles clástico-volcánicos se apoyan en discordancia sobre un ba-samento posiblemente correlacionable con el de laFormación Famabalasto. Está intruida por los grani-toides de la Formación Las Yeguas. Sobre la For-mación Famabalasto se apoyan unidades sedimen-tarias y magmáticas neopaleozoicas y cenozoicas.Las relaciones estratigráficas entre la FormaciónFamabalasto y la Metamorfita Antofalla son desco-nocidas.

Edad

No existen datos acerca de la edad de esta uni-dad. Turner (1963) asignó edad neoproterozoica aestas metamorfitas, criterio que se comparte porlos argumentos expuestos por este autor, los queestarían además apoyados por la historia tectono-metamórfica que muestra esta unidad y que la di-ferencia de las unidades ordovícicas. Por otra par-te, la discordancia que Mpodozis et al. (1997) des-cribieron en la zona de Cazadero Grande indica unaedad pre-ordovícica para las metamorfitas allí ex-puestas.

PALEOZOICO INFERIOR

a) Rocas volcánicas, sedimentarias y epimeta-mórficas

Formación Las Planchadas (3)Volcanitas y sedimentitas volcaniclásticas conintercalaciones de niveles clásticos

Antecedentes

La Formación Las Planchadas fue definida porTurner (1967) y estudiada por diferentes autores(véase síntesis en Durand et al., 1994).

Distribución areal

Los afloramientos principales están sobre am-bas márgenes de la depresión de los Pelados en laparte sudoriental de la Hoja y en la región ubicadahacia el este del cerro Peinado.


Litología

Está formada por volcanitas, sedimentitas vol-caniclásticas y ocasionales intercalaciones de sedi-mentitas clásticas.

En el perfil de la margen oriental de la depresiónde los Pelados se observó una sección de aproxima-damente 400 m de espesor compuesta por lavas rio-lítico-dacíticas, brechas volcánicas, conglomerados,areniscas, areniscas volcaniclásticas e intercalacio-nes menores de pelitas (Figura 2).

Las riolitas y dacitas constituyen mantos cuyaspotencias varían entre 1 y 60 metros. El espeso ni-vel lávico de la parte superior del perfil relevado estácortado por brechas intrusivas, quizá asociadas aconductos.

Los conglomerados siguen generalmente a losmantos lávicos más espesos. Tienen rodados de lavay de una roca granuda con mayor grado de crista-lización, quizá proveniente de intrusivos subvolcá-nicos. Los conglomerados son medianos a finos,con una matriz arenosa y cemento silíceo. Los es-pesores varían entre pocos centímetros y 20 me-tros.

Las areniscas y areniscas volcaniclásticas soncuarzosas, de grano mediano a grueso, macizas. Secaracterizan por sus coloraciones claras. Poseenintercalaciones delgadas de lava y de niveles de chertgris oscuro de pocos centímetros de potencia.

Brechas volcánicas y conglomerados finos for-man paquetes de hasta 40 m de potencia en la partesuperior de la secuencia analizada.

Una fuerte alteración silícea acompañada demetales afectó a este conjunto (Hongn et al., 1996)y le confieren a esta unidad interés desde el puntode vista de la exploración minera.

El espesor aflorante en el área que abarca laHoja es de aproximadamente 600 metros.


No se observó su base en el ámbito de la Hoja.Pocos kilómetros hacia el sur, Mpodozis et al. (1997)describieron volcanitas que asignaron a la Forma-ción Las Planchadas, que están apoyadas en discor-dancia sobre ortogneises del basamento.

Sobre la Formación las Planchadas se apoyanlas sedimentitas rojas neopaleozoicas al naciente dela vega de San Francisco y al SSE del cerro Fama-balasto. Esta unidad está intruida y cubierta pormagmatitas cenozoicas.

Edad

Al sur de la Hoja, en la parte austral del vallede Chaschuil, los niveles superiores de la Forma-ción Las Planchadas se intercalan con las sedimen-titas de la Formación Suri del Arenigiano (Durandet al., 1994), por lo que se le asigna una edad are-nigiana, sin descartar que su base llegue hasta elTremadociano.

Complejo Sedimentario VolcánicoCortaderas Chicas (nom. nov.) (4)Sedimentitas (cuarcitas, grauvacas, pelitas), sedi-mentitas volcaniclásticas (areniscas volcaniclásti-cas y tobas) y volcanitas (riolitas)

Antecedentes

El Complejo Sedimentario Volcánico CortaderasChicas (CSVCC) se define para integrar a una se-rie de unidades litológicas entre las cuales no fueposible establecer sus relaciones estratigráficas, porefecto de las perturbaciones tectónicas y de la es-casa información disponible.

Figura 2. Columna litológica esquemática de la FormaciónLas Planchadas en la margen oriental de la depresión

de los Pelados.


Distribución areal

Constituye extensos afloramientos de orientaciónnorte-sur en la sierra de Calalaste y entre el porte-zuelo de San Buenaventura y el cerro San Buena-ventura.

Litología

En el CSVCC se incluyen unidades clásticas,volcánicas y volcaniclásticas relacionadas con unmagmatismo ácido. El conjunto registra un metamor-fismo de facies esquistos verdes y otro localizado,de tipo térmico, indicado por motas biotíticas de neo-formación.

Las principales litologías son:

Cuarcitas: Rocas blancas, muy tenaces, com-puestas principalmente por granos de cuarzo y ce-mento silíceo, aunque localmente muestran interca-laciones de areniscas más sucias, las que se distin-guen por la presencia de muscovita de neoforma-ción por metamorfismo. Son rocas macizas. Local-mente se observa una foliación cuyo origen sedi-mentario o tectónico es difícil establecer en los aflo-ramientos. El espesor mínimo es de 100 metros.

Pelitas, tobas y grauvacas: Constituyen las li-tologías más difundidas. Las pelitas y tobas son es-pecialmente importantes porque a ellas se encuen-tran relacionadas las mineralizaciones detectadassobre el flanco oriental de la sierra de Calalaste.

Las grauvacas y pelitas forman paquetes espe-sos donde la alternancia litológica define nítidamen-te la estratificación. En corte fresco, las pelitas sonde color gris a pardo con tonalidades verdosas, y lasgrauvacas de color gris verdoso. Las pelitas sonmacizas o con laminación paralela, aunque en mu-chos casos la deformación transpuso en distintosgrados las laminaciones primarias; las grauvacaspresentan estratificación granodecreciente, ocasio-nalmente son macizas.

Las pelitas y tobas forman paquetes de espesorvariable, desde pocos metros hasta más de 200 me-tros.

Las pelitas corresponden a lutitas grises a ne-gras, generalmente transformadas en pizarras porefecto del metamorfismo de muy bajo grado. Estáncompuestas por sericita y ocasionales clastos decuarzo.

Las tobas tienen en afloramiento el aspecto deuna pizarra moteada. Son grises, con un clivaje bien

desarrollado y en partes con una foliación y linea-ción de estiramiento bien marcada por sombras depresión sobre cristaloclastos de mayor competen-cia.

Al microscopio se caracterizan por la presenciade cristaloclastos relícticos (10 a 30% del total de laroca) de cuarzo, plagioclasa y ocasionalmente bioti-ta, en una matriz fina parcial a totalmente recristali-zada durante el metamorfismo (facies esquistos ver-des).

Grauvacas y grauvacas feldespáticas: Sonrocas tenaces, oscuras, macizas o con niveles conestratificación gradacional y constituyen paquetes dehasta 100 m de espesor. Entre las grauvacas se in-tercalan grauvacas feldespáticas con abundantematerial de origen volcánico, en las que los clastoscomponen hasta el 75 % del total de la roca. Sedistinguen niveles con mayor contenido de interca-laciones pelíticas.

La matriz está transformada generalmente enun agregado de micas muy finas, principalmente se-ricita, debido a la recristalización asociada al meta-morfismo (facies esquistos verdes).

Volcanitas ácidas: En el afloramiento son ro-cas granudas compuestas por fenocristales de cuar-zo y feldespato inmersos en una pasta fina. Presen-tan zonas con una foliación tectónica bien definida yotras donde la estructura planar es débil o imper-ceptible a ojo desnudo. Forman cuerpos tabulares,bien definidos, deformados conjuntamente con lasotras unidades litológicas.

Al microscopio se distinguen cristaloclastos re-lícticos de cuarzo, plagioclasa y biotita, cuyas pro-porciones varían entre 15 y 25%, inmersos en unamatriz parcial a totalmente recristalizada por meta-morfismo (facies esquistos verdes). Su composiciónes riolítico-dacítica.

Se observan restos de textura eutaxítica originalen aquellos niveles donde la recristalización de lamatriz es menor, lo que permite caracterizar a partede estas volcanitas ácidas como ignimbritas. Estaparticularidad coincide con determinaciones de cam-po basadas principalmente en la presencia de fiam-mes y de contactos basales erosivos como se ad-vierte en el tramo superior de la quebrada del Bayito.

Los afloramientos del CSVCC, entre el cerroSan Buenaventura y el portezuelo San Buenaventu-ra, incluyen pelitas y grauvacas con delgadas inter-calaciones de areniscas con cemento carbonático.Las volcanitas ácidas son escasas.


El CSVCC registra dos episodios de metamor-fismo. Uno de facies esquistos verdes vinculado conla deformación paleozoica y el otro de tipo térmicoque originó motas de biotita. En algunos casos estemetamorfismo térmico tiene vinculación con fenó-menos de contacto producidos por intrusiones degabros, en otros, no se encontraron relaciones di-rectas con la fuente de calor, quizá correspondientea intrusivos no aflorantes.Nota: Las descripciones de cortes delgados provenientes delCSVCC fueron llevadas a cabo por la Dra. Marta Godeas.


Las relaciones estratigráficas entre los compo-nentes del complejo no son claras. El conjunto formaparte de una faja plegada y corrida con deformaciónintensa, por lo tanto existen superposiciones y repeti-ciones tectónicas que impiden determinar las relacio-nes estratigráficas originales. De las secciones rele-vadas, la de la quebrada de los Blanquitos es la que

muestra menos complicación estructural y allí se de-terminó la columna esquematizada en la figura 3. Sinembargo, esta columna es sólo de valor local debido aque la superposición de eventos volcánicos cuya ex-tensión lateral es variable puede generar importantescambios en las secuencias en distancias cortas.

Los depósitos ordovícicos del tramo norte de lasierra de Calalaste, en las Hojas Cachi y Antofalla,están constituidos por grauvacas y pelitas con inter-calaciones de basalto y rocas volcaniclásticas áci-das. Estos niveles corresponderían a la FormaciónFalda Ciénaga (Aceñolaza et al., 1976), por lo tantola sierra de Calalaste quizás exhiba el pasaje entreel CSVCC y la Formación Falda Ciénega en las in-mediaciones del límite septentrional de la Hoja Pasode San Francisco. Es posible también que parte delas grauvacas y pelitas que se incluyen en el CSVCCcorrespondan a la Formación Falda Ciénega.

La base del complejo no se observó, en la partesur está en contacto tectónico con el basamentometamórfico de la Formación Famabalasto. En lasierra de Calalaste está intruido por granitoides áci-dos (Formación Las Yeguas) y por gabros del Com-plejo Básico-Ultrabásico Tramontana. Con las ro-cas ultrabásicas de este último complejo muestrarelaciones tectónicas. Sobre el CSVCC se apoyansedimentitas de la Formación Patquía de la Cuesta yvolcanitas y sedimentitas cenozoicas.

Edad y espesor

Son escasos los registros fosilíferos. En la quebra-da del Diablo, 2 km al norte del límite septentrional dela Hoja, existen graptolitos de edad arenigiana supe-rior-llanvirniana (Udo Zimmermann, com. personal).

Debido al buzamiento constante, entre 10° y 20°hacia el norte de las líneas axiales de los pliegues delCSVCC, no debe descartarse la presencia de nive-les más antiguos que el Arenigiano superior en laporción centro-austral de la sierra de Calalaste. Encuanto al espesor, no es posible definirlo, se estimaun mínimo de 1500 m para el conjunto de unidadeslitológicas integradas en el CSVCC.

Formación Falda Ciénega (5)Grauvacas y pelitas

Antecedentes

Fue definida por Aceñolaza et al. (1976) paracaracterizar las turbiditas ordovícicas con fósiles queafloran en la Puna Austral.

Figura 3. Columna simplificada con las principales uni-dades litológicas del Ordovícico de la sierra de Calalaste,

quebrada de los Blanquitos.


Distribución areal

Aflora en el Filo Colorado y en morros aisladosentre el Filo Colorado y la sierra de Calalaste. Partede las grauvacas y pelitas incluidas en el ComplejoSedimentario Volcánico Cortaderas Chicas tal vezcorrespondan a la Formación Falda Ciénega, espe-cialmente aquellas que asoman en la parte norte dela sierra de Calalaste.

Litología

Está compuesta por una sucesión gris verdosade grauvacas y pelitas dispuestas en forma rítmica.Las grauvacas muestran estratificación granodecre-ciente. Los bancos tienen potencias que varían des-de pocos centímetros hasta 5 metros. Alternan pa-quetes de igual proporción de pelitas y grauvacas,con otros donde las grauvacas dominan netamentesobre las pelitas.

Las pelitas localmente son negras, macizas o conuna laminación paralela bien definida, esta últimapuede mostrar un grado de transposición avanzadosegún el clivaje. Algunos bancos pelíticos exhibenintercalaciones de una roca con una laminación pa-ralela muy bien definida, marcada por la intercala-ción de niveles claros y oscuros, los que posiblementeestán ligados a una mayor participación de cenizasvolcánicas. Las pelitas tienen espesores que varíanentre 5 cm y 1 metro.

Entre las pelitas y grauvacas se disponen oca-sionales bancos de conglomerado fino, compuestoprincipalmente por rodados de cuarzo con una ma-triz arenosa.

La Formación Falda Ciénega registra un meta-morfismo de muy bajo a bajo grado, anquimetamor-fismo según la cristalinidad de la illita (Toselli, 1982).


En la sierra de Calalaste aflora el pasaje entre laturbiditas y las diferentes litologías que componen elCSVCC. En la quebrada del Diablo existen nivelesde turbiditas con intercalaciones de niveles volcáni-cos y volcaniclásticos con fósiles, los que podríancorresponder a la transición entre el CSVCC y laFormación Falda Ciénega. Es posible que las turbi-ditas de la Formación Falda Ciénega representen unestadio de evolución de la cuenca posterior al deldepósito del CSVCC.

De acuerdo con esta hipótesis, la FormaciónFalda Ciénega correspondería al relleno de una

cuenca compresional y en general sería más mo-derna que el CSVCC, por lo que se apoyaría tantosobre el CVSCC como sobre el basamento pre-ordovícico. Sin embargo, esta hipótesis debe sercomprobada a través de análisis estratigráficos másdetallados de las unidades, porque no hay que des-cartar que las grauvacas y pelitas incluidas en elCSVCC sean equivalentes a las de la FormaciónFalda Ciénega.

Sobre la Formación Falda Ciénega se apoyansedimentitas neopaleozoicas y cenozoicas.

Edad

La edad sería llanvirniana alta-llandeiliana, deacuerdo con los graptolitos provenientes del perfilde Falda Ciénega (Aceñolaza et al., 1976) y deafloramientos de las inmediaciones de Paycuqui(Rojo, 1972), ambas localidades situadas al nortede la Hoja.

b) Rocas ígneas

Complejo Básico-Ultrabásico Tramontana(nom. nov.) (6)Gabros cumulares, gabros-basaltos

Antecedentes

Blasco et al. (1996) interpretaron a estas rocascomo remanentes de una corteza oceánica. Con fi-nes estrictamente cartográficos, se define el Com-plejo Básico-Ultrabásico Tramontana (CBUT) paraagrupar a todas las rocas con esas característicaslitológicas, entre las cuales es posible que existanrocas generadas por procesos distintos pero para cuyadiferenciación se necesitan investigaciones detalla-das, objetivo que está fuera de los alcances de estetrabajo.

Distribución areal

Se incluyen en este complejo a las rocas básicasy ultrabásicas distribuidas en la sierra de Calalaste yal oeste del cerro San Buenaventura.

Litología

El Complejo Básico-Ultrabásico Tramontana(CBUT) incluye rocas ultrabásicas correspondien-tes a gabros cumulares y rocas básicas representa-das por gabros y basaltos.


Gabros cumulares: Integran cuerpos peque-ños hasta el momento descriptos solamente en laquebrada Tramontana. Son rocas de color verdeoscuro a negro, de grano fino a mediano, com-puestas principalmente por olivina, clinopiroxenoy plagioclasa. Se diferencian bandas más ricas enplagioclasa y bandas más ricas en piroxeno, estasúltimas pueden constituir piroxenitas. Muestrandelgadas fajas serpentinizadas con asbesto. Loscontactos con la roca de caja son tectónicos. For-man parte de una zona de mezcla tectónica (me-lange). En las zonas de falla ocurrió un fenóme-no metasomático que generó rodingitas, que sedistinguen por sus colores más claros y por susfenocristales de anfíboles cálcicos (Norman Page,com. verbal).

Gabros: Afloran en la sierra de Calalaste. Sonrocas verdes, de grano fino a mediano, compuestaspor tremolita-actinolita (como producto de transfor-maciones metamórficas e hidrotermales) y plagio-clasa. Definen cuerpos de hasta 300 m de potencia,generalmente elongados y subconcordantes con laroca de caja.

Hacia el norte del cerro San Buenaventura sedistinguen dos tipos de gabros, uno oscuro, de granofino, más rico en piroxeno y olivina y otro más claro,de grano más grueso y con mayor contenido de pla-gioclasa y anfíbol. En algunos afloramientos se ob-serva mezcla entre estos dos tipos de gabros.

Los gabros muestran distintas relaciones con laroca de caja. En algunos sitios los contactos son tec-tónicos, por ejemplo en la sierra de Calalaste dondeparticipan como escamas en la mezcla tectónica(quebrada Tramontana) o forman un grupo de pe-queños cuerpos lenticulares, más de diez en un tra-mo de 300 metros, todos limitados por fallas en unazona de apilamiento tectónico (quebradaCortaderas). Los contactos observados hacia el nortedel cerro San Buenaventura también son tectónicos.Por otra parte, existen gabros con contactos intrusi-vos y desarrollo de una aureola de metamorfismotérmico donde crecen pequeñas motas de biotita,como se ve en la quebrada de Cortaderas Chicas enla sierra de Calalaste.

Basaltos: El CBUT incluye también mantos delavas básicas determinadas como basaltos. Los ejem-plos más claros de estas volcanitas se encuentranen la quebrada del Diablo (Udo Zimmermann, com.pers.) y en las nacientes de la quebrada de Tramon-tana, sitio donde se advierte un nivel de roca básica

de más de 40 m de potencia y fragmentos de estamisma roca inmersos en las pelitas de la roca decaja en la base. Es posible que una parte de los cuer-pos tabulares que se describen como gabros en rea-lidad correspondan a basaltos.

Al microscopio, los basaltos presentan una tex-tura intersertal parcialmente afectada por metamor-fismo regional de bajo grado. Se distinguen tablillasentrecruzadas de plagioclasa muy reemplazada porepidoto; entre ellas se disponen minerales máficostotalmente convertidos en tremolita-actinolita, clori-ta, epidoto, titanita y carbonato.


Las relaciones estratigráficas entre el ComplejoBásico-Ultrabásico Tramontana y el Complejo Se-dimentario Volcánico Cortaderas Chicas son varia-bles. Las rocas ultrabásicas muestran contactos tec-tónicos mientras que los gabros tienen contactos in-trusivos o por fallas. Por otra parte, los basaltos es-tán intercalados con las sedimentitas.

A manera de hipótesis debe comentarse la posi-bilidad de que las rocas del CBUT que afloran en lasierra de Calalaste sean diferentes a las que afloranhacia el norte del cerro Sao Buenaventura. Estasúltimas poseen mayor contenido de sulfuros que lasde Calalaste, diferencias que podrían reflejar distin-tos orígenes (Norman Page, com. verbal).

Edad

El CBUT es previo a la deformación paleo-zoica que afectó a las rocas ordovícicas de la re-gión. Esta deformación es con seguridad pre-car-bonífera y se le atribuye una edad ordovícica, porlo que se deduce que las rocas del CBUT no sonposteriores al Ordovícico. Por otra parte, gabrosy basaltos del CBUT intruyen o se intercalan conlas rocas del Complejo Sedimentario VolcánicoCortaderas Chicas, al que se le asigna una edaddentro del rango arenigiano-llanvirniano, aunquesin descartar la presencia de niveles tremadocia-nos.

En cuanto a la edad de las rocas ultrabásicas,puede ser similar a la de los gabros y basaltos, esdecir dentro del rango tremadociano-llanvirniano, opuede ser que la edad ordovícica corresponda a ladel emplazamiento tectónico y no a la original de laroca. En este caso, debe considerarse la hipótesisde que los gabros cumulares pueden estar desvincu-lados del resto de las rocas del CBUT.


Formación Las Yeguas (7)Granitos, granodioritas y ocasionalmente tona-litas

Antecedentes

Esta unidad fue definida por Proserpio et al.(1989) para englobar granitoides y granitoides gnei-sicos. En ella se incluyen también a los granitos dela Formación Cerro Plegado (Núñez, 1971). Estasrocas ya habían sido cartografiadas por Penck(1920) y por Turner (1963), quien las distinguió comobasamento granítico. Durante el levantamiento dela Hoja sólo fue posible controlar los afloramientosdel extremo austral de la misma. Las rocas consi-deradas dentro de esta formación agrupan unaamplia variedad de tipos litológicos (Turner, 1963;Núñez, 1971; Proserpio et al., 1989) por lo que esposible que ella incluya granitoides con edades di-ferentes y relacionados con distintos eventos mag-máticos.

Distribución areal

Los afloramientos principales están hacia el surdel cerro La Hoyada (Proserpio et al., 1989, Turner1963), mientras que un grupo de cuerpos pequeñosasoma en las inmediaciones de la Borita (Núñez,1971).

Litología

En las cercanías del cerro La Hoyada, Proserpioet al. (1989) diferenciaron granitos, granodioritas ytonalitas; muchas de estas rocas muestran procesosde deformación y metamorfismo superpuestos quelas convierte en ortogneises u ortogneises miloníti-cos. De acuerdo con Proserpio et al. (1989), domi-nan los intrusivos deformados con distintos gradosde cataclasis y milonitización, los que les confierenfábricas foliadas.

Por otra parte, Núñez (1971) describió granitosy granodioritas de color blanco a blanco rosado y degrano mediano, que se manifiestan como pequeñosplutones intruidos en metasedimentitas ordovícicasen las inmediaciones del alto de la Borita.


Los intrusivos de la Formación Las Yeguas mues-tran distintas relaciones estratigráficas. Parte de ellosintruyen al Ordovícico (Núñez, 1971) y otros están

alojados en las metamorfitas de la Formación Fa-mabalasto.

Edad

No existen dataciones radimétricas que permi-tan conocer la edad de estos intrusivos. Los cuer-pos descriptos por Núñez (1971) son paleozoicosdebido a que intruyen capas ordovícicas. Por estarazón se asigna una edad paleozoica (Ordovícicosuperior-Silúrico). Sin embargo, es probable quedentro de los intrusivos agrupados en esta forma-ción existan por un lado los paleozoicos como losque describió Núñez (1971) y otros más antiguosrelacionados con la Formación Famabalasto. Entreestos últimos se encontrarían parte de los granitoi-des deformados.

2.2. PALEOZOICO SUPERIOR

2.2.1. PÉRMICO

Formación Patquía de la Cuesta (8)Sedimentitas rojas compuestas por conglomeradosy areniscas conglomerádicas

Antecedentes

En el estudio realizado por Proserpio (1972) sedefinió como Formación Agua Colorada, de edaddevónica-carbonífera, a las unidades sedimentariasintegradas por areniscas y conglomerados ubica-dos al este de la vega de San Francisco. En la mis-ma corrida, un poco más al sur, Turner (1967) de-signó a esta unidad con el nombre de Formación dela Cuesta.

Fernández Seveso et al. (1991, 1993) realizaronun análisis cicloestratigráfico de la cuenca del Gru-po Paganzo (Frenguelli, 1944), asignándole el nom-bre Patquía de la Cuesta inferior al conjunto de su-perciclos de edad pérmica inferior.

Distribución areal

La mayor exposición de esta formación se en-cuentra en el cerro Colorado ubicado en el bordeoriental de la Hoja. Otros afloramientos de menorextensión fueron identificados al pie de la sierra deCalalaste tanto en su flanco oriental como occi-dental, en ambos casos en relación por falla conunidades ordovícicas. También al sur de la sierra


de San Buenaventura se observaron fajas de aflo-ramientos que tienen continuidad en la HojaFiambalá.

Litología

Esta unidad está integrada por conglomerados yareniscas conglomerádicas, color rojo ladrillo, dis-puestos en estratos lenticulares, con estratificaciónmediana que no excede los 5 m de espesor.

Los conglomerados gruesos están formados porlitoclastos angulosos y subangulosos de sedimenti-tas ordovícicas y cuarzo de tamaños que varían en-tre 20 cm y 0,5 cm, matriz de arena mediana y ce-mento calcáreo. Estos conglomerados conformanrellenos de canales e integran la base de ciclos gra-no decrecientes que culminan con arenisca fina ypelitas, de espesores que van desde delgadas lámi-nas a estratos de más de un metro de potencia.

En el área ubicada al este de la sierra Filo Colo-rado son frecuentes las decoloraciones blanquecinoamarillentas de los bancos arenosos.

Al oeste de la sierra de Calalaste, la secuenciase inicia con conglomerados muy gruesos de 40 mde espesor entre los que se intercalan areniscasmedianas con estructuras internas entrecruzadas.

Hacia las partes altas, la estratificación está in-tegrada por bancos de areniscas calcáreas, even-tuales conglomerados muy gruesos de tipo clastosoporte y escasos niveles de calizas. Las areniscaslenticulares con delgados niveles pelíticos presentanrasgos de bioturbaciones.

En la sierra de Filo Colorado se observaron cua-tro ciclos granodecrecientes de conglomerados yareniscas conglomerádicas, de aproximadamente 50m de espesor cada uno. En las partes estratigráfica-mente más altas, los estratos presentan una geome-tría de barras amalgamadas mejor definidas que enla base y aumentan de espesor los niveles pelíticosllegando a 2,5 metros. Se advirtieron también ban-cos de areniscas con estratificación laminar de altorégimen, óndulas en caja de huevo, niveles de cali-che y calizas de no más de 20 cm de espesor.

Ambiente

Basándose en las observaciones efectuadas, seinterpreta que el ambiente de los depósitos es deabanicos aluviales con aporte dominante de rocasordovícicas en la base.

En las partes intermedias de la columna, las fa-cies de abanicos aluviales se intercalan con ban-

cos de areniscas con estructuras internas que indi-can la existencia de un sistema fluvial subordina-do.

En las partes altas de la columna, el sistema flu-vial dominante es del tipo braided, caracterizadopor la existencia de barras amalgamadas y canalessobre el que interfieren eventuales aportes de ava-lanchas.

El sistema evoluciona hacia un ambiente fluvialabierto con desarrollo de llanuras de inundación ex-tendidas. La culminación de la secuencia correspon-de a un sistema fluvial con posible influencia marinaevidenciado por la presencia de bancos calcáreos yde estructuras de oleaje.

Las paleocorrientes de los estratos localizadosal este de la sierra Filo Colorado indican una direc-ción de 260° - 230°.

En cuanto a su disposición estructural, esta uni-dad forma parte de los cabalgamientos correspon-dientes a la faja plegada desarrollada por la tectóni-ca andina en la región.


La relación de base es discordante sobre unida-des ordovícicas y fue vista en la entrada de la que-brada Cortadera sobre la Formación Falda Ciénegay al este de la vega de San Francisco con la Forma-ción Las Planchadas. La relación de techo con laFormación Geste, observada en la sierra de FiloColorado y en una quebrada ubicada al norte de lamisma, es por discordancia de bajo ángulo.

En el tramo superior de esta unidad se advirtióun banco continuo, de 2 m de espesor, intensamen-te alterado con carbonatos que decoloran la roca,que fue interpretado como un nivel freático. Estenivel se encuentra 30 metros por debajo de la dis-cordancia con las sedimentitas de la FormaciónGeste y constituye una evidencia de proximidad deuna superficie de exposición durante un tiempo pro-longado.

Edad

La edad de 281±6 Ma (K/Ar sobre feldespa-to) fue obtenida a partir de una toba intercaladaen sedimentitas rojas aflorantes en una quebradaubicada al oeste de la mina La Borita (Kraemeret al., 1999). Otras dataciones realizadas en lalaguna del Fraile, pocos kilómetros al norte de laHoja, dieron cifras comprendidas entre 260 Ma y280 Ma.


2.3. MESOZOICO

2.3.1. TRIÁSICO

Formación Pantanoso (9)Riolitas y riodacitas

Antecedentes y distribución areal

Mercado (1982) definió esta unidad en Chile,donde se localizan los afloramientos más extensos.En el ámbito de la Hoja Paso de San Francisco aflo-ra en el centro-oeste, al suroeste del cerro Cóndor,muy próximo al limite con Chile.

Litología

Es una secuencia esencialmente volcánica cons-tituida por riolitas y riodacitas a veces fluidales ytobas riolíticas rojas ricas en ojos de cuarzo. Se pre-senta con estratificación gruesa a masiva, con esca-sas intercalaciones de areniscas epiclásticas coge-néticas con pórfidos riolíticos a dacíticos rojos conabundantes ojos de cuarzo.

Edad

Gardeweg et al. (1997) le asignaron a esta uni-dad una edad de 228±5 Ma (K/Ar sobre biotita).

2.4. CENOZOICO

2.4.1. PALEÓGENO

2.4.1.1. Eoceno

Formación Geste (10)Areniscas finas a medianas, conglomerados y peli-tas

Antecedentes

Los trabajos de escala regional que incluyen elárea relevada no diferencian esta unidad del restode las sedimentitas neógenas.

En los alrededores de Antofagasta de la Sierra,distante pocos kilómetros al noroeste de la Hoja,Alonso y Fielding (1986) identificaron una asocia-ción faunística de edad eocena media, en sedimenti-tas rojas similares a las aquí descritas, incluyéndolasen la Formación Geste (Turner 1961, 1964).

Distribución areal

Los afloramientos correspondientes a esta uni-dad se disponen en una faja elongada, con rumbonorte-sur, ubicada entre los valles de Carachipampay de Incahuasi a lo largo del borde oriental de laHoja. Integran la parte central y topográficamentemás elevada de la sierra Filo Colorado.

Litología

Está constituida por areniscas finas a medianas,conglomerados y pelitas de coloración rojo pardus-ca. Se disponen en estratos finos a medianos, conestructura interna entrecruzada e intercalaciones len-ticulares de conglomerados gruesos a medianos.

La base de la columna está compuesta por con-glomerados gruesos con matriz arenosa de 3 m deespesor sobre el que se apoyan areniscas y limoare-niscas.

Las areniscas presentan estructura interna en-trecruzada de bajo ángulo y asintóticas en la base.Los estratos arenosos rematan en general con nive-les pelíticos con estructura interna laminar.

En los primeros 40 metros de la base, dominanniveles de granulometría fina sobre las areniscas grue-sas y conglomerados. Por encima se apoyan estratosde areniscas gruesas en forma de barras amalgama-das de espesores que no superan los 0,5 metros.

Continúan cinco ciclos grano y estratocrecien-tes, en algunos de los cuales se observaron niveleslenticulares de conglomerados muy gruesos.

El espesor parcial de la secuencia es de 500 mcon secuencias que van de 50 a 100 m de espesor.

Ambiente

El ambiente de depositación de esta unidad esfluvial entrelazado, en el que se desarrollaron barrasamalgamadas y depósitos finos propios de llanurasaluviales.

La base de la secuencia corresponde a un siste-ma fluvial con llanura aluvial extensa y un canal je-rarquizado, mientras que hacia las partes superioresel sistema dominante es de crecimiento de barrascon canales menos desarrollados y profundos.


La relación de base es de discordancia angularsuave sobre la Formación Patquía de la Cuesta. Estadiscordancia fue observada en una quebrada ubica-


da al norte de la sierra de Filo Colorado y es visiblesobre la imagen satelital a la escala cartografiada.Las relaciones de techo no fueron visualizadas, yaque se halla cubierta por coluvios cuaternarios.

Edad

Se incluye a esta unidad en el Eoceno medio-superior por correlación con estratos similares aflo-rantes en los alrededores de Antofagasta de la Sie-rra (Alonso y Fielding, 1986) y en la laguna del Frai-le datados en 37,6 Ma a partir de un banco de toba(Kraemer et al., 1999).

2.4.1.2. Oligoceno

Formación Vizcachera (Miembro inferior) (11)Areniscas y conglomerados con intercalaciones delimolitas y delgados bancos de areniscas con ma-triz tobácea

Antecedentes

Se identifica con este nombre a una secuenciaestratigráfica integrada por areniscas y pelitas rojasen la parte inferior (Miembro inferior) y por un con-junto volcano-sedimentario en la parte superior(Miembro superior).

Debido a las descripciones aquí realizadas y a laextensa distribución areal que presenta esta unidad,se propone asignar el rango de Formación al conjun-to reconocido con el nombre informal de SedimentitaVizcachera (Alonso, 1996) en las Cartas Geológi-cas Cachi (Hongn y Seggiaro, 1998) y Socompa(Zappettini y Blasco, 1999).

Distribución areal

Afloran en el noroeste de la Hoja cerca del lími-te con Chile, en el borde occidental del salar de An-tofalla, en la quebrada de Aguas Dulces que desem-boca en el extremo sur del salar de Antofalla y, enuna faja de orientación meridiana ubicada entre losvolcanes Chascón y El Peinado al norte de la cordi-llera de San Buenaventura.

Litología

Los afloramientos de la quebrada de AguasDulces están constituidos por areniscas finas conmatriz limosa, de color rojo ladrillo, en las que inter-calan lentes conglomerádicas con matriz fina.

En áreas cercanas al puesto La Brea, la unidadestá integrada por areniscas gruesas y areniscasconglomerádicas en las que la fracción gruesa estáformada por clastos redondeados del basamento, contamaños que van desde 0,5 cm a 1 centímetro.

La estratificación es mediana, con geometríasasintóticas y lenticulares y estructura interna entre-cruzada de alto ángulo que indican dirección de pa-leocorrientes hacia el sur. En esta secuencia se ob-servaron niveles con estructuras internas laminaresde alto régimen. Los sets de laminación fina son gra-nocrecientes y pasan de arenas finas a medianascon clastos sabulíticos.

En la parte intermedia de la secuencia se ad-vierte la presencia de bancos limosos, con estruc-turas entrecruzadas, que tienen espesores mayo-res que los de la base con intercalaciones estratosde areniscas con matriz tobácea. Se destaca laexistencia de venas de yeso de generación secun-daria.

El espesor parcial estimado para esta unidad esde 400 metros, al sur de la laguna La Brea.

Ambiente

El ambiente corresponde a un sistema fluvial condesarrollo de barras y llanuras aluviales en un régi-men de mediana a alta energía con aportes de aba-nicos aluviales parcialmente retrabajados.

En el cordón ubicado al este del cerro El Pei-nado, la secuencia detrítica es más gruesa que enlas otras áreas y presenta como rasgo particular,una abundante cantidad de fragmentos de volca-nitas entre los que se destacan bloques de ignim-britas redondeados a subredondeados. Debido ala aparente posición relativa en la columna estra-tigráfica y por variaciones laterales advertidasdesde la quebrada de la mina Julia hacia el norte,se interpreta que las diferencias litológicas de estasecuencia con las descritas en las otras áreas po-drían corresponder a un cambio de facies dentrode la cuenca.


La relación estratigráfica con el Miembro su-perior no fue observada, se infiere que la mismapodría ser concordante basándose en la similitudde orientación e inclinación de ambas unidades enafloramientos contiguos. La secuencia de ambasunidades correspondería a distintas etapas en la evo-lución de una cuenca de antepaís, razón por la cual


las relaciones estratigráficas podrían ser discordan-tes en áreas proximales al frente orogénico y con-cordantes en zonas distales. Las relaciones estra-tigráficas con el resto de las unidades son discor-dantes.

Edad

En la quebrada de Aguas Dulces, esta unidadestá intruida por diques anfibólicos datados en 23Ma (Mpodozis et al., 1996). En base a esta infor-mación y por extrapolación con una datación de28 Ma realizada en sedimentos similares al nortede la Hoja, se ubica a la Formación Vizcachera(Miembro inferior) en el Oligoceno (Kraemer etal., 1999).

2.4.2. NEÓGENO

2.4.2.1. Mioceno inferior

Cuerpos dacítico-andesíticos Agua Dulce (13)Andesitas y dacitas verdosas

Distribución areal

Esta unidad está constituida por un conjunto decuerpos subvolcánicos, diques y lacolitos que intru-yen a las sedimentitas del Miembro inferior de LaFormación Vizcachera, en el área ubicada en el bor-de sur del salar de Antofalla y a lo largo de la que-brada de Aguas Dulces. El mayor volumen afloran-te de esta entidad se encuentra en la faja ubicada aleste del volcán El Peinado y al oeste de la sierra deCalalaste.

Litología

Las rocas que integran esta unidad son en ge-neral de color verde, de composición andesítica adacítica, con abundante contenido de cristales dehornblenda en forma de agujas. Al microscopio latextura es porfírica a glomeroporfírica formada porfenocristales (simples y compuestos) de plagiocla-sa (andesina cálcica), clinopiroxenos (clinoenstati-ta y diópsido), hornblenda y biotita; también se ob-servaron cumulatos básicos y amígdalas rellenaspor agregados de cuarzo. La pasta es de tipo pilo-táxica constituida por microlitos de plagioclasas,piroxenos, hornblenda y minerales opacos suborien-tados en la dirección de flujo inmersos en unamesostasis vítrea.

Se destaca que estas rocas fueron relevadas enalgunos puntos extremos del área aflorante. Es pro-bable que en este conjunto exista más de un eventomagmático superpuesto, que, debido a las caracte-rísticas expeditivas del trabajo realizado no fue de-tectado.

El área es interesante desde el punto de vistaminero, ya que presenta extensas zonas de altera-ción a las que podrían estar asociadas la mina LaBorita en el norte y las mineralizaciones de cobre enel sur de la faja, donde se hallaron rastros de labo-reos realizados por los jesuitas.

Relaciones estratigráficas y edad

Esta unidad intruye sedimentitas ordovícicas dela Formación Las Planchadas y terciarias de la For-mación Vizcachera. La sobreyacen la Ignimbritarosada, obsidianas de Los Cueros y coladas de losbasaltos Purulla.

La edad de estas rocas, obtenida por el métodode K/Ar a partir de un pórfiro dacítico de la quebra-da de Aguas Dulces es de 23,5 Ma (Mpodozis etal., 1996).

2.4.2.2. Mioceno inferior a medio

Formación Vizcachera (Miembro superior) (12)Conglomerados y areniscas con aportes de mate-rial volcánico con intercalaciones de mantos ig-nimbríticos. 12a Ignimbrítas dacíticas muy pumí-ceas.

Distribución areal

Aflora en el extremo noroccidental de la Hoja,en la franja delimitada por el salar de Antofalla y lasierra de Calalaste. Los asomos, parcialmente cu-biertos por depósitos coluviales y vulcanitas, conti-núan al oeste del salar de Antofalla hasta el límitecon Chile.

Litología

Está constituida por un conjunto de sedimentitascon abundante participación de volcanitas primariasy retrabajadas.

Los extensos afloramientos ubicados al sudestede mina La Borita y al oeste de la sierra de Calalas-te, comienzan con conglomerados de coloración grisverdosa, integrados principalmente por clastos devolcanitas ordovícicas redondeadas a subredonde-


adas inmersas en una matriz tufítica. También en lasecuencia basal se observaron areniscas tufíticasverdes con fragmentos de pómez.

Hacia el techo de la columna dominan areniscascon clastos provenientes de granitos y dacitas conabundantes pómez poco retrabajadas. Algunos ni-veles arenosos poseen cristales de feldespatos y bio-tita bien conservados. Las areniscas son de granomediano a grueso, con estructura interna gradadanormal y entrecruzada de bajo ángulo. Intercalanniveles pelíticos muy ginos que rematan cada set degradación normal.

Se encontraron niveles con restos de plantas nodeterminadas y bioturbaciones.

La base de cada set es erosiva sobre los nivelespelíticos e incorpora fragmentos de pelitas como in-traclastos.

La geometría de los estratos es sigmoidal, planaen la base y convexa en el techo.

En la parte media de esta secuencia se inter-calan bancos potentes de ignimbritas dacíticas muypumíceas y con abundante biotita de color grisblanquecino; en el mapa geológico se la identificacomo 12a. Pocos metros por debajo del nivel ig-nimbrítico se halla un banco con bombas de ba-saltos que producen estructuras de impacto en lossedimentos.

En las partes altas de la secuencia se definenciclos grano y estratocrecientes que culminan con eldominio de conglomerados gruesos y areniscas con-glomerádicas. Los clastos dominantes de la fraccióngruesa son de ignimbritas y de rocas ordovícicas.

Las ignimbritas que integran la sub-unidad 12afueron observadas también en el alto de Los Colo-rados. Están constituidas por cuatro pulsos de ig-nimbritas que en conjunto tienen 400 m de espesor;están poco soldadas, con abundantes líticos de vol-canitas de tamaño medio de 2 cm a 0,5 cm de diá-metro y pómez subredondeadas que no exceden los6 cm de diámetro.

En la base de uno de los pulsos aflora un nivelde surge de 40 cm de espesor, con laminación para-lela y abundante contenido de líticos, mientras queen el techo presenta una delgada capa cinerítica. Lodemás pulsos están marcados por superficies deenfriamiento y por una capa basal enriquecida enlíticos.

Ambiente

El ambiente de depósito es fluvial, con desarro-llo poco evolucionado de barras y canales y plani-

cies aluviales. El sistema fluvial es progradado porun régimen de mayor energía, con participación deabanicos aluviales en las partes superiores típica deuna cuenca de antepaís formada como respuestasedimentaria a la instalación y aproximación de unfrente orogénico.

Las paleocorrientes indican una dirección apro-ximada de sur a norte con el desarrollo de faciesproximales y mayor participación de volcanismo enel sur.

El volcanismo contemporáneo con la evoluciónde esta cuenca implica el inicio de una actividad vol-cánica intensa en la región.

La participación de volcanitas aumenta su volu-men hacia el sur y presenta características litológi-cas similares a las del Complejo Volcánico La Ho-yada, motivo por el cual se lo podría correlacionarcon este complejo, donde, en ese caso, se encontra-ría el centro de emisión principal.

La posición del arco magmático para el tiem-po de depositación de esta cuenca correspondea la de la Faja de Maricunga en Chile (Mpodoziset al., 1996). En tal sentido, los depósitos volcá-nicos intercalados en esta unidad representaríanlos primeros eventos relativos a la migración delarco magmático hacia el este (Mpodozis et al.,1996).


En el área relevada no fue posible observar lasrelaciones estratigráficas de base. No obstante, seinfiere una discordancia angular con los estratos dela Formación Patquía de la Cuesta debido a varia-ciones muy marcadas en la orientación de los estra-tos en afloramientos cercanos entre sí ubicados enlos alrededores de los altos de Soriano y la mina LaBorita.

Edad

Dataciones realizadas sobre ignimbritas (Krae-mer et al., 1999) dieron edades de 18 Ma en el sur yde 22 Ma en la parte norte de la cuenca, razón por lacual se incluye a esta unidad en el Mioceno inferiora medio.

Mpodozis et al. (1996) describieron en la cordi-llera Claudio Gay una secuencia de rocas volcano-detríticas gruesas con abundante material piroclásti-co, correlacionable con la Formación Vizcachera(Miembro superior), datada en 23,4±1,0 Ma y24,0±1,0 Ma.


2.4.2.3. Mioceno medio

Estratovolcanes dacíticos del Miocenomedio (14)Lavas dacíticas con fenocristales

Distribución areal

Integran a los Estratovolcanes dacíticos delMioceno medio, un conjunto de coladas y apara-tos volcánicos restringidos al sector noroeste dela Hoja, entre el cerro Vallecito y el alto de LosColorados.

Litología

Esta unidad fue observada en los alrededoresdel alto de Los Colorados, donde está constituidapor lavas dacíticas con fenocristales de plagioclasaeuhedral, de tamaños que alcanzan 1 cm de diáme-tro, biotita euhedral, cuarzo, anfíbol y hornblenda clo-ritizada.

Relaciones estratigráficas y estructurales

En el alto de Los Colorados se apoya en discor-dancia sobre ignimbritas y sedimentitas del Miem-bro superior de la Formación Vizcachera. En con-junto con la Formación Vizcachera conforman elborde de una depresión delimitada por fallas anula-res que cortan a otras fallas directas de rumbo su-doeste-nordeste. Por su geometría, las fallas anula-res podrían corresponder al colapso de una antiguacaldera de edad posterior o contemporánea con lasrocas que integran esta unidad.

Las fallas de rumbo sudoeste-nordeste delimi-tan un graben relleno por las dacitas integrantes deesta formación, a partir de lo cual se infiere que per-tenecen a una tectónica extensional anterior a lasmismas. Sobreyacen discordantemente a esta uni-dad, la Ignimbrita Los Colorados y las Ignimbritasde la unidad Ignimbritas y domos de Laguna Amar-ga y las lavas del Mioceno superior y del Pliocenosuperior.

Edad

Estas rocas forman parte o provienen de apara-tos volcánicos intensamente erosionados, a los queresulta difícil identificar su cráter. Por las caracte-rísticas similares a los grandes estratovolcanes delMioceno medio como el Teben Chico, Antofalla y

Beltrán ubicados al norte de la Hoja, se infiere paraestas rocas edades similares.

Complejo Volcánico La Hoyada (14 a,b,c,d)14a Brechas volcánicas y volcaniclásticasandesítico dacíticas. 14b Lavas y brechasandesíticas y dacíticas. 14c Domos e intrusivos.14d Ignimbritas dacíticas soldadas

Antecedentes

Las rocas de este complejo fueron descritas porTurner (1963) bajo el nombre de Formación La Ho-yada. Proserpio et al.(1989), mantuvieron esta de-nominación formacional e incorporaron cuatro miem-bros para diferenciar la gran variedad de rocas exis-tentes.

Debido a las dificultades encontradas paracorrelacionar y cartografiar cada uno de estos miem-bros, se adopta el término de Complejo Volcánicoconservándose el topónimo La Hoyada para desig-nar a este conjunto de rocas.

Distribución areal

Está integrado por brechas, lavas, depósitospiroclásticos e intrusivos que afloran en el extremosureste de la Hoja. Forman parte del extremo orien-tal de la cordillera de San Buenaventura y se extien-den hacia el norte bordeando la caldera del cerroBlanco hasta la laguna Purulla.

Litología

El conjunto presenta una sucesión litológica máso menos estratificada integrada por:

- Lavas andesíticas a dacíticas, compuestaspor fenocristales euhedrales de plagioclasa de 0,5cm a 6 cm de diámetro, anfíbol y biotita. En algunasáreas las andesitas presentan plagioclasas argili-tizadas, hornblendas cloritizadas y matriz limonítica.

En las nacientes de la quebrada La Hoyada sesuceden lavas fluidales y lavas en bloques, con ta-maño de grano más grueso, que gradan hacia nive-les muy fluidales, de grano fino, con una foliaciónmuy marcada que favorece su separación en lajas.En algunos sectores se observó el pasaje lateral delavas fluidales a lavas en bloques, donde los frag-mentos varían de más de 1 m a pocos centímetrosde diámetro. La secuencia de lavas se encuentra enla base del Complejo Volcánico La Hoyada.


- Ignimbritas dacíticas muy soldadas conabundante cuarzo y biotitas euhedrales, fragmentoslíticos de volcanitas terciarias, grauvacas y filitas.Presentan fiammes con relación de estiramiento ¼,de color negro y pómez de colores claros, frecuen-temente alteradas y con tonalidades verdosas (Fi-gura 4).

Debajo de los paquetes ignimbríticos se obser-varon niveles de poco espesor de oleadas piro-clásticas con laminación interna paralela y antidunas.

Los paquetes ignimbríricos pasan lateralmentea flujos de bloques y cenizas generados a partir delcolapso de domos. Las ignimbritas se distribuyenmayoritariamente en el sector E–SE del ComplejoVolcánico La Hoyada.

- Brechas volcánicas y volcaniclásticas conbloques y fragmentos de ignimbritas y de lavas dedacitas y andesitas. Están formadas por bloquessubredondeados de andesitas de hasta 1 m de diáme-tro, pómez biotíticas blancas y verdosas de 1 a 10 cmde diámetro en una matriz vítrea escasa (Figura 5).

En algunos afloramientos se insinúan bancos conuna leve orientación de los clastos, intercalados conniveles retrabajados de laminación fina, que indican

un proceso sedimentario subordinado al volcanismo.

- Domos e intrusivos. En el interior de la cal-dera de Robledo, al sureste del cerro Blanco, se dis-ponen domos verdes de composición andesítica conabundantes cristales de anfíboles bien desarrollados.Los domos son de tamaños variables entre 4 m ydecenas de metros de diámetro. En algunos se ob-servan conductos de salida con concentración departículas gruesas debido a la elutriación de materialfino por salida de gases y una foliación magmáticaque irradia a partir de ellos (Figura 6).

Están integrados por brechas de andesitas dis-puestas en bloques unidos por una matriz lávica, queen conjunto presentan aspecto de escoria de fundi-ción.

Asociados a los domos se encuentran diques decolor verde de igual composición, los que, en la ma-yoría de los casos, tienen alteración silícea, arcillosay oxidación.

Los intrusivos y las características de volcanismoproximal dominante en el área de La Hoyada indi-can que en este sector se implantó un centro deemisión, que por sus dimensiones, podría correspon-der a un sistema de calderas o de estratovolcanes

Figura 4. Ignimbrita dacítica del Complejo Volcánico La Hoyada.


de gran tamaño, completamente arrasados ya seapor erosión y/o por los eventos eruptivos posterio-res.


Esta unidad forma parte de la roca de caja de lacaldera del cerro Blanco. La relación de techo dis-cordante con los depósitos piroclásticos del Com-plejo Piroclástico Cerro Blanco, se ve a lo largo delos bordes de la caldera. En cuanto a las relacionesde base, las distintas facies se apoyan sobre rocasordovícicas y del basamento metamórfico. Estascaracterísticas fueron observadas al sureste de laHoja y al noroeste de la caldera del cerro Blanco

Edad

Una datación realizada sobre una roca porfíricade composición traquítica (Proyecto MAP,Panteleyev, com. personal) dio una edad de 9,8 ±0,6 Ma (U/Pb sobre circón).

2.4.2.4. Mioceno superior

Formación Sijes (15 a,b,c)15a Facies proximal: Conglomerados y areniscas gruesasen la parte inferior, areniscas finas y pelitas en la partesuperior. 15b Facies distal: Areniscas finas y pelitas conintercalaciones de yeso y nódulos de boratos. 15cMegacuerpos salinos: Bancos potentes de sal de roca

Antecedentes

Las relaciones estratigráficas y las característi-cas litológicas distintivas de esta unidad, particulari-zada por la presencia de boratos, cuerpos salinos ytobas, fueron los elementos de juicio tomados paraincorporar a las secuencias aquí descritas en la For-mación Sijes (Turner, 1961).

Distribución areal

Se encuentra a lo largo del borde este del salarde Antofalla. Sobre la base de las investigaciones

Figura 5. Brecha volcánica del Complejo Volcánico La Hoyada.


realizadas se diferencian una facies proximal en elárea del salar de Ratones y una facies distal en elborde del salar de Antofalla.

Litología

a) Facies proximal. Esta facies está constitui-da por una secuencia grano y estrato decreciente

que va desde escasos niveles de conglomerados yareniscas gruesas en la base, a areniscas finas ypelitas en las partes altas de la columna.

En la parte media se observaron dos bancos detobas de 0,5 m de espesor.

En los niveles inferiores de la columna, los ban-cos de arenas gruesas con matriz limosa exhibenclastos bien redondeados de hasta 0,5 cm de espe-

Figura 6. Conducto de salida con foliación magmática que alimenta un domo del Complejo Volcánico La Hoyada.


sor. La disposición es en sets granodecrecientesdominados por procesos de tracción-decantación quecomienzan con fracciones gruesas y culminan conláminas pelíticas.

En la parte media se destacan 50 m con la pre-sencia de niveles de yeso intercalados en bancos dearena fina y limosa. Los bancos son de geometríaplanar con estructuras internas entrecruzadas y gra-dadas en las areniscas y de laminación fina en laspelitas.

El ambiente de depositación es de aportes flu-viales o de abanicos aluviales, en un cuerpo de aguacon dominio de mecanismos de depósitos de trac-ción-decantación. Por la abundancia de sales se in-terpreta que el cuerpo de agua corresponde al de unlago evaporítico poco profundo.

En estos afloramientos se observaron depósitosretrabajados de tobas.

En el norte de la Hoja, se hallaron conglomera-dos más gruesos y depósitos netamente fluvialescaracterizados por la existencia de lentes conglo-merádicas y areniscas. Los conglomerados tienenclastos de basamento metamórfico y de rocas ordo-vícicas. Forman parte de una secuencia que culmi-na con depósitos de un paleocanal medianamentejerarquizado.

b) Facies distal. Sobre la facies proximal, co-mienza una secuencia cartografiada como faciesdistal de la Formación Sijes, en la que abundan are-niscas finas y pelitas con intercalaciones de yeso ynódulos de boratos.

Las facies distales son netamente lacustres, do-minadas por sedimentos pelíticos y areniscas finascon intercalaciones de cuerpos salinos y niveles bo-ratíferos.

Esta unidad se encuentra suavemente deforma-da, con pliegues abiertos cuyos ejes buzan hacia elnorte. En el borde este del salar, la facies proximalestá cabalgada sobre la facies distal.

En el ángulo formado por el borde este del salary el extremo norte de la Hoja se observó un sinclinalvolcado con el eje buzante al este producido comoconsecuencia del arrastre del cabalgamiento princi-pal que pone a la Formación Vizcachera sobre lasfacies distales de la Formación Sijes.

c) Megacuerpos salinos. Se conserva este tér-mino para identificar la prolongación hacia el sur dedepósitos similares descritos por Alonso et al. (1984).

En el borde oriental del salar de Antofalla seextiende una faja en sentido norte-sur, de más de 10

km de largo por 1 a 2 km de ancho, integrada porpotentes bancos de sal de roca.

Los cuerpos salinos están estructurados en for-ma de diapiros perforantes, domos, almohadillas yparedes de sal que generan una morfología escar-pada y deforman los estratos que se encuentran porencima en pliegues irregulares.

La potencia de los depósitos salinos es muy irre-gular debido a deformaciones locales originadas pormecanismos de deformación halocinética. Los de-pósitos salinos forman parte de los niveles estrati-gráficamente más altos de las facies distales y estánintercalados con pelitas y areniscas intensamentedeformadas.


En el borde oriental del salar de Antofalla infra-yace en discordancia a las Ignimbritas de la unidadIgnimbritas y domos de Laguna Amarga pertene-ciente al Plioceno inferior. En tanto con las infraya-centes formaciones Vizcachera y Patquía de la Cues-ta, la relación es por fallas, en el borde oriental de ladepresión de Antofalla.

La edad asignada a la Formación Sijes es mio-cena superior (Alonso et al., 1984).

Complejo Volcánico (16)Lavas andesíticas y dacíticas amarillas y moradasparcialmente silicificadas

Distribución areal

Los afloramientos de este complejo son discon-tinuos y se distribuyen en el centro-oeste de la Hoja,al oeste del extremo sur del salar de Antofalla hastael cerro Tridente (límite internacional) y al surestedel cerro Peinado.

Litología

El Complejo Volcánico está constituido por la-vas andesíticas y dacíticas de colores amarillentos ymorados parcialmente silicificados. Al microscopiose ven fenocristales de plagioclasa zonal, biotita ehipersteno, inmersos en una matriz integrada casiexclusivamente por microlitos de plagioclasa y es-caso vidrio. Como minerales accesorios se ven opa-cos y apatita euhedral.

Los centros de emisión correspondientes a estaunidad se hallan parcialmente erosionados de talmanera que no son identificables a la escala de imá-


genes satelitales. Algunas coladas se encuentranpreservadas parcialmente.

Al norte de la laguna El Peinado se observaron,sobre estas coladas, estrías horizontales generadaspor movimientos dextrales de la falla El Peinado.


Al sur de la quebrada de Aguas Dulces sobre-yace al Miembro inferior de la Formación Vizcacheray a los Cuerpos dacíticos-andesíticos Agua Dulce.En cuanto a las relaciones de techo, infrayacen a laIgnimbrita Los Colorados y a las Ignimbritas de launidad Ignimbritas y domos de Laguna Amarga y alas lavas andesíticas, dacíticas y basálticas plioce-nas y pleistocenas.

Esta unidad fue datada en 10 Ma por el métodoK/Ar, sobre biotita de una muestra tomada de losafloramientos ubicados al oeste de la laguna El Pei-nado.

Al este del cerro Tridente, Clavero (com. ver-bal) obtuvo una edad de 8,7 Ma.

Ignimbrita Los Colorados (17)Ignimbritas dacíticas grises. Abundantes pómezestiradas

Distribución areal

Los afloramientos correspondientes a esta uni-dad se disponen al norte del cerro Flor de Puna, enel extremo noroeste de la Hoja, extendidos en direc-ción norte-sur como una lengua de 1 km de anchopor 8 km de largo aproximadamente. Remanentesde esta ignimbrita se hallan también siguiendo losbordes de la caldera de la laguna Amarga, ubicadaal nordeste del cerro Cóndor.

Litología

Está integrada exclusivamente por ignimbritasdacíticas de coloración gris clara con pátinas de to-nalidad amarillenta. Presentan un elevado contenidode pómez colapsadas y estiradas en una relación 1 a5 junto a proporciones menores de fiammes. Estáncompuestas esencialmente por abundante conteni-do de cuarzo y biotita, en su mayoría oxidada, y enporcentajes más bajos por plagioclasa con hábitoeuhedral.

Son rocas muy soldadas y masivas, con áreasaflorantes en las que se advierte una leve sin disyun-ción columnar.

Se disponen en general en forma de mantos ho-rizontales extensos que rellenan las irregularidadestopográficas preexistentes con espesores variables.


La Ignimbrita Los Colorados está parcialmenteapoyada sobre las andesitas del Mioceno superior,junto a las cuales integran la roca de caja del bordenorte de la caldera de la laguna Amarga.

En el extremo noroeste de la Hoja los flujos pi-roclásticos se apoyan sobre las sedimentitas delMiembro inferior de la Formación Vizcachera. Larelación de techo fue observada al sudoeste del ce-rro Flor de Puna donde las Ignimbritas de la unidadIgnimbritas y domos de Laguna Amarga la sobreya-cen en discordancia.

La edad de esta unidad fue determinada en 7,5-7,9 Ma (Mpodozis, com. verbal).

Ignimbrita rosada (18)Ignimbritas riodacíticas hornblendíferas

Distribución areal

Se dispone en esporádicos afloramientos en laparte central de la Hoja, al sudeste del salar de An-tofalla entre la sierra de Calalaste y el lineamientoEl Peinado y sureste de la sierra de Calalaste y nor-te de la caldera del cerro Blanco.

Litología

Está integrada por dos niveles de flujos piroclás-ticos de composición riodacítica hornblendífera. Losde la base son de coloración rosada con fiammesoscuras muy estiradas, escasos líticos de vulcanitasy sedimentitas muy soldadas y alteradas. El flujo quese encuentra por encima es de coloración gris blan-quecina, presenta mayor extensión que el anterior yse caracteriza por su abundante contenido de pla-gioclasa y líticos de unidades ordovícicas. La tonali-dad rosada del conjunto de la unidad proviene de laoxidación de las biotitas.

Al norte del volcán Chucula se observaron aflo-ramientos posiblemente equivalentes a esta unidad,dispuestos en facies proximales como brechas coig-nimbríticas, integrados por bloques de hasta 60 cmde diámetro de dacitas con abundantes biotitas y pla-gioclasas inmersos en una matriz gruesa compuestapor cristales de cuarzo, biotita y plagioclasa de ta-maños que superan los 7 centímetros.


Las brechas coignimbríticas constituyen un indi-cador de proximidad al centro de emisión. Si bien laprocedencia de esta unidad no es evidente, se inter-preta basándose en las variaciones faciales y en sudistribución, que el centro de emisión se encontraríasepultado por los depósitos piroclásticos del Com-plejo Piroclástico Cerro Blanco en el área donde seemplaza la caldera del cerro Blanco.

El lineamiento El Peinado estableció un controlestructural que delimitó la migración de los flujoshacia el oeste. La tectónica de cabalgamientos de-sarrollada durante el Cenozoico afectó en una desus etapas a esta ignimbrita, así parecería indicarlola presencia de la misma en niveles topográficamentepor encima del centro de emisión. En la quebrada dela mina Julia, esta ignimbrita está plegada formandoun anticlinal buzante al norte.

Luego de la tectónica compresiva, esta unidadfue afectada por una extensión que generó numero-sas escarpas de fallas directas.


Las relaciones estratigráficas de la base de lasignimbritas rosadas son discordantes sobre estratosneógenos y paleozoicos.

La sobreyacen coladas de basaltos pleistocéni-cos del Peinado y los flujos piroclásticos del cerroBlanco.

En el extremo sur del salar de Antofalla se ob-servó la relación de la ignimbrita, por falla directa,con estratos terciarios.

Una datación realizada por Kraemer et al.(1999) en el borde sudeste de la sierra de Calalastearrojó una edad de 6,3±0,2 Ma.

2.4.2.5. Plioceno inferior

Estratovolcanes (19)Lavas, brechas y cuerpos subvolcánicos de andesi-tas, andesitas hipersténicas y dacitas

Distribución areal

Se distribuyen en un manto andesítico al oestedel salar de Antofalla intensamente fracturado porfallas extensionales, en afloramientos aislados deestratovolcanes parcialmente erosionados al noroestede la caldera de la laguna Amarga y en dos volcanesandesítico basálticos ubicados al este del salar deAntofalla. En la cordillera de San Buenaventura aflo-ra una colada dacítica cuyo centro de emisión se

encuentra sepultado por lavas del Pleistoceno infe-rior.

Litología

Esta unidad está integrada por lavas, brechas ycuerpos subvolcánicos de andesitas, andesitas hipers-ténicas y dacitas. Las andesitas están compuestaspor plagioclasa (andesina), hornblenda, biotita, hipers-teno y augita; un rasgo común en estas rocas es eldesarrollo de bordes de reemplazo de piroxenos poranfíboles.

En general las series se inician con rocas decomposición intermedia a ácida y finalizan con tér-minos menos diferenciados intermedios a básicos.

Las lavas aflorantes en la quebrada de AguaEscondida, borde oeste del salar de Antofalla, estánintegradas por andesitas afaníticas, amigdaloides, confenocristales de plagioclasas. Estas coladas se ha-llan afectadas por fallas directas escalonadas de altoángulo.


Se realizaron dataciones sobre dacitas ubicadasal oeste del cerro La Torta cuya edad dio 4,4 Ma yal noroeste de la vega de San Francisco con 5,1 Ma(Mpodozis et al., 1996). En la quebrada de AguaEscondida, las coladas andesíticas se apoyan porencima de sedimentos terciarios y están debajo delas Ignimbritas de la unidad Ignimbritas y domos deLaguna Amarga y fueron datadas en 3,61±0,2 Ma(Kraemer et al., 1999). Se apoyan en discordanciasobre rocas ordovícicas y de la Formación Patquíade la Cuesta en el sur de la Hoja.

Ignimbritas y domos de Laguna Amarga(20)20a Ignimbritas: Flujos piroclásticos dacíticos.20b Domos de intracaldera: Dacitas

Ignimbritas (20 a)

Distribución areal

Se distribuye en la franja occidental de la Hoja,desde el oeste del salar de Antofalla hasta el límitecon Chile. Los afloramientos más extensos configu-ran la pampa de los Bayos, la depresión ubicada alnorte del cerro Cóndor y al oeste de la laguna ElPeinado y la franja situada en el borde sudoeste dela depresión de El Peinado.


Litología

Está formada por depósitos de flujos piroclásti-cos de composición dacítica constituidos principal-mente por cristaloclastos de cuarzo, sanidina y pla-gioclasa (oligoclasa). Se observan abundantes frag-mentos pumíceos. La matriz está formada exclusi-vamente por trizas vítreas.

Los componentes accidentales son fragmentoslávicos de composición andesítica posiblementearrancados de las paredes de la roca de caja y/oincorporados por el flujo desde el suelo.

Al oeste de la laguna El Peinado, la ignimbritapresenta un aumento en el contenido de fragmentoslávicos. En la base se concentran los bloques de frag-mentos lávicos que superan el metro de diámetro,mientras que hacia el techo disminuyen su tamaño yaumenta el contenido de pómez.

En el bajo donde se emplaza la laguna Amarga, seadvirtió una sucesión de flujos piroclásticos con direc-ción aparente hacia el norte. En esta dirección se notóuna notable disminución de cantidad y tamaños de frag-mentos líticos. Estas consideraciones, junto a los ras-gos topográficos y morfológicos subcirculares que ro-dean el bajo de la laguna Amarga, sugieren que el mis-mo constituye parte de una caldera colapsada por laemisión de los flujos piroclásticos descritos.

Las morfologías de bordes independientes, en lamayoría de los casos convergentes, y la presenciade bordes en el interior de bordes mayores, sugierenque toda el área fue afectada por colapsos sucesi-vos integrando un sistema de calderas anidadas(nested calderas).

Un ejemplo de ello fue observado en el bajo dela laguna Amarga donde se encuentra una calderamenor desde cuyo borde emerge un flujo piroclásti-co fino y sin contenido de líticos que contrasta litoló-gicamente con los flujos principales. Esta ignimbritaes de composición andesítica y está integrada porfenocristales de plagioclasas, clinopiroxenos, bioti-tas y olivinas (con bordes de reacción), en una ma-triz intensamente desvitrificada en la que abundanmicrolitos de plagioclasas. Presenta también xenoli-tos de volcanitas con mayor contenido de plagiocla-sas y xenocristales de cuarzo. Por sus característi-cas petrográficas y la yacencia en el interior de lacaldera como facies póstuma, se interpreta que re-presenta la parte menos diferenciada de una cáma-ra magmática zonada.

La distribución areal de estas ignimbritas estácontrolada por estructuras pre, sin y post ignimbríti-cas. El lineamiento norte-sur sobre el cual se ali-

nean los centros monogénicos basálticos, entre losque se encuentra el cerro Peinado, limita abrupta-mente a la ignimbrita de Laguna Amarga por el este,esto es un indicador de que este rasgo existía conanterioridad a la erupción y se habría comportadocomo un alto que controló el flujo ignimbrítico.

La franja este de las ignimbritas está vasculada10° al este, mostrando la inclinación de los bloquespor el desplazamiento producido por una falla direc-ta inclinada hacia el oeste a la cual se asocia la emi-sión de los basaltos del volcán El Peinado.


La base de estos flujos ignimbríticos es discor-dante sobre andesitas de 6,5 Ma y sobre depósitosterciarios rojos en la parte norte de la Hoja. Al su-roeste de la laguna El Peinado se apoya en discor-dancia erosiva sobre una ignimbrita rosada.

Sobreyacen a esta unidad, lavas andesíticas ybasálticas del cerro Cóndor y El Peinado, de menosde 1 Ma.

Las edades obtenidas para las ignimbritas fue-ron de 3,7±0,5 Ma (K/Ar sobre biotitas) de una mues-tra extraída del interior de la caldera en su bordeoriental y, de 4,0±0,6 Ma, de una muestra de la es-quina sudoeste del salar de Antofalla (Mpodozis etal., 1996).

Domos de intracaldera (20 b)

Distribución areal

Esta unidad está integrada por una serie de do-mos y lavadomos dacíticos que rodean al cerro Cón-dor y se implantan en los bordes de la caldera de lalaguna Amarga.

Litología

Las rocas son dacitas, de textura vitrofírica conla pasta desvitrificada y perlitizada que envuelve fe-nocristales de plagioclasas, anfíboles y biotitas. Fue-ron identificados al microscopio escasos xenolitosde una roca equigranular hipidiomórfica integradaesencialmente por feldespatos y biotitas con presen-cia de circón y sillimanita.


Se apoyan sobre las ignimbritas de intracalderade la unidad Ignimbritas y domos Laguna Amarga y


son cubiertas por coladas andesíticas del cerro Cón-dor y basálticas del cerro Peinado.

La edad de esta unidad es de 3,7±0,3 Ma, obte-nida a partir de una muestra datada por el métodode K/Ar sobre biotitas, roca extraída del borde orien-tal de la caldera de la laguna Amarga.

2.4.2.6. Plioceno superior

Lavas y domos (21)Dacitas y andesitas, domos, lavadomos, coladasde lava y flujos de bloques

Distribución areal

Afloran en el ángulo noroeste de la Hoja inte-grando el cerro Flor de Puna y asomos aislados alnorte y nordeste del mismo y, en el extremo sur de laHoja, al norte y oeste del puesto de gendarmeríaLas Grutas.

Litología

Está conformada por domos, lavadomos, cola-das de lavas y flujos de bloques dacíticos y andesíti-cos.

Mpodozis et al. (1996) describieron rocas equi-valentes que integran el Complejo Ojos del Salado,fuera de la Hoja, como dacitas de alto potasio quepresentan evidencias de mezcla de magmas indica-das por coronas de reacción de anfíboles sobre xe-nocristales de olivinas y piroxenos.

Edad

En las lavas dacíticas y andesíticas ubicadas aloeste del puesto Las Grutas (Mpodozis et al., 1996)realizaron dataciones que arrojaron edades de 2,3±0,3y 2,1±0,4 Ma.

2.4.3. CUATERNARIO

2.4.3.1. Pleistoceno inferior

Estratovolcanes (22 a)Fenoandesitas hornblendíferas

Distribución areal

Esta unidad está conformada por un conjunto deaparatos volcánicos y coladas andesíticas y dacíti-cas, bien conservados, distribuidos a lo largo de una

faja de orientación este-oeste que configura la partecentro occidental de la cordillera de San Buenaven-tura e integran los cerros Chucula y Pabellón. Tam-bién forman los aparatos volcánicos Incahuasi, SanFrancisco y Falso Azufre situados a lo largo del limi-te entre Chile y la Argentina, en el borde sudoestede la Hoja.

Litología

Las coladas del volcán Chucula están integra-das por fenoandesitas hornblendíferas. Al pie delvolcán se observaron coladas con diferentes tonali-dades provocadas por variaciones en el contenidode plagioclasas y anfíboles.

En secciones delgadas se vieron cumulatos deanfíboles. La textura es porfírica con fenocristalesde hornblenda, biotita, hipersteno, minerales opacosy clastos líticos inmersos en una pasta vítrea conmicrolitos de plagioclasas, hornblenda y piroxenos.


Las coladas, distribuidas radialmente a partir delos centros mencionados anteriomente, se apoyanen la parte occidental sobre andesitas más antiguasde 4,4 Ma.

Sobre esta unidad se apoyan coladas de basal-tos provenientes del cerro San Francisco.

Las coladas procedentes de los centros volcáni-cos de la cordillera de San Buenaventura se derra-man hacia el interior de la caldera de la laguna Amar-ga, por encima de las cuales se apoyan basaltos enel extremo sudoeste de la Hoja.

En esta unidad resalta la presencia de fallas di-rectas que generan escarpas de poco rechazo.

Al noroeste del cerro Cóndor, las fracturas es-tán asociadas a pequeños cráteres alineados. Al surdel mismo cerro, las fracturas extensionales tienenrumbo dominante este-oeste, a las cuales se asociany sobre las que se alinean, pequeños domos anterio-res y posteriores a las fracturas.

Edad

Dataciones realizadas por Mpodozis et al. (1996)arrojaron las siguientes edades:• Andesitas del Paso de San Francisco: 0,910±0,26.• Andesita alcalina del Paso de San Francisco:

0,931±0,18; edad K/Ar sobre biotita.• Dacita del volcán San Francisco: 1,2±0,7; edad

K/Ar sobre roca total.


• Andesita del volcán Falso Azufre: 0,8±0,5; edadK/Ar sobre roca total.

• Dacita del volcán Falso Azufre 0,7±0,2; edad K/Ar sobre roca total.

Basaltos (22b)Basaltos de aparato monogénico

Se incluye en esta unidad a un conjunto deaparatos monogénicos dispersos en toda el áreade la Hoja. Un criterio adoptado para diferenciar-los de los basaltos del Pleistoceno superior fueque están en general afectados por fallas direc-tas, mientras que los últimos están asociados aestas fallas, pero no están cortados por las mis-mas. Una datación realizada sobre rocasaflorantes en el extremo norte del salar deAntofalla dio una edad de 1,36±0,26Ma (Ar/Arsobre roca total), razón por la cual se asigna estaunidad al Cuaternario inferior.

Domos dacíticos (22 c)Dacitas con fenocristales

Distribución areal

En la cordillera de San Buenaventura y al nortede la misma se destaca la presencia de domos ylavadomos dacíticos. Estos domos están asociadosa fallas extensionales y con desplazamiento de rum-bo.

Al oeste de la laguna de Purulla y en la culmina-ción sur de la sierra de Calalaste se encuentran dosaparatos volcánicos tipo lavadomos de obsidiana delos cuales, el que se está más al norte, recibe el nom-bre de Cueros de Purulla.

Litología

Las dacitas, pertenecientes a los domos ubica-dos al norte de la cordillera de San Buenaventura,están compuestas por fenocristales de plagioclasa,biotita y anfíbol euhedrales, inmersos en una ma-triz vítrea fluidal con abundantes microlitos deplagioclasa.

Los cuerpos dómicos colapsados del oeste de lalaguna de Purulla están integrados por obsidianas decomposición riolítica parcialmente perlitizadas. Al piedel volcán Cueros de Purulla se observó un extensodepósito de flujo de detritos formado exclusivamen-te por fragmentos de obsidianas posiblemente pro-ducidos por el ascenso del domo.

Edad

La edad obtenida para las obsidianas del cerroChascón es de 0,7 Ma (método Ar/Ar) y de 0,43±0,03para el cerro Torta ubicado al sur del cerro Peinado.

2.4.3.2. Pleistoceno superior

Andesitas del cerro Cóndor (23 a)Andesitas hornblendíferas

Distribución areal

Configuran el aparato volcánico del cerro Cón-dor en el interior de la caldera de la laguna Amarga.

Litología

Está integrada por una andesita hornblendíferacompuesta por cristales de plagioclasa (andesina aoligoclasa) como componente esencial y menoresproporciones de hornblenda y biotita; como minera-les accesorios se hallan titanita, apatita y circón.

Edad

Las andesitas del cerro Cóndor fueron datadasen 0,2 Ma por Clavero (com. verbal).

Basalto del Peinado (23 b)Basaltos de cono monogénico

Distribución areal

A esta unidad la integran los volcanes de El Pei-nado, los conos que se encuentran alineados con elmismo desde la sierra de San Buenaventura hasta elextremo sur del salar de Antofalla y las coladas pro-venientes de conos parásitos del volcán Incahuasi yde la ladera oriental del volcán San Francisco.

Litología

Está compuesta por conos monogénicos asocia-dos a extensas coladas de basaltos de tipo aa. Losbasaltos correspondientes a los conos parásitos delcerro San Francisco poseen de 5 a 10% de feno-cristales de olivina en una matriz intersertal con mi-crocristales de ortopiroxeno, clinopiroxeno y plagio-clasa (Mpodozis et al., 1996).

En el borde oriental de la caldera de la lagunaAmarga estos basaltos tienen cristales de hornblen-


da con bordes de reabsorción, minerales opacos seu-domorfos, olivina, hornblenda, biotita, plagioclasa ypiroxeno de escaso desarrollo. La textura de la ma-triz es intergranular con orientación de los microli-tos.

Los basaltos de Incahuasi y los correspondien-tes a los conos parásitos del San Francisco fueroninterpretados por Kay et al. (1994), basándose ensu composición química, como derivados de mag-mas primitivos mezclados con magmas silíceos ensu ascenso a la superficie.

Edad

Una datación por Ar/Ar de una muestra colec-tada al norte del cerro Peinado arrojó una edad de0,2±0,09 Ma (Kraemer et al., 1999).

Complejo Piroclástico Cerro Blanco (24)24a Flujos piroclásticos proximales. 24b Flujospiroclásticos distales. 24c Depósitos piroclásticosy depósitos de caída no consolidados. 24d Domos,lavadomos y flujos de bloques y ceniza

Distribución areal

El Complejo Piroclástico Cerro Blanco se em-plaza en el ángulo sudoriental de la Hoja. Está inte-

grado mayoritariamente por depósitos piroclásticosque irradian a partir de un sistema de calderas ani-dadas, con bordes circulares discontinuos, formadaspor colapsos sucesivos asociados a múltiples pulsoseruptivos.

El volumen más importante de ignimbritas seencuentra al norte y noroeste del centro de emisión,a lo largo de los valles de Carachipampa e Incahuasi- Purulla en una extensión que supera los 25 km delongitud.

Localización del centro de emisión

El centro de emisión está enclavado al pie de lacordillera de San Buenaventura en su extremonoroccidental. Comprende tres estructuras semi-circulares, de las cuales, la mejor conservada es lacaldera del cerro Blanco (Figura 7) con un diámetroaproximado de 3,5 - 4 kilómetros.

Las paredes del borde, abruptas hacia el interiorde la caldera y suaves hacia afuera, están constitui-das por escarpas de fallas anulares que conservansu diseño original perfectamente circular, solo inte-rrumpido por la presencia de un domo lávico empla-zado en el SSO.

El borde de la caldera del cerro Blanco corta alos bordes de otras anteriores, razón por la cual seinfiere que se trata de la caldera más joven del siste-

Figura 7. Vista de la caldera del cerro Blanco y pie de San Buenaventura (atrás).


ma. Al sureste se halla la caldera Robledo, cuyageometría semilunar presenta registros indicadoresde una mayor actividad de agentes erosivos que de-gradaron y borraron parcialmente sus márgenes.

La tercera estructura circular, situada al nortede las anteriores, configura la caldera Pie de SanBuenaventura, la cual, con una expresión morfológicasuave, suma al conjunto del área deprimida un diá-metro aproximado de 15 kilómetros.

La intersección de bordes de calderas que con-forman su diseño anidado, constituye una evidenciade su estructuración a partir de fracturamientos enciclos de colapsos sobreimpuestos, sincrónicos conlas erupciones piroclásticas.

Litología

Sobre la base de relaciones de campo, data-ciones y tipos litológicos diferentes, se subdividieronlos depósitos que constituyen el Complejo PiroclásticoCerro Blanco en:

- Facies correspondientes a un ciclo piro-clástico inicial durante el cual se habrían generadolas calderas Robledo y Pie de San Buenaventura.

- Facies correspondientes a un ciclo piroclás-tico y lávico final con la configuración de la calde-ra del cerro Blanco.

Ciclo piroclástico inicial

Los flujos piroclásticos concernientes a este ci-clo tienen amplia dispersión hacia el nordeste de lascalderas del cerro Blanco y de Robledo.

A partir del borde nordeste de las calderas afloranflujos proximales que gradan a facies medias ydistales en dirección NNE, formando un amplio cam-po de ignimbritas de aproximadamente 50 km de lon-gitud, conocido como campo de la Piedra Pómez.

A continuación se describen las principales fa-cies piroclásticas observadas:

- Flujos piroclásticos proximales. En el bordeexterno de la caldera Robledo se disponen, en for-ma de anillo, depósitos potentes de brechas coignim-bríticas que representan el área de colapso de lacolumna eruptiva. Las brechas están integradas porbloques, de hasta 2 m, de fragmentos lávicos perte-necientes al Complejo Volcánico La Hoyada y a laIgnimbrita Rosada.

Los flujos ignimbríticos proximales poseen abun-dantes líticos accidentales y pómez que llegan a los40 cm de diámetro (Figura 8). Se trata de ignimbritasmedianamente soldadas con abundantes pómez re-dondeadas muy vesiculares

- Flujos piroclásticos distales. Se reconocie-ron dos flujos superpuestos a lo largo del campo de

Figura 8. Flujos piroclásticos proximales del ciclo inicial del Complejo Piroclástico Cerro Blanco.


da no consolidados, domos de lava de composiciónácida y flujos de bloques y cenizas de intracaldera.

- Flujos piroclásticos y depósitos de caídano consolidados. Los flujos piroclásticos se ex-tienden hacia el N y NO, rellenan los valles de lalaguna Purulla y del salar de Incahuasi. Aquellos quedescendieron en dirección SSE se dispersaron porel valle de Robledo y algunos flujos de menor volu-men se encauzaron por quebradas que desembocanen el bolsón de Fiambalá, como se puede observaral norte del paralelo 27°03´ LS, en las quebradas LaHoyada y del río Las Papas, donde estos depósitosalcanzan espesores de hasta 100-150 metros.

Los depósitos presentan en general color blan-quecino, soldamiento pobre, estructura maciza yabundante contenido en pómez y en menor porcen-taje líticos. Las pómez son de color blanco, subre-dondeadas, con vesículas no conectadas y con es-casas inclusiones de cristales de cuarzo, plagioclasay biotita. Los clastos líticos son subangulosos aangulosos, sin selección, y corresponden a meta-morfitas del basamento regional, volcanitas de eda-des ordovícica y terciaria, y fragmentos vítreos pro-ducto de la destrucción de los domos riolíticos.

En la quebrada La Hoyada (26º50´54´´LS –67º47´18,1´´LO), al sur de la caldera del cerro Blan-

la Piedra Pómez (Figura 9). El basal o inferior, detonalidad ocre, está constituido por abundantespómez de gran tamaño, mientras que el superior estácompuesto por pómez blancas de pequeños tama-ños.

En la base de estos flujos se desarrollaron sur-ges de poco espesor y discontinuos, generados poringestión de aire en las partes frontales de laignimbrita.

Edad

La edad obtenida por el método de Ar/Ar (rocatotal) sobre una pómez extraída del borde noroestede la caldera, donde se inicia el campo de la PiedraPómez, fue de 0,555 ± 0,110 Ma. Por su parte,Kraemer et al. (1999) obtuvieron una edad de 0,2Ma en ignimbritas del sur del salar de Incahuasi.

Estas diferencias de edades podrían correspon-derse con la configuración de sucesivas calderas decolapso, en respuesta a picos eruptivos producidosdurante el ciclo inicial.

Ciclo piroclástico y lávico final

Los depósitos pertenecientes a este ciclo estánintegrados por flujos piroclásticos, depósitos de caí-

Figura 9. Flujos piroclásticos distales del ciclo inicial del Complejo Piroclástico Cerro Blanco en el campo de la Piedra Pómez.


Los depósitos de caída transportados a partirde la columna eruptiva se distribuyeron ampliamen-te hacia el norte, a lo largo de los valles de Carahuasie Incahuasi, en una variación granulométrica quegrada de pómez, de más de 20 cm en las proximida-des de los bordes de la caldera, a lapillis en las zonasintermedias y cenizas finas en los alrededores deCarachipampa.

- Domos, lavadomos y flujos de bloques y ce-nizas. Una sucesión de domos riolíticos semiper-litizados de diversos tamaños, alineados con rumboSO-NE, configuran el relieve del interior de la cal-dera del cerro Blanco.

Los domos de intracaldera, parcialmentecolapsados, generaron sucesivos flujos de bloques ycenizas que fueron deformados por el crecimientode nuevos domos de acuerdo a una migración haciael nordeste con un rumbo aproximado N60º.

El cerro Blanco constituye el más grande y últi-mo de la cadena de domos (Figura 11). La pared surexhibe los flujos producto de colapsos de domos an-teriores plegados durante su crecimiento. Hacia elnorte, el cerro Blanco colapsó parcialmente hacia el

co, se observaron cinco niveles de piroclastos deespesores que varían entre 15 cm y 50 cm intercala-dos con turbas (Figura 10).

Los depósitos de caída y retrabajados por ac-ción fluvial, intercalados en las turbas, representandistintos eventos eruptivos dentro del ciclo final delComplejo Piroclástico Cerro Blanco.

Los paquetes de turbas tienen entre 20 y 30 cmde espesor, lo cual constituye una evidencia de laperiodicidad de los ciclos eruptivos del ComplejoPiroclástico Cerro Blanco. Por encima de los nive-les de turbas, datados en 5000 años (Monteros, 2006,com. personal), se dispone en discordancia un flujopiroclástico de color blanco, sin compactar, macizo,con abundante contenido en pómez. Hacia la baseexhibe una concentración de clastos líticos en formade canal. Este flujo ignimbrítico presenta caracterís-ticas similares a las observadas en el interior de lacaldera del cerro Blanco.

Los depósitos de caída de proyección balís-tica se localizan en áreas elevadas de la sierra deSan Buenaventura y al norte del bolsón de Fiambalá,donde los flujos piroclásticos posteriores y las ceni-zas no se depositaron.

Figura 10. Depósitos piroclásticos del ciclo final intercalados con niveles de turbas en la quebrada de La Hoyada.


de cenizas indican una generación a partir de erup-ciones plinianas con gran desarrollo de columnaseruptivas.

Edad

La edad de los depósitos pertenecientes alciclo final obtenida sobre pómez retrabajadasintercaladas en niveles de turbas, que se en-cuent ran deba jo de l ú l t imo depós i to deignimbritas, es inferior a 5000 años (Monteros,com.verb.)


Las calderas se emplazaron sobre un sustratoconstituido por rocas metamórficas del basamento yvolcánicas pertenecientes al Complejo Volcánico LaHoyada.

La secuencia de ese complejo, integrada porcoladas andesíticas, brechas volcánicas e ignimbritassoldadas, está expuesta en la pared interior de lacaldera del cerro Blanco.

Las ignimbritas cubren parcialmente las rocaspertenecientes al Complejo Volcánico La Hoyada ya las lavas basálticas del volcán Carachipampa.

interior de la caldera formando flujos de bloques ycenizas con oledas piroclásticas en la base.

Al norte del domo del cerro Blanco se adviertela existencia de travertinos asociados a la surgenciade aguas termales. Este lugar coincide con una es-tructura circular suavemente abovedada, posiblemen-te generada por el ascenso de un nuevo domo em-plazado en el subsuelo (Figura 12). El arqueamientodel piso de la caldera permite observar los depósitosde oleadas piroclásticas dispuestos en la base de losflujos de bloques y cenizas que la rellenan (Figura13).

Al SE de la caldera del cerro Blanco, siguiendoel valle de Robledo, se distribuyen flujos piroclásticospoco soldados con abundantes pómez blancas y frag-mentos de perlitas procedentes de los domos deintracaldera.

En los bordes del cráter que se sitúa al sur delcerro Blanco se divisaron bloques de lavas de lasvolcanitas de pre caldera y de basamento dispersosen una matriz ignimbrítica no consolidada, que po-drían corresponder a una coignimbrita generadacomo producto de la erupción de la unidad de colap-so de la caldera del cerro Blanco.

La distribución areal y el tipo de depósito inte-grado por flujos piroclásticos y potentes espesores

Figura 11. Domo y flujos de bloques y cenizas en el interior de la caldera del cerro Blanco.


Figura 12. Arqueamiento del piso de la caldera del cerro Blanco generado por un domo críptico.

Figura 13. Oleadas piroclásticas en la base de flujos de bloques y cenizas que constituyen el piso de la caldera del cerro Blanco.


cadas entre los mismos a lo largo del valle de Inca-huasi, entre las sierras de Calalaste y Filo Colorado.

Depósitos coluviales (30)Limos, arenas, conglomerados

Componen a estos depósitos coluviales, limos,arena y conglomerados con poco transporte, no con-solidados, que se disponen en las faldas de los ce-rros y en planicies pedemontanas.

Depósitos eólicos (31)Arenas

Los depósitos eólicos están integrados por are-nas cuarzo feldespáticas bien seleccionadas prove-nientes de la erosión de rocas del basamento. Estándispuestas en dunas trepadoras sobre el basamentoen el extremo sudoriental de la Hoja.

3. ESTRUCTURA

La evolución estructural de la región muestra laparticipación de varios eventos de deformación su-perpuestos desde el Neoproterozoico, entre los cua-les tienen mejor registro los de las siguientes eda-des: neoproterozoica, eopaleozoica, neopaleozoica,paleógena-neógena y cuaternaria.

Las deformaciones eopaleozoicas han queda-do registradas en las unidades ordovícicas y en subasamento. Sobre este último han transpuesto par-cialmente las estructuras previas, hecho que enalgunos casos dificulta la separación precisa delas estructuras del basamento de acuerdo con suedad.

ESTRUCTURAS NEOPROTEROZOICAS

El basamento neoproterozoico muestra una es-tructura interna compleja, con superposición de de-formaciones. La información disponible no es sufi-ciente para caracterizar la evolución tectónica delas unidades del basamento, por lo tanto se descri-ben las estructuras más significativas que poseenlos principales afloramientos.

Los esquistos y gneises de la Metamorfita An-tofalla, que afloran en las inmediaciones de la lagu-na Colorada, tienen una foliación de rumbo norte-sur, paralela a la cual se disponen diques de granitoi-des asociados al intrusivo mayor que se extiende haciael norte, fuera de los límites de la Hoja. Además de

Sobreyacen a estos depósitos abanicos aluvialesantiguos y modernos.

Abanicos aluviales viejos (26)Conglomerados gruesos

Los afloramientos se ubican a lo largo del flan-co occidental de la sierra Filo Colorado. Están in-tegrados por depósitos de conglomerados gruesospobremente consolidados y estratificados. Estosabanicos se encuentran fuertemente afectados porfallas directas y en parte cabalgados por rocas or-dovícicas mediante una falla inversa de bajo ángu-lo.

2.4.3.3. Pleistoceno superior-Holoceno

Salares (25)Cloruros, sulfatos y boratos

Estos depósitos integran los salares presentesen la Hoja. Están constituidos esencialmente por clo-ruros y en menor proporción por sulfatos y boratos.

2.4.3.4. Holoceno

Flujos detríticos (27)Brechas polimícticas y oligomícticas

Componen a esta unidad brechas polimícticasen el este de la laguna El Peinado y oligomícticas alpie de los cerros Cóndor y Cueros de Purulla. Estánconstituidas por bloques de granulometría variada in-mersos en una matriz formada por trituración mecá-nica.

Depósitos aluviales nuevos (28)Limos, arenas y gravas

Está conformada por depósitos no consolidadosde limos, arenas y gravas asociados a sistemas dedrenaje que constituyen abanicos aluviales, caucesy rellenos de valles y quebradas actuales. Corres-ponden a depósitos polimícticos a monomícticos, malseleccionados y pobremente estratificados.

Depósitos lacustres (29)Limos y arcillas

Esta unidad está constituida por depósitos de li-mos y arcillas inconsolidados formados en las partesdistales de abanicos aluviales o en superficies endi-


Figura 14. Diagramas estereográgficos que muestran la orientación de los principales elementos estructurales de las formacio-nes Famabalasto y Las Yeguas. Proyección sobre la red de Schmidt, hemisferio inferior.

esta foliación principal se advierte una foliación re-míctica cuya posición y origen no ha sido posiblecaracterizar.

Los afloramientos sobre la margen occidentaldel salar de Antofalla, en el extremo norte de la Hojapresentan una foliación de rumbo NE-SO e inclina-ción alta hacia el SE. Cuerpos tabulares de granitoi-des se disponen paralelos a la foliación.

La estructura de la Formación Famabalasto tam-bién es compleja. Se distinguen eventos de defor-mación superpuestos. La estructura principal corres-ponde a una foliación marcada por una alternanciade bandas claras cuarzo-feldespáticas y bandas os-curas micáceas. En las rocas con mayor contenidode micas, la foliación se relaciona a una esquistosi-dad bien definida. La foliación muestra un plega-miento mesoscópico con rumbo aproximado norte-sur, superficies axiales inclinadas hacia el este entre60° y 80° y líneas axiales con buzamientos cercanosa 45° hacia el SE (Figura 14).

Los esquistos también poseen un clivaje de cre-nulación inclinado hacia el este (30°-40°) y una li-neación definida por las líneas axiales de la crenula-ción de rumbo norte-sur y buzamiento subhorizontal(Figura 14). La edad de la crenulación se suponeneoproterozoica aunque puede ser más modernaasociada a las deformaciones ordovícicas.

Además de las estructuras mencionadas, lasmetamorfitas de la Formación Famabalasto estánparcialmente afectadas por fajas miloníticas, a lasque se le asigna una edad paleozoica porque estánpresentes en la Formación Las Yeguas.

ESTRUCTURAS EOPALEOZOICAS

Las posibles estructuras eopaleozoicas dentro delbasamento corresponden a fajas de deformacióndúctil, con desarrollo de series miloníticas como seobserva en la Formación Las Yeguas, en el extremoaustral de la Hoja. Si bien hacia el sur y hacia el


norte de estos afloramientos existen fajas miloníti-cas en el basamento ígneo-metamórfico a las que sele atribuye edad paleozoica inferior (Neugebauer yMiller, 1993; Le Corre y Rossello, 1994; Hongn, 1994;Grissom et al., 1998) no debe descartarse que exis-tan milonitas neoproterozoicas (Hongn, 1994; Mony Hongn, 1996). En el caso de las fajas miloníticasque afectan a la Formación Famabalasto, se les asig-na provisoriamente una edad paleozoica inferior por-que perturban a rocas de supuesta edad paleozoica(Formación Las Yeguas).

Las fajas de deformación dúctil están general-mente caracterizadas por protomilonitas, mejor de-finidas en los ortogneises que en los esquistos. Elrumbo es meridiano y presentan inclinaciones altashacia el este (Figura 14). Sus espesores varían en-tre 1 y 150 metros. Muestran fábricas bien definidasen especial la foliación y la lineación. Un control ex-peditivo de los indicadores cinemáticos sugiere el blo-que oriental ascendido y corrido hacia el oeste en lamayoría de los casos.

Para la descripción de la estructura eopaleozoi-ca de las unidades ordovícicas se distinguen dos zo-nas de acuerdo con el grado de deformación.

Las estructuras eopaleozoicas están mejor defi-nidas en la porción oriental de la Hoja que en la oc-cidental. Así, el Complejo Sedimentario VolcánicoCortaderas Chicas (CSVCC) y la Formación FaldaCiénega tienen un desarrollo regular de estructuraspenetrativas, especialmente clivaje, mientras que laFormación Las Planchadas registra un grado menorde deformación interna.

Las evidencias más claras acerca de la intensi-dad menor de la deformación eopaleozoica en la parteoccidental se observan hacia el sur de la Hoja, enlas inmediaciones de Cazadero Grande (HojaFiambalá). Allí afloran niveles de volcanitas ácidasatribuidas a la Formación Las Planchadas (Mpodoziset al., 1997), con una foliación primaria (flujo mag-mático) bien definida y escasa deformación interna.La foliación tiene rumbo NO-SE e inclinaciones sua-ves, 20°-30°, hacia el NE. Las volcanitas se apoyansobre un basamento de bajo grado metamórfico,constituido por esquistos y mármoles, con una es-tructura interna compleja en la que se advierte unplegamiento intenso. Los pliegues presentan figurasde interferencia originadas por deformaciones su-perpuestas. La superficie tectónica principal del ba-samento es de rumbo este-oeste e inclinación cer-cana a la vertical. La ausencia de deformación eopa-leozoica intensa fue factor fundamental para la pre-servación de esta discordancia.

En el ámbito de la Hoja, la Formación Las Plan-chadas no muestra deformación interna, excepto lo-calmente donde exhibe un clivaje incipiente. La de-formación eopaleozoica produjo un plegamiento sua-ve, con pliegues abiertos. La discordancia que sepa-ra los depósitos del Grupo Paganzo de la Formaciónlas Planchadas tiene distintos grados de angularidad,aunque nunca se observaron relaciones como en lasierra de Calalaste, donde la discordancia corta gru-pos de pliegues en distancias cortas.

La Formación Falda Ciénega y el Complejo Se-dimentario Volcánico Cortaderas Chicas que aflo-ran en la porción oriental de la Hoja presentan unaconfiguración estructural que responde a una fajaplegada y corrida, con apilamiento de láminas conplegamiento interno y desarrollo de deformaciónpenetrativa en condiciones metamórficas de muybajo a bajo grado. Dado que las relaciones estrati-gráficas entre las distintas unidades litológicas in-cluidas en el CSVCC y en la Formación Falda Cié-nega no son bien conocidas, no es posible recons-truir la estructura ni precisar las relaciones entre lospliegues y los corrimientos.

Los pliegues son apretados, generalmente asi-métricos. Las superficies axiales inclinan preferen-temente hacia el este, localmente subverticales oinclinadas hacia el oeste. La estratificación se dis-tingue de manera nítida, excepto en aquellos nivelesespesos sin contrastes litológicos marcados, dondela deformación transpuso en distintos grados las es-tructuras primarias tales como laminaciones sedimen-tarias. Los flancos de los pliegues están adelgaza-dos y las charnelas engrosadas. Las charnelas re-dondeadas son dominantes con respecto a las angu-losas tipo chevron. Los pliegues son de rumbo me-ridiano.

Las líneas axiales de los pliegues tienen rumbonorte-sur, con buzamiento suave pero constante ha-cia el norte, posición corroborada por la lineación deintersección entre la estratificación y el clivaje.

Junto al plegamiento se desarrolló un clivaje deplano axial, continuo en las pelitas y espaciado enlas areniscas. El clivaje inclina hacia el este.

Los diagramas estereográficos (Figura 15) sin-tetizan la orientación de los elementos estructurales(estratificación, clivaje, líneas axiales y lineación deintersección) de las unidades ordovícicas con defor-mación interna.

La faja plegada y corrida está también caracte-rizada por corrimientos que definen una geometríade planos y rampas en sistemas imbricados de du-plexes. Muchos de estos corrimientos están plega-


Figura 15. Diagramas estereográgficos que muestran la orientación de los principales elementos de la estructura ordovícica enel tramo central de la sierra de Calalaste. Proyección sobre la red de Schmidt, hemisferio inferior.

Las rocas del Complejo Básico-Ultrabásico Tra-montana registran también la deformación eopaleo-zoica, si bien la reología de estos materiales inhibióel desarrollo de estructuras penetrativas. Una zonade mezcla tectónica se observa en la quebrada Tra-montana, donde aflora en un tramo de aproximada-mente 200 m, una sucesión de láminas con litologíascontrastantes: gabros cumulares parcialmente ser-pentinizados con rodingitas en las inmediaciones delas fallas que limitan la lámina, gabros, pelitas y grau-vacas, pelitas y cuarcitas oscuras. Esta zona puedeinterpretarse como una típica mezcla tectónica(Norman Page, com. personal).

Los corrimientos eopaleozoicos no sólo son es-tructuras principales en la configuración de la fajaplegada y corrida cuya mejor exposición se encuen-tra en la sierra de Calalaste, sino también constitu-yen estructuras de magnitud regional que controla-ron fuertemente la evolución estructural del área. Elsistema de corrimientos eopaleozoicos que cabalgóel basamento del borde oriental de la Puna sobre lasmetasedimentitas ordovícicas es una estructura re-gional indicada para toda la Puna Austral (Mon yHongn, 1988). En el ámbito de la Hoja, esta estruc-tura estaría localizada en el vértice sudoriental, se-pultada por las volcanitas y sedimentitas cenozoi-cas. A los corrimientos eopaleozoicos debe atribuir-se también la configuración heterogénea del sustra-to de las secuencias neopaleozoicas y cenozoicasapoyadas tanto sobre basamento neoproterozoicocomo ordovícico.

Si bien la deformación eopaleozoica fue menoren la parte occidental de la Hoja, allí también se ad-vierte la influencia de corrimientos, aunque en algu-nos casos estas estructuras transportaron la discor-dancia entre el basamento y el Ordovícico. En cam-

dos debido a su participación en apilamientos anti-formales o por flexuras asociadas a corrimientosubicados por debajo.

Localmente los corrimientos están ocupados porfajas miloníticas delgadas. En la parte sudoriental dela sierra de Calalaste se observan fajas de 1 a 3 mde potencia, indicadas por milonitas originadas a par-tir de volcanitas ácidas, en las que el cuarzo muestrafenómenos de recristalización dinámica. Los indica-dores cinemáticos sugieren bloque oriental corridohacia el oeste, en la mayoría de los casos corres-ponde a un movimiento inverso sobre planos inclina-dos hacia el naciente, y en otro, a movimientos di-rectos sobre planos inclinados hacia el poniente, va-riaciones relacionadas con el plegamiento de los co-rrimientos por los apilamientos. La vergencia de loscorrimientos es hacia el oeste.

Existen también fajas con una foliación y li-neación de estiramiento bien marcadas, la lineaciónorientada aproximadamente normal a los ejes delos pliegues. Estas fajas se interpretan como zo-nas de cizalla dúctil asociadas a la misma defor-mación que forma la faja plegada y corrida, quizálocalizadas en zonas con mayor participación defluidos, los que actuaron como un factor de debi-litamiento tectónico. Es posible que en algunoscasos estas fajas hayan evolucionado en formapóstuma al evento deformativo principal dado quelocalmente cortan a las estructuras plegadas. Es-tas fajas se diferencian con mayor claridad en laszonas donde afectaron a las tobas dacíticas concristaloclastos. Allí, la lineación de estiramientodefinida por los cristaloclastos estirados y por som-bras de presión sobre estos cristaloclastos estábien definida y constituye un rasgo característicode estas fajas.


bio, en la zona oriental de la Hoja habría ocurrido undespegue en la base del Ordovícico para compensarlas diferencias de acortamiento entre el basamentode mayor rigidez y la cubierta fuertemente defor-mada.

ESTRUCTURAS NEOPALEOZOICAS

En el Paleozoico superior se desarrolló un even-to tectónico extensional, cuya respuesta sedimenta-ria está reflejada en los depósitos de la FormaciónPatquía de la Cuesta.

En el ámbito de la Hoja se observó la relaciónde una falla directa parcialmente reactivada a inver-sa durante la tectónica andina.

Esta estructura se encuentra en el extremo nor-te de la sierra Filo Colorado con rumbo NNO-SSE.A lo largo de la misma es posible ver, a nivel carto-gráfico, la relación directa entre rocas ordovícicas yde la Formación Patquía de la Cuesta e inversa en-tre las sedimentitas de la Formación Patquía de laCuesta y rocas neógenas.

Los depósitos de la Formación Patquía de laCuesta disminuyen abruptamente su espesor al oes-te de la sierra Filo Colorado, área que corresponde-ría al bloque elevado de la falla directa inclinada aleste.

Variaciones de espesores similares a la descriptafueron observadas al oeste de la sierra de Calalasteaunque en esta zona las fallas normales fueron com-pletamente obliteradas por la inversión tectónica.

ESTRUCTURAS CENOZOICAS

Los esfuerzos compresivos andinos generadosa partir de la convergencia de placas durante el neó-geno, originaron un sistema de fajas plegadas, cuen-cas y arcos volcánicos.

La faja plegada cenozoica está representada enla Hoja por los cabalgamientos: El Peñón, Filo Colo-rado, Calalaste y La Borita y los plegamientos deAntofalla occidental.

Evoluciona como un sistema imbricado retrover-gente con niveles de despegues más profundos den-tro del basamento metamórfico ubicado al este, has-ta despegues superficiales dentro del Terciario cer-ca del límite con Chile.

La estructura principal a partir de la cual se pro-dujeron las imbricaciones es un cabalgamiento queemerge al pie de la cuesta de Randolfo en el valledel Bolsón, fuera del ámbito de la Hoja, elevando elbasamento sobre el Terciario alto. Esta estructura

generó un resalto topográfico de más de 1000 m yconstituye el límite actual entre la Puna y el valle delCajón.

El cabalgamiento El Peñón, se generó por unretrocorrimiento de la estructura principal y habríaejercido un fuerte control en la vergencia opuesta alempuje regional de los demás cabalgamientos.

Su presencia en la Hoja está restringida al ex-tremo sureste donde pone en contacto metamorfitasprecámbricas sobre rocas ordovícicas por medio deuna falla inversa de bajo ángulo que inclina al este.

Al oeste del anterior, se desarrolló el cabalga-miento Filo Colorado con el nivel de despegueprincipal en los estratos superiores del Ordovícico.El mismo involucra sedimentitas pérmicas de la For-mación Patquía de la Cuesta y paleógenas de la For-mación Geste. En la ladera occidental de la sierra, lafalla principal cabalga a las leptometamorfitas ordó-vicicas sobre la Formación Patquía de la Cuesta ysobre abanicos aluviales cuaternarios.

En la parte central del Filo Colorado, los estra-tos forman un sinclinal apretado con el eje inclinadohacia el oeste producido por el arrastre de una anti-gua falla directa, rotada y reactivada parcialmentepor el cabalgamiento principal. El sinclinal está cor-tado en su borde norte por una falla inversa de altoángulo de rumbo ONO-ESE.

A lo largo de su traza, el tramo occidental con-serva la relación directa de estratos ordovícicos so-bre sedimentitas pérmicas, mientras que en el tramooriental la relación es inversa, de depósitos pérmi-cos sobre paleógenos. Esta relación, sumada a laabrupta diferencia de espesores de los depósitospérmicos al norte y al sur de la falla, son evidenciasque indican la presencia de un escalón de rift con elbloque bajo en el sur.

El rift se habría desarrollado durante la deposi-tación de la cuenca pérmica y se habría invertidoparcialmente durante la compresión andina.

El cabalgamiento Calalaste involucra a las ro-cas ordovícicas de la sierra homónima cabalgadassobre sedimentos de la Formación Patquía de laCuesta y del Terciario.

La sierra de Calalaste presenta relaciones defallas inversas en sus laderas occidental y orientalcon el rechazo mayor hacia el oeste.

El cabalgamiento Calalaste, como el resto delos cabalgamientos pierde su continuidad meridianaal interceptar la cordillera de San Buenaventura. Ala altura de la laguna Purulla, se produce una zonade transferencia de rechazos por lo cual desaparecela sierra de Calalaste y se elevan inmediatamente al


oeste láminas correspondientes a ramificaciones enla prolongación sur del cabalgamiento La Borita.

La sierra de Calalaste actuó como barrera oro-gráfica para los depósitos de la FormaciónVizcachera, limitándolos al sector occidental de laHoja.

El cabalgamiento La Borita tiene su expre-sión morfológica en el borde oriental del salar deAntofalla donde se sobreimpone a la FormaciónPatquía de la Cuesta y la Formación Vizcacherasobre la Formación Sijes. Este cabalgamiento cor-ta en el bloque colgante el flanco occidental de unanticlinal de amplio radio de curvatura buzante alnorte. Debido al plunge del pliegue, el cabalga-miento pone en contacto sucesivamente de sur anorte a la Formación Patquía de la Cuesta, la For-mación Vizcachera y las facies proximales de laFormación Sijes, sobre las facies distales de la For-mación Sijes.

Un anticlinal de similares características que eldel bloque colgante fue observado en los estratos dela Formación Sijes en el bloque bajo, lo que sugiereque estas estructuras son previas al cabalgamientoLa Borita. Esta relación es evidente en el extremonorte de la Hoja y al este del salar de Antofalla don-de un sinclinal volcado y apretado, que representa elarrastre del cabalgamiento en el bloque bajo, se so-breimpone a la estructura anterior.

En el área correspondiente a la mina La Borita,la erosión descubrió afloramientos de la FormaciónPatquía de la Cuesta dispuestos en una sucesiónde pliegues con menor radio de curvatura que elresto de los pliegues andinos y con sus ejes obli-cuos a los anteriores en dirección nordeste-sudoes-te. Este estilo diferente con respecto al resto de lasestructuras andinas, podría corresponder aplegamientos producidos por efecto del movimien-to de bloques por reactivación y/o inversión de es-tructuras paleozoicas, durante las primeras etapasde la compresión andina.

De las estructuras observadas en los bloquescorrespondientes a este cabalgamiento, se infierenal menos tres etapas compresivas durante la evolu-ción de la tectónica andina: la primera plegó los es-tratos de la Formación Patquía de la Cuesta conorientaciones cruzadas con respecto al frente oro-génico. En la segunda, ya instalada la cuenca, losdepósitos de antepaís fueron levemente deformadosen pliegues abiertos. La tercera etapa correspondeal avance del frente orogénico dentro de la cuenca,con el desarrollo de cabalgamientos que cortan a lasestructuras anteriores.

Al oeste del salar de Antofalla, en el borde nortede la Hoja, aflora el basamento metamórfico cabal-gado sobre la Formación Vizcachera. En el bloquealto la Formación Sijes se apoya directamente sobreel basamento mientras que el bloque bajo está inte-grado por la Formación Patquía de la Cuesta aflo-rante en la depresión del Fraile e importantes espe-sores de la Formación Vizcachera. Sobre la base deestas relaciones estratigráficas se infiere que lasrocas precámbricas se comportaron como un altoen esta región desde el Paleozoico superior.

Esta sierra, junto a la sierra El Peñón, ubicada aleste de la Hoja y a los afloramientos de basamentoexistentes al oeste del salar de Antofalla son rema-nentes de una antigua faja plegada desarrollada du-rante el paleozoico inferior.

Su presencia controló durante el Cenozoico eldesarrollo y la geometría de las cuencas y la ver-gencia de los cabalgamientos desde los inicios de laorogenia andina.

En la franja oeste del salar de Antofalla, las es-tructuras se encuentran cubiertas o disimuladas porvulcanitas en el sur y por depósitos coluviales en elnorte. Las características estructurales observadasen este sector indican que la faja plegada presentaniveles de despegues menos profundos que hacia eleste y desarrolla pliegues suaves y de amplio radiode curvatura.

La edad de los cabalgamientos está controladapor las volcanitas que los cubren, entre las que, laIgnimbrita rosada de 6,5 Ma constituye una de lasclaves.

El cabalgamiento La Borita y las estructurasasociadas disectaron el manto ignimbrítico de la Ig-nimbrita rosada dejando relictos del mismo en dife-rentes niveles topográficos. Al oeste del Peinado, laIgnimbrita rosada conforma la charnela de un plie-gue con núcleo ordovícico y con el eje buzante alnorte.

Por su parte, las Ignimbritas de la unidad Ignim-britas y domos de Laguna Amarga de 4 Ma, sobre-yacen en discordancia angular a la Formación Sijespreviamente plegada. El resalto producido por elcabalgamiento en el borde oriental del salar de An-tofalla controló el paso de las ignimbritas de LagunaAmarga hacia el este.

La Ignimbrita rosada y las Ignimbritas de la uni-dad Ignimbritas y domos de Laguna Amarga permi-ten acotar la edad del cabalgamiento La Boritaentre los 6,5 y 4 Ma, lapso tentativamente extrapo-lable al resto de los cabalgamientos que integran lafaja plegada.


Tectónica extensional y transcurrencia

Desde hace 2 millones de años comenzó en laPuna Austral una tectónica extensional a la cual seasocia la actividad volcánica reciente. Existen con-troversias y especulaciones sobre el origen de losesfuerzos extensionales en un marco regional neta-mente compresivo como el andino.

La tectónica extensional reciente se manifiestaen superficie por escarpas que cortan los frentes deabanicos aluviales modernos o los desconectan desus ápices. Entre éstos se destacan los abanicos ali-mentados desde la ladera este de la sierra de Cala-laste perfectamente biselados por escarpas de fa-llas con inclinación hacia el oeste. Al oeste de lasierra de Filo Colorado y al oeste de la sierra deCalalaste las fallas directas se producen con inclina-ciones opuestas y dejan islas de abanicos, alargadasen sentido meridiano, completamente desconecta-das de las partes apicales y distales.

Las fracturas directas están asociadas en mu-chos casos a derrames fisurales y a centros mono-génicos alineados de edad cuaternaria (Mon et al.,1988), entre los que se destacan los volcanes mono-génicos ubicados entre el cerro Peinado y el sur delSalar de Antofalla, las coladas nuevas del volcán SanFrancisco y el volcán Incahuasi.

La extensión cuaternaria produjo escarpas defallas directas de alto ángulo en los frentes de cabal-gamientos observados en las sierras de Calalaste yFilo Colorado y en los bordes del salar de Antofalla.

La depresión de Cerro Blanco-Incahuasi ubica-da al este del campo de la Piedra Pómez está bor-deada por fallas directas cuyas escarpas muestranun salto en los mantos de ignimbritas de más de 100metros. Las fallas directas del campo de la PiedraPómez y de la depresión de Incahuasi convergen enel área del cerro Blanco.

En los alrededores del cerro Blanco se divisanfracturas directas circulares que encierran al menostres calderas anastomosadas lo cual indica que laacumulación de flujos piroclásticos fue el productode varios eventos eruptivos que originaron colapsossucesivos.

Al oeste de La Brea, una familia de fallas direc-tas subcirculares de rumbo este-oeste, son cortadaspor otras orientadas en dirección nordeste-sudoes-te. En la mayoría de los casos los resaltos topográfi-cos de estas escarpas son del orden de los 100 me-tros.

La presencia de indicadores cinemáticos verifi-cados a lo largo del lineamiento El Peinado, indican

movimientos transcurrentes dextrales en coinciden-cia con lo observado por Marret et al. (1994) sobreel borde oriental del salar de Antofalla algunos kiló-metros al norte de la Hoja. Los mantos piroclásticosemitidos desde la caldera de la laguna Amarga(Seggiaro y Hongn, 1999) fueron vasculados por losmovimientos transtensivos del lineamiento El Peina-do.

La cordillera de San Buenaventura está integra-da por aparatos volcánicos e importantes volúme-nes de volcanitas de edades que van de 6 a 1 Ma,alineados en sentido este-oeste. Al norte y al sur dellineamiento de San Buenaventura, los cabalgamien-tos correspondientes a la faja plegada pierden su con-tinuidad. Las estructuras extensionales con compo-nente horizontal dextrógira que siguen el rumbo este-oeste del lineamiento y a la cual se asocian cuerposvolcánicos de edades menores de 1 Ma, pareceríandevelar el mecanismo de construcción de esta cor-dillera a partir de una sucesión localizada de eventostranscurrentes y magmáticos asociados durante losúltimos 6 millones de años.

Si bien la tectónica cuaternaria del área releva-da estaría aparentemente dominada por esfuerzosextensionales y/o transcurrentes, se registraron tam-bién algunos testimonios de tectónica compresivacoetánea con la extensión. Ejemplos de estas evi-dencias se encuentran en la ladera occidental delFilo Colorado, donde los estratos ordovícicos cabal-gan sobre depósitos aluviales cuaternarios con unafalla inversa de bajo ángulo buzante al este y en de-pósitos cuaternarios sinorogénicos del flanco occi-dental de la sierra de Calalaste originados como con-secuencia de la elevación de la misma.

Estas observaciones parecerían estar de acuer-do con un registro sísmico relacionado a movimien-tos compresivos oblicuos con hipocentro a 15 km deprofundidad sobre el salar de Antofalla (Chinn eIsacks,1983).

Calderas

En el esquema tectónico regional, resalta la exis-tencia de gigantescas calderas desarrolladas desdelos últimos 6 millones de años.

En el área suroccidental de la Hoja, la calderade la laguna Amarga abarca una extensa depresiónde aproximadamente 10 km de largo por 6 km deancho. Esta caldera es coalescente y está incluidaen el interior de otras, ubicadas al norte y al oesteintegrando un sistema de calderas anidadas conjun-tamente con la caldera Weelrigh en Chile.


La presencia de bordes discontinuos de calde-ras indican episodios repetidos de colapsos a los quese encuentran asociados extensos mantos ignimbrí-ticos.

En el ángulo sudoriental de la Hoja, se implantael sistema de calderas del cerro Blanco. Está con-formado por un conjunto de estructuras circularescon bordes discontinuos y anidados que suman undiámetro aproximado de 15 kilómetros.

La geometría de este sistema de calderas cons-tituye una evidencia de su estructuración a partir decolapsos sucesivos durante la emisión de los depósi-tos que integran el Complejo Piroclástico Cerro Blan-co.

Otras estructuras de calderas se observan al estedel cerro Tridente, en el área de Los Bayos, y en elalto de los Colorados en el sector noroeste de la Hoja,cerca del límite con Chile.

4. GEOMORFOLOGÍA

El paisaje de la región ha resultado principalmentedel accionar de los procesos endógenos modifica-dos parcialmente por el proceso fluvial. La estructu-ra regional, propia de una faja plegada y corrida, hagenerado una serie de cordones serranos con rum-bos submeridianos los que, hacia la parte sur de laHoja, terminan abruptamente en la cordillera de SanBuenaventura, de rumbo transversal.

El papel jugado por la estructura y evolucióntectónica regional ha sido determinante en las ca-racterísticas del modelado del paisaje. Desde elpunto de vista tectónico, la región presenta unaconfiguración de una faja plegada y corrida a laque se sobreimpuso un volcanismo de arco en tiem-pos recientes. En consecuencia, se observan unaserie de bloques en los que participan diferenteslitologías: basamento precámbrico, granitoidespaleozoicos, sedimentitas y volcanitas ordovícicas,sedimentitas del paleozoico superior y volcanitas yrocas asociadas cada una de las cuales ha exterio-rizado diferente respuesta frente al accionar de losprocesos denudacionales, en particular la acciónfluvial y la meteorización.

Particulariza a la región una compleja evolucióntectónica, ya que a la estructuración andina típicacompresiva, de rumbo aproximadamente longitudi-nal, se le ha sobreimpuesto una dinámica transver-sal oblicua, con rumbo aproximadamente noroeste-sudeste a oeste-este, con importante componentetranscurrente. El primero ha sido responsable de la

formación de valles tectónicos longitudinales, condirección norte-sur y el segundo ha controlado la in-tegración entre las diferentes cuencas endorreicaspreexistentes y el desarrollo del volcanismo con pos-terioridad a la Fase Quéchuica, provocando una ali-neación en la mayor parte de los aparatos volcáni-cos.

Se observan dos sectores claramente diferen-ciables: uno occidental, con predominio casi exclusi-vo del proceso volcánico, y otro oriental, en el cualha prevalecido el proceso fluvial formando una seriede valles longitudinales cerrados, los que constitu-yen cuencas endorreicas. El drenaje regional debidoa las características señaladas y a las condicionesbioclimáticas imperantes se encuentra pobrementeintegrado. La interacción entre el proceso fluvial ylos procesos endógenos ha determinado la presen-cia de pequeñas cuencas, entre otras se destacanlas del salar de Ratones, laguna Colorada, laguna ElPeinado y la laguna de Purulla.

En la parte oriental, el relieve positivo creadopor la acción tectónica ha resultado en diferentespulsos de agradación pedemontana. Así, se han for-mado niveles de bajada por coalescencia de abani-cos aluviales. En la parte distal y debido al drenajeendorreico, se han desarrollado depósitos de playassalinas, resaltando el salar de Antofalla, el bajo deIncahuasi y, en el extremo oriental, el de CarachiPampa. En el primero de los casos, la depresión seencuentra casi totalmente colmatada por materialesfinos y depósitos salinos.

Durante los períodos de calma tectónica se la-braron niveles de pedimentos, principalmente debi-dos a la erosión fluvial de los depósitos terciarios enlos frentes serranos. Asimismo, durante el Cuater-nario superior-Reciente se han constatado movimien-tos neotectónicos de importancia, en ciertos casoscon componentes normales (Allmendinger et al.,1987), que han afectado los niveles de bajadas y depedimentación más antiguos en los principales va-lles y "bolsones tectónicos" (Antofalla y CarachiPampa entre otros).

El volcanismo del Cenozoico superior presentaen líneas generales, características afines a un mag-matismo de arco, si bien, hacia la parte superior ad-quiere ciertas propias de intraplaca. Con interrup-ciones, el volcanismo fue activo en la región desdeel Mioceno, reconociéndose lavas y cuerpos volcá-nicos de edades miocenas inferiores y superiores,pliocenas y cuaternarias.

El volcanismo en la zona del límite internacionaldesarrolla una serie de grandes estratovolcanes o


volcanes compuestos, conformados por superposi-ción de coladas andesíticas-dacíticas, formación dedomos y acumulación de tefras.

Se destacan los cerros El Cóndor y SanFrancisco y la sierra Nevada, todos con alturassuperiores a los 6000 metros. En relación conmantos ignimbríticos, la disposición de domos yconos volcánicos sugieren la existencia de doscalderas de grandes dimensiones en la zona dela pampa de los Bayos y al noroeste del cerroEl Peinado.

Estas calderas se hallan parcialmente oblitera-das por el accionar posterior de procesos endóge-nos y exógenos. Las características explosivas delvolcanismo han dado como resultado la formaciónde grandes calderas en diferentes momentos delCenozoico superior, tal como en la zona del cerroBlanco, en la que se observa una estructura de cal-dera de explosión y de colapso compuesta por cuer-pos dómicos ácidos, conos de cenizas y grandesmantos de tefras que ocupan la depresión de la cal-dera.

Finalmente, las particularidades del clima handeterminado la generalizada presencia de acumu-laciones arenosas, a partir de la deflación diferen-cial de materiales piroclásticos. Al respecto se des-taca el sector sudoriental de la Hoja, en las proxi-midades de la caldera del cerro Blanco, en la cualse observan extensos campos de dunas transver-sales. No se han reconocido evidencias de acciónglaciaria.

Han sido diferenciados, en función de los proce-sos dominantes, 10 unidades geomórficas (Figura 16).

Paisaje poligenético estructural-litológico:a) Ambiente de basamento y de rocas ordovícicas.b) Ambiente de sedimentitas pérmicas y terciarias.c) Ambiente de volcanitas del Terciario inferior.

Paisaje volcánico:a) Complejo volcánico occidental o del límite.b) Complejo volcánico de la caldera del cerro Blan-

co.

Paisaje de bolsones tectónicos y playas sa-linas:a) Niveles de bajadas.b) Niveles de pedimentos.c) Campos de dunas.d) Playas y salares.e) Abanicos aluviales, conos de deyección y talu-

des.

PAISAJE POLIGENÉTICOESTRUCTURAL-LITOLÓGICO

Se agrupan bajo esta denominación a todos aque-llos sectores serranos en los cuales dominan los aflo-ramientos rocosos. A su vez, la heterogeneidad lito-lógica y su consecuente respuesta frente a los pro-cesos denudacionales justifica la subdivisión en uni-dades geomórficas menores. Las condiciones climá-ticas imperantes, clima árido y frío, durante la ma-yor parte del Cenozoico en la región, han resultadoen el predominio de los procesos de meteorizaciónfísica, incluyendo fenómenos de crioclastismo. Con-secuencia del accionar de estos procesos es la ge-neralizada presencia de una cobertura detrítica quetapiza la mayor parte de las pendientes, ¨suavizan-do¨ el relieve, especialmente en los sectores cum-brales. Estos materiales son susceptibles de sermovilizados por el escurrimiento superficial y la re-moción en masa, el primero esencialmente duranteperíodos de climas más húmedos, como por ejemplodurante los diferentes eventos glaciarios que afec-taron los Andes Centrales.

El ambiente de basamento y rocas ordovícicasse localiza en la zona sudoriental de la región estu-diada, ocupando un pequeño sector y conformadolas serranías que marginan por el oeste y, parcial-mente, por el este amplio valle tectónico que inclu-ye al bajo de Incahuasi. Las alturas mayores selocalizan alrededor de los 4500 metros. El relievese caracteriza por la presencia de quebradas, lasque revelan un marcado control estructural debidoal diaclasamiento y fracturación de las rocasaflorantes. Los valles son estrechos y con diviso-rias agudas, particularmente en la zona que aflorael basamento y la red tiene un diseño subdendríticoen estos sectores, mientras que en los sectores enlos cuales afloran las rocas ordovícicas, las diviso-rias son menos agudas y la red posee un diseñopredominantemente rectangular. Ambos tipos dediseño evidencian el marcado control estructuralexistente.

Esta unidad se encuentra conformando bloquesque muestran diferente grado de disección en fun-ción de la secuencia relativa de reactivaciones tec-tónicas, no obstante, es posible plantear la existen-cia de una superficie de planación regional previa ala Orogenia Andina. El término superficie de plana-ción regional, a diferencia de peneplanicie y pedipla-nicie, no denota génesis. Es posible que este tipo depaisaje sea el resultado de la combinación de unaserie de procesos, entre los cuales posiblemente se


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hayan encontrado la acción fluvial, la formación depediplanicies y los procesos de ̈ etchplanación¨, pro-pios de la existencia de un régimen cratónico, ac-tuantes durante largos períodos de relativa calmatectónica.

Los afloramientos de rocas pérmicas y especial-mente, las sedimentitas terciarias, presentan carac-terísticas distintivas en función de ser friables y es-tar finamente estratificadas. Estas propiedades per-miten diferenciar otra unidad geomórfica, en la cualla interacción del proceso fluvial y la meteorizacióndiferencial, vinculada a la naturaleza litológica, hanresultado en la existencia de un paisaje quebradocon un relieve relativo comparativamente bajo, queincluso puede llegar a formar badlands. Este paisa-je se encuentra localizado constituyendo el flancooriental del valle tectónico del salar de Antofalla (FiloRatones-Negro) y el flanco occidental de la depre-sión de Carachi Pampa (Filo Blanco-Cerro Mora-do), así como sectores más pequeños en diferentespartes de la Hoja. En líneas generales, se observannumerosos rills que conforman un diseño subden-drítico de la red de drenaje y una alta densidad dedrenaje.

Finalmente, se puede diferenciar un tercer sec-tor en el cual afloran rocas volcánicas de edad ter-ciaria inferior, en la cual no se preserva su morfolo-gía volcánica original y, por lo tanto, posee un relievedominado por el escurrimiento superficial y la remo-ción en masa. Aparece en la zona sudoriental de la

Hoja, integrando parcialmente la cordillera de SanBuenaventura y el Filo Negro.

PAISAJE VOLCÁNICO

La región occidental se encuentra dominada porel accionar construccional del proceso volcánico, alcual se le sobreimpuso, en tiempos recientes, el pro-ceso fluvial y la remoción en masa. Las morfologíaspropias de la actividad volcánica están fundamen-talmente relacionadas al tipo de erupción volcánica.Ésta, a su vez, es resultado del tipo de magma, sucomposición geoquímica, temperatura y viscosidad.Según sea el tipo de erupción predominará algúnproducto, así, pueden agruparse en tres tipos princi-pales (Bloom, 1991; Summerfield, 1991; basados enRittmann, 1962): exhalativas, efusivas y explosivas,de las cuales sólo las dos últimas darán como resul-tado formas de relieve importantes. En el primer tipopredomina como producto el gas, en el segundo laslavas y en el tercero las tefras (materiales piroclás-ticos en general).

En el cuadro 1 se observa la relación existenteentre los tipos de volcanes, cantidad de magma, tipode actividad y las geoformas relacionadas con estascaracterísticas.

La morfología volcánica de la región estudiadaestá representada principalmente por estratovolca-nes poligénicos o volcanes compuestos Éstos se hanestablecido por la alternancia de efusiones de cola-

TIPO DE MAGMA

TIPO DE ACTIVIDAD

CANTIDAD DE MAGMA

ESCASA GRANDE

FLUIDO, CALIENTE Y

BÁSICO

EFUSIVA

COLADAS

DOMOS

EXÓGENOS

DOMOS DE BASALTO

VOLCANES EN

ESCUDO

+VISCO-

CONOS DE ESCORIA Y COLADAS

CAMPOS

VOLCÁNICOS

SIDAD

+GASES ACIDEZ

MIXTA

CONOS DE CENIZA Y COLADAS POTENTES

ESTRATOVOLCANES CON DOMOS MÚLTIPLES

DOMOS EXÓGENOS

EXPLOSIVA

MAARS DE TEFRA

CALDERAS DE EXPLOSIÓN Y

MANTOS IGNIMBRÍTICOS

VISCOSO, FRÍO Y ÁCIDO

MANTOS DE LAPILLI Y CENIZAS

COLAPSO

Cuadro 1. Clasificación de volcanes y formas relacionadas.


das andesíticas-dacíticas y la formación de grandesdomos y conos de cenizas y de escoria durante lar-gos períodos.

Aquellos volcanes mejor preservados, como porejemplo los cerros Peinado y El Cóndor, exteriori-zan la típica forma en cono, con pendientes cónca-vas y simétricas, con valores altos, cercanos alángulo de reposo. La preservación de los aparatosdepende de diversos factores: la edad, el relieveinicial creado, las condiciones climáticas y la resis-tencia de los materiales extruidos y, en particular,la mayor o menor participación relativa de coladase ignimbritas. Esta asociación de geoformas escaracterística de un volcanismo de arcomesosilícico a ácido (andesitas, dacitas y riolitas)de alta viscosidad.

Las erupciones que dan origen a este tipo devolcanes son de naturaleza mixta (efusiva-explosi-va), de tipo vulcaniano/vesuviana. Esta asociaciónse ha formado a partir del Mioceno y constituye lasmayores elevaciones de la región.

El volcanismo en la zona del límite internacionalpresenta grandes estratovolcanes o volcanes com-puestos, creados por superposición de coladas an-desítico-dacíticas, formación de domos y acumula-ción de tefras. Se destacan los cerros Cóndor y SanFrancisco y la sierra Nevada, todos con alturas su-periores a los 6000 metros.

Hacia el sudeste de la zona estudiada, se en-cuentra el cerro Blanco que compone una estruc-tura de caldera formada por la erupción recurren-te de magmas ácidos y viscosos. Está constituidapor cuerpos dómicos ácidos, conos de cenizas ygrandes mantos de tefras que colmatan casi total-mente la depresión de la caldera. Alcanza los 5000m de altura y un diámetro de más de 20 kilóme-tros.

En este sector son frecuentes pequeñas cuen-cas endorreicas, resultantes de la interacción delproceso fluvial con el volcanismo. En los secto-res deprimidos se forman cuerpos lacustres so-meros. Los domos, en este caso mayormenteriolíticos y de obsidiana, pueden ser de dos tipos:toloides, si son redondeados y plug domes, sison cilíndricos y chatos. Los del primer tipo sehan observado en la zona de los cerros Blanco yPurulla.

También relacionadas a mantos ignimbríticos seencuentran las calderas de la laguna Amarga y dePampa de Los Bayos. Estas calderas se encuentranparcialmente obliteradas por el accionar posterior deprocesos endógenos y exógenos.

PAISAJE DE BOLSONES TECTÓNICOS YPLAYAS SALINAS

No obstante el predominio de condiciones cli-máticas de extrema aridez, la acción fluvial estable-ce el proceso exógeno que ha ejercido mayor in-fluencia en el modelado del paisaje. El relieve positi-vo creado por la acción tectónica ha dado lugar a laformación de niveles de bajada por coalescencia deabanicos aluviales generados en varios pulsos deagradación pedemontana. Con rumbo submeridianose han desarrollado una serie de valles tectónicoslongitudinales que han compuesto cuencas endorrei-cas, conformando playas tales como el salar de An-tofalla, el bajo de Incahuasi y el de Carachi Pampa,en el límite oriental de la Hoja. Estas característicasdel paisaje y las condiciones bioclimáticas imperan-tes, han dado lugar a un drenaje regional pobremen-te integrado.

El valle de Incahuasi es un estrecho valle lon-gitudinal flanqueado por cabalgamientos. En la la-dera occidental del mismo se distinguen dos nive-les de agradación pedemontana (bajadas), que sediferencian por su posición altimétrica y por el gra-do de disección fluvial que presentan. Este bajoconstituye una playa elongada en sentido norte-sur,formada por depósitos de sedimentos finos. Se en-cuentra limitada al sur por niveles piroclásticosmiocenos y cuaternarios, y al norte por los nivelesde agradación pedemontana actual de ambas lade-ras, cuyas porciones distales se hacen adyacentesen los sectores más bajos del valle longitudinal, sibien, debido a la actitud estructural de las láminasde corrimiento, aquellos provenientes del lateraloccidental exhiben mayor desarrollo. Hacia el surde la depresión aludida, los abanicos aluviales hanprogradado sobre el ambiente de ignimbritas, cu-briéndolas parcialmente. De todas formas, la exis-tencia de eventos de erosión expone a las mismas,observándose afloramientos en las quebradas prin-cipales. Los abanicos del nivel más antiguo se en-cuentran atrincherados.

Asimismo, en este sector es posible diferenciardos niveles de pedimentos que se formaron duranteperíodos de calma tectónica. Éstos constituyen geo-formas poligénicas que han resultado del accionarerosivo fluvial, meteorización y remoción en masasobre las sedimentitas terciarias. Se distinguen prin-cipalmente en la ladera occidental. Tanto los nivelesde bajada, salvo la actual, como los niveles de pedi-mentos, se hallan afectados por procesos de neo-tectónica.


En los niveles de bajada asociados al bajo deCarachi Pampa, se observan abanicos aluviales demayores dimensiones y la presencia, más extendida,de niveles de pedimentos. En este sector se sitúa lalaguna homónima, cuya existencia se debe a la com-binación de la acción fluvial con procesos endóge-nos posteriores a la formación de la cuenca, que handado lugar a la presencia de conos volcánicos cua-ternarios, en el límite oriental de la Hoja.

En líneas generales, debido a que los valles lon-gitudinales son estrechos, los depósitos pedemonta-nos no alcanzan grandes extensiones areales: en ladepresión de Incahuasi difícilmente superan los 5 kmde longitud y el desnivel es del orden de los 200-300m, mientras que en Carachi Pampa, pueden alcan-zar los 10 km y el desnivel, respecto a la laguna,ocasionalmente puede superar los 400 metros. A tra-vés de un proceso de capturas, debidas a la erosiónretrocedente controlada por un nivel de base infe-rior localizado en la zona oriental, las cuencas delbajo de Incahuasi y de Carachi Pampa se encuen-tran en proceso de integración en la zona norte de laHoja. Si bien se carece de edades absolutas, en fun-ción de sus relaciones espaciales, desarrollo y gradode preservación, los niveles de bajada probablemen-te sean de edad pleistocena superior-holocena. Nose han advertido depósitos pedemontanos más anti-guos.

Las playas salinas y salares son, junto con losgrandes aparatos volcánicos, una de las geoformasmás conspicuas de la Puna. La generalizada exis-tencia de salares resulta de la combinación de unaserie factores entre los cuales se cuentan la existen-cia de depresiones tectónicas, de un clima árido, deun drenaje dominantemente endorreico y de una ele-vada provisión de sales a partir de la meteorizaciónquímica de las sedimentitas y volcanitas terciarias(Irgazabal, 1984). Se forman en la parte distal de lasbajadas, destacándose el salar de Antofalla, el bajode Incahuasi y, en el extremo oriental, el salar deCarachi Pampa.

El salar de Antofalla constituye una playa elon-gada con sentido nornordeste, que se halla casi to-talmente colmatada por materiales finos y depósitossalinos. Los niveles de bajada en este sector sonpoco importantes o directamente no se observan,siendo más frecuentes en el lateral occidental, si bienlos cursos que desaguan en él poseen caudales mí-nimos. Los pedimentos tienen un mayor grado deexpresión, particularmente en el sector sudorientaldel mismo. El lateral occidental, más abrupto res-pecto al oriental, explicaría esta asimetría. Presenta

una superficie de 540 km2 y un perímetro de 367km, con una longitud de 130 km y un ancho mediode 9 kilómetros. Su forma alargada evidencia elmarcado control estructural ya que representa unfrente de corrimiento submeridiano, en el cual laexistencia de sedimentitas terciarias, más friables,pudo haber favorecido la formación original de ladepresión. Se localiza a una altura de 3380 m y sólose encuentra implicada la porción sur del mismo

Es una playa salina de tipo húmeda, con susmárgenes netos y ocasionales lagunas estacionariasvinculadas o no a manantiales hidrotermales. A dife-rencia de los salares situados más al norte, no seven niveles de paleocostas lacustres, por lo que, dadalas exiguas precipitaciones y la forma del mismo,durante los períodos húmedos probablemente no seformó un lago extenso ocupando toda la depresiónsino pequeños cuerpos lacustres desconectados en-tre sí. Muestra las típicas formas debidas a la diná-mica salina, como polígonos, grietas, etc. Los flujosdifusos provenientes de los laterales proveen mate-rial limoso que cubre parcialmente los depósitos sa-linos. Las acciones eólicas están limitadas a las zo-nas de abanicos aluviales para los materiales másgruesos y formación de ¨polvaredales salinos¨ paralos materiales evaporíticos.

El salar de Ratones posee una superficie de 42km2 y se encuentra a 3800 m de altura. Se localizaen una depresión, con evidente control estructural,ubicada al sur del filo Ratones entre los salares deAntofalla e Incahuasi. La inversión de relieve, a partirde la erosión diferencial debida a la presencia deuna cobertura de material ignimbrítico sobre un re-lieve preexistente de rocas más friables, también pudohaber sido un factor importante en el desarrollo deeste salar y otras depresiones menores. Hacia el surse halla una laguna salina de igual denominación.Recibe algunos cursos transitorios, tanto desde elnorte como desde el este.

Respecto a la zona occidental, independiente-mente de que se trate de una zona de intensa aridezy continentalidad, tiene precipitaciones ligeramenteinferiores que en el este. Esto explica la existencia,en el sector oriental, de una red de drenaje mejorintegrada, bajadas más importantes y presencia másfrecuente de cuerpos lacustres.

El salar de Incahuasi ocupa el sector sur de ladepresión homónima, y posee escasa representaciónareal. Se encuentra, tal como se dijo más arriba,cubierto parcialmente por los abanicos procedentesde ambos laterales a una altura de 3200 metros. Tie-ne una longitud de 20 km y un ancho de menos de 5


kilómetros. El salar de Carachi Pampa, se localiza aleste de la zona de estudio, ocupando un pequeñosector de la misma. Se destaca la laguna homónimaubicada a una altura de 2900 metros. La interacciónentre el proceso fluvial y el volcanismo ha determi-nado la presencia de pequeñas cuencas, ocupadaspor cuerpos lacustres, tales como las lagunas Colo-rada, El Peinado y de Purulla entre otras. Los sala-res habrían comenzado a formarse a partir del Plio-ceno, continuando en forma esporádica hasta el pre-sente.

Dadas las condiciones climáticas de extremaaridez, la actividad eólica ha tenido lugar en el desa-rrollo de campos de dunas, a partir de la deflacióndiferencial de materiales piroclásticos cubriendo par-cialmente a estos depósitos. Se observan camposde dunas transversales en las proximidades de lacaldera del cerro Blanco y al sureste del mismo. Eneste sector, dunas de grandes dimensiones progra-dan sobre las laderas de volcanitas terciarias y ba-samento.

Finalmente, existen pequeños valles y depresio-nes controlados por la estructura, que no han evolu-cionado como los descriptos en forma precedente,en los que se reconocen abanicos aluviales de pe-queñas dimensiones, conos de deyección y laderascubiertas por material detrítico grueso, generalmen-te movilizado por reptaje.

5. HISTORIA GEOLÓGICA

La historia neoproterozoica de la región es difí-cil de reconstruir debido a la escasa información queno permite separar los principales eventos geológi-cos. Un fenómeno metamórfico de presión baja ytemperatura alta ocurrió en el Cámbrico inferior(Becchio et al., 1997). Este proceso metamórficoestá registrado en el basamento del noroeste de laArgentina y norte de Chile y pone un límite temporala la existencia de terrenos alóctonos. Así, si ocurrie-ron colisiones de terrenos alóctonos contra el conti-nente sudamericano, éstas debieron ser anterioresal Cámbrico inferior. Un fenómeno de distensióncortical habría producido la anomalía térmica quegeneró el metamorfismo (Becchio et al., 1997).

Durante el Cámbrico superior-Ordovícico infe-rior se definió la cuenca extensional rellenada por elComplejo Sedimentario Volcánico Cortaderas Chi-cas y la implantación del Complejo Básico-Ultrabásico Tramontana. Una fase de acortamientointraordovícico (Fase Guandacol) tiene registro en

diferentes áreas de la Puna y a este evento puedeatribuirse un cambio en las condiciones de la sedi-mentación ordovícica que muestra potentes secuen-cias turbidíticas (Formación Falda Ciénega) posible-mente vinculadas a una cuenca controlada por ellevantamiento de áreas periféricas. En el Ordovíci-co alto ocurre la deformación Oclóyica que defineuna faja plegada y corrida con deformación internaen la sierra de Calalaste y láminas con escasa de-formación interna en la porción occidental de la Hoja.Esta deformación determina un sustrato heterogé-neo compuesto por un basamento metamórficoneoproterozoico y por rocas ordovícicas sobre el queposteriormente se apoyan las unidades más jóvenes.

Durante el Paleozoico superior se desarrolló unacuenca extensional integrada por depósitos continen-tales y deltaicos.

La tectónica andina sobreimpuesta a las estruc-turas extensionales provocó la inversión de las es-tructuras borrando en la mayoría de los casos losregistros de las fallas normales que delimitaron lacuenca.

La evidencia más clara de inversión tectónicaparcial se encuentra en el extremo norte de la sierraFilo Colorado donde a lo largo de una misma trazade falla de rumbo NNO - SSE se observan a nivelcartográfico las relaciones directa e inversa entreunidades ordovícicas, pérmicas y neógenas.

Los registros más antiguos de la cuenca ceno-zoica en la región, pertenecen a depósitos de arenis-cas y pelitas rojas con intercalaciones de yeso y par-ticipación de niveles conglomerádicos pertenecien-tes al Eoceno medio. Estos depósitos correspondena una cuenca de retroarco extendida con variacio-nes litológicas que indican proximidad a la fuente deaporte hacia el oeste como consecuencia de la ele-vación de la cordillera Incaica en el centro de Chile(Jordan y Alonso, 1987).

Si bien a nivel regional, el ambiente es el de unacuenca abierta alejada del frente orogénico, son fre-cuentes los cambios locales de facies con direccio-nes de paleocorrientes variables que reflejan el mo-vimiento o la elevación local de bloques producidosen el antepaís durante los estadios compresivos ini-ciales del Orógeno.

Los estudios paleomagnéticos realizados porPrezzi et al. (1998) indican una suave rotación debloques a partir de cuyas elevaciones se habría pro-ducido aporte de sedimentos a cuencas restringidas.La tectónica de bloques previa a la instalación delfrente orogénico en la región habría estado parcial-mente controlada por la reactivación de estructuras


antiguas remanentes de orógenos paleozoicos comolas sierras de Calalaste y del Peñon y los relictos debasamento aflorantes a lo largo del borde oeste delsalar de Antofalla.

Desde el Oligoceno superior al Mioceno infe-rior, la cuenca evolucionó desde facies fluviales da-tadas en 28,9±0,8 Ma (Kraemer et al., 1999) al do-minio de depósitos de abanicos aluviales a los 22,5±0,6Ma a medida que se acercaba el frente orogénico.

Las edades de estos sedimentos son contempo-ráneas con las de los inicios del magmatismo de laFaja de Maricunga en Chile, cuyas secuenciasvolcano-detríticas de trasarco estarían representa-das por los estratos de Claudio Gay en Chile (Kay etal., 1994; Mpodozis et al., 1996) y por escasos nive-les de tobas intercalados en los sedimentos de laPuna.

Sobre estos sedimentos se apoya en discordan-cia una secuencia volcano-detrítica en la que se des-tacan potentes niveles de ignimbritas y tobas inter-calados en depósitos fluviales y de abanicos aluvia-les. Esta secuencia representa el pasaje hacia unacuenca de antepaís próxima al frente orogénico conactividad magmática de trasarco datada en 22 Ma,a depósitos con características típicas de cuencasde intraarco en las partes altas datadas en 10 Ma(Kraemer et al., 1999).

El magmatismo evolucionó en el borde occiden-tal de esta porción de la Puna con actividad de tra-sarco representada por cuerpos subvolcánicos e in-trusivos de 23 Ma, entre los que se destacan los di-ques y lacolitos de Aguas Dulces y los pórfiros deleste del Peinado hasta la instalación definitiva delarco volcánico registrada desde los 14 Ma con unpico magmático que configuró grandes estratovol-canes como los de Antofalla, Teben Chico, TebenGrande y Beltrán a los 10 Ma y grandes complejosvolcánicos como el Ojos del Salado al sur del Pasode San Francisco (Mpodozis et al., 1996).

La superposición de eventos magmáticos res-tringidos a la misma región durante los últimos 10Ma indican que, en este período, el arco volcánicose mantuvo estabilizado sin que se registren migra-ciones.

Entre los 8 Ma y 6 Ma continuaron las emisio-nes de andesitas y dacitas y se produjeron dos suce-sos piroclásticos de envergadura representados porextensos mantos ignimbríticos dispersos en el límiteargentino - chileno y al sur suroeste de la sierra deCalalaste. El último de estos acontecimientos, data-do en 6 Ma, permitió obtener la edad de los principa-les cabalgamientos desarrollados en la región debi-

do a los desplazamientos registrados en las ignimbri-tas.

A los 5 y 4 Ma se produjeron extensas emisio-nes basálticas fisurales en las márgenes oriental yoccidental del salar de Antofalla, evento que estaríaasociado a una tectónica extensional con caracte-rísticas similares a las desarrolladas durante el Plio-ceno.

Durante la evolución del arco volcánico se origi-naron cuencas volcano-detríticas cerradas de intraar-co cuya distribución areal, controlada por cabalga-mientos y aparatos volcánicos, estuvo restringida alas depresiones de los salares de Antofalla y de RíoGrande.

Las particulares características de estos depó-sitos volcaniclásticos con bancos de boratos y me-gacuerpos salinos y las dataciones obtenidas de 7,9y 3,2 Ma permiten equipararlos ambiental y tempo-ralmente con la Formación Sijes.

La movilidad de potentes bancos de halita inter-calados en la secuencia volcano-detrítica generó es-tructuras halocinéticas como domos de sal, plieguesesféricos, diapiros perforantes, y paredes de sal queconstituyen, por sus dimensiones y espectacularidad,un ejemplo único en el noroeste argentino.

Entre los 4 y 2 Ma se produjeron las mayoresemisiones piroclásticas en la región con la confor-mación de megacalderas y calderas anidadas comoel complejo argentino chileno de Laguna Amarga -Laguna Verde, cuyos depósitos componen extensosmantos ignimbríticos dispersos al oeste del salar deAntofalla y en los alrededores de laguna verde enChile.

En los últimos 2 millones de años, el magmatis-mo dominante fue de emisiones de lavas dacíticas yandesíticas, concentradas principalmente a lo largode la sierra de San Buenaventura.

A partir del Pleistoceno se implantaron aparatosmonogénicos y derrames fisurales de basaltos en sumayoría claramente asociados a estructuras exten-sionales. Simultáneamente, se produjo un magma-tismo ácido, dominado por la presencia de domos ylavadomos, algunos de ellos alineados en sentido esteoeste a lo largo de la cordillera de San Buenaventu-ra. Las mayores expresiones de este magmatismoestán puestos de manifiesto por dos cuerpos de ob-sidianas implantados al oeste y noroeste de la lagu-na Purulla, uno de los cuales fue datado en 0,7 Ma(Seggiaro y Hongn, 1999).

El último evento volcánico de magnitud recono-cido en la región está representado por el ComplejoPiroclástico Cerro Blanco datado en 0,5 Ma


(Seggiaro y Hongn, 1999) y 0,2 Ma (Kraemer et al.,1999). La emisión de flujos piroclásticos y depósitosde caída se produjo a partir de la caldera de CerroBlanco en cuyo interior se registraron emisiones fi-nales de lavas y domos perlitizados. Los depósitosde ignimbritas se extendieron hacia el norte forman-do el campo de la Piedra Pómez a lo largo del cualse advierten, de sur a norte, las variaciones de fa-cies proximales a distales.

En los alrededores del cerro Blanco se obser-van fracturas directas circulares que encierran almenos tres calderas anastomosadas, lo cual indicaque la acumulación de flujos piroclásticos fue el pro-ducto de varios eventos eruptivos que originaroncolapsos sucesivos.

Finalmente, los depósitos sedimentarios másmodernos están integrados por abanicos aluviales,flujos de detritos, depósitos fluviales efímeros y ba-rreales que conforman el relleno de cuencas depiggy back restringidas a los valles intermontanosformados en las espaldas o los frentes de los cabal-gamientos.

La evolución tectónica andina en la región estu-vo condicionada por la estructuración paleozoica yen menor escala, por la tectónica extensional acon-tecida durante el Pérmico.

La sierra de Calalaste junto a la sierra El Peñóny a los afloramientos de basamento presentes al oestedel salar de Antofalla constituyen remanentes de unaantigua faja plegada formada durante el Paleozoicoinferior. Su existencia controló el desarrollo y la geo-metría de las cuencas y la vergencia de los cabalga-mientos desde los inicios de la orogenia andina.

La sierra Filo Colorado es un testimonio de in-versión tectónica en esta región junto a estructurasobservadas al sudoeste del valle de Chaschuil.

La tectónica andina desarrolló una faja plegadade piel gruesa con niveles de despegues que alcan-zan los 15 kilómetros. El cabalgamiento más profun-do de la región emerge al pie de la cuesta deRandolfo, fuera de los límites de la Hoja, por unarampa de más de 1000 m de rechazo vertical queconstituye el borde oriental de la Puna.

Se reconocen tres etapas compresivas principa-les durante la evolución de la tectónica andina en laregión: la primera, pre-oligocénica, plegó los estra-tos de la Formación Patquía de la Cuesta con orien-taciones cruzadas con respecto al frente orogénicodebido a la elevación y rotación de bloques controla-dos por estructuras antiguas. En la segunda, ya ins-talada la cuenca de antepaís en el oligoceno, los de-pósitos fueron levemente deformados en pliegues

abiertos. La tercera etapa corresponde al avancedel frente orogénico y la canibalización de la cuencade antepaís La elevación de bloques del basamentose acentuó a partir de los 6 Ma generando una fajaplegada de piel gruesa con doble vergencia. Haciael final de esta etapa, se desarrollaron estructurasfuera de secuencia entre los cabalgamientos princi-pales de edades inferiores a los 4 Ma.

El lineamiento transversal a los rumbos andinosque conforma la cordillera de San Buenaventura in-tegrada por aparatos volcánicos e importantes volú-menes de volcanitas de edades que van de 6 a 1 Mainterrumpe abruptamente la continuidad norte sur delos cabalgamientos. Las estructuras extensionalescon componente horizontal dextrógira que siguen elrumbo este oeste del lineamiento y a la cual se aso-cian los cuerpos volcánicos, parecerían develar elmecanismo de construcción de esta cordillera a par-tir de una sucesión localizada de eventos trancurren-tes y magmáticos asociados durante los últimos 6millones de años.

Dado que su edad es coincidente con la estruc-turación principal de la faja plegada en el área deestudio, se interpreta que el lineamiento se podríahaber desarrollado a partir de una falla de desgarrelateral (tear fault) que absorbe las diferencias deacortamientos de la faja plegada al norte y al sur delmismo.

Los acortamientos diferenciales habrían sidocontrolados por la abrupta discontinuidad de aflora-mientos en sentido norte-sur que se produce en elbasamento metamórfico entre el extremo sur delbolsón de Fiambalá y la sierra del Peñón.

Desde los 2 últimos millones de años comenzóen la Puna Austral una importante actividad tectóni-ca extensional y transcurrente (Allmendinger, 1986)a la cual se asocia el volcanismo reciente.

La tectónica extensional se manifiesta en super-ficie por escarpas que desplazan abanicos aluvialesmodernos, frentes de cabalgamientos cortados porfallas de alto ángulo, derrames fisurales y centrosmonogénicos cuaternarios alineados y depresionescomo las de Antofalla, Incahuasi y Carachipampa,flanqueadas por escarpas que muestran un salto demás de 100 metros.

Los estudios realizados por Marrett et al. (1994)sobre la falla de Acazoque en el borde oriental delsalar de Antofalla, así como los indicadores cinemá-ticos observados en la prolongación de esta estruc-tura hacia el sur, indican movimientos transcurren-tes dextrales. Los movimientos laterales generanáreas transtensivas, no obstante existen vastos sec-


Este distrito está integrado por dos grupos mine-ros de interés. Los trabajos iniciales durante la épo-ca colonial se desarrollaron en el grupo Rosario, a lolargo de vetas enriquecidas en Ag. Con posteriori-dad, aproximadamente en 1880, se realizaron labo-reos subterráneos de reconocimiento y explotaciónen el grupo Descubridora.

Desde la década del ´50, todos los trabajos deexplotación fueron abandonados.

Existen numerosas referencias éditas e inéditasque aportan a la geología y minería del área, talescomo las de Stelzner (en Angelelli et al., 1983), Penck(1920), Barnabe (1915), Turner (1963), Alessi yRobert (1962), Cravero (1979), Ricci et al. (1981) yProserpio et al. (1992).

En la región afloran rocas del basamento quecorresponden a la Formación Famabalasto, al Com-plejo Sedimentario Volcánico Cortaderas Chicas y ala Formación Las Yeguas. Mediante una discordan-cia comienza el Terciario con conglomerados poli-mícticos y rocas piroclásticas.

Apoyadas en concordancia, se depositaron lasrocas volcánicas del Complejo Vocánico La Hoya-da, integrado en orden secuencial por brechas an-desíticas con intercalaciones de tobas y brechas to-báceas, andesitas, intrusivos de composición andesí-tica y ácida a intermedia, diques y filones capa decomposición andesítica, lavas vitrofíricas, obsidianasy perlitas y lavas andesíticas con tendencia dacítica,con facies hipabisales que corresponden a diques y/o stocks.

El Cuaternario está representado por niveles decineritas, travertinos y depósitos aluviales y coluvia-les de remoción en masa.

En el lecho del río Chucula, al sur del cerro Azul,en el lugar denominado Los Volcancitos, vertientesantiguas han depositado un sinter calcáreo que hanconfigurado terrazas de travertino rojizo, que alcan-zan un espesor de 10 m y se asientan sobre el basa-mento metamórfico y en parte sobre pórfiros dacíti-cos.

A la fecha, vertientes similares de aguas terma-les aún se manifiestan a lo largo del río Chucula,desde donde emanan aguas de baja temperatura muyricas en carbonatos, que dan origen a nuevos depó-sitos calcáreos.

Las vetas de este depósito se formaron princi-palmente por procesos de relleno de fisuras a lo lar-go de fallas y fracturas. En rasgos generales, tienenuna orientación E-O, con ligeras variaciones; a ve-ces aprovechan cruceros, con ramificaciones queconforman estructuras tipo “cola de caballo”.

tores de la región donde la extensión no estaría vin-culada a transcurrencia.

Si bien la tectónica cuaternaria del área releva-da estaría aparentemente dominada por esfuerzosextensionales y/o transcurrentes, se registraron tam-bién evidencias de tectónica compresiva coetáneacon la extensión.

Estas observaciones parecerían estar de acuerdocon el único acontecimiento sísmico de la región, cuyosmecanismos focales indican movimientos compresivosoblicuos con el hipocentro a 15 km de profundidad so-bre el salar de Antofalla (Chinn e Isacks, 1983).

Existen controversias y especulaciones sobre elorigen de los esfuerzos extensionales en un marcoregional netamente compresivo como el andino. Pro-bablemente la respuesta global a este fenómeno seencuentre en la combinación de factores tales comola transcurrencia provocada por subducción oblicuade la placa (Allmendinguer, 1986), el hundimiento dela litósfera adelgazada por delaminación (Kay et al.,1994) y la respuesta extensional al apilamiento tec-tónico producido en la parte interna de la cuña oro-génica en su evolución hacia el antepaís (Seggiaro yHongn, 1999).

En el cuadro 2 se resume la evolución geológicade la región de Paso San Francisco.

6. RECURSOS MINERALES

Los depósitos minerales considerados en la HojaPaso de San Francisco son escasos. Se han ubicadoen el mapa tanto aquellos que tienen alguna signifi-cación económica, como las manifestaciones mine-rales y áreas de alteración hidrotermal que puedenresultar nuevos blancos de exploración.

DEPÓSITOS DE MINERALESMETALÍFEROS

Plata – Plomo – Cinc y otros

DISTRITO LA HOYADA

El depósito polimetálico de Ag-Pb-Zn-Cu-Au, LaHoyada, situado en el faldeo austral de la cordillerade San Buenaventura, a una altura media de 4200 ms.n.m., departamento Tinogasta, fue descubierto yexplotado durante la época colonial.

El área es accesible desde la localidad de ElPeñón por huella minera para vehículo de doble trac-ción, en un recorrido de 93 kilómetros.


COLUMNA CRONOESTRATIGRÁFICA UNIDADES LITOLOGÍA E. (m) AMBIENTE FASE

TECTÓNICA

Depósitos eólicos Arenas

Depósitos coluviales Limos, arenas y gravas

Depósitos lacustres Limos y arcillas

Depósitos aluviales nuevos Limos, arenas y gravas

HOLOCENO

Flujos detríticos Brechas polimícticas y oligomícticas

PLEISTOCENO SUPERIOR-HOLOCENO Salares Cloruros sulfatos y

boratos

Continental desértico

Andina

Abanicos aluviales viejos

Conglomerados gruesos estratificados Andina

Complejo Piroclástico Cerro Blanco

Depósitos piroclásticos, lavas y domos riodacíticos

Andina

Basaltos del Peinado Basaltos olivínicos Andina

Andesitas del Cerro Cóndor

Andesitas hornblendíferas Arco volcánico Andina

PLEISTOCENO SUPERIOR

Domos dacíticos Domos y lava-domos dacíticos a riolíticos Andina

Basaltos Lavas basálticas y aparatos monogénicos fallados

Andina PLEISTOCENO INFERIOR

Estratovolcanes Fenoandesitas Andina

PLIOCENO SUPERIOR Lavas y domos Dacitas y andesitas

Andina

Ignimbritas y domos de Laguna Amarga

Ignimbritas, domos y lavadomos dacíticos Andina

PLIOCENO INFERIOR

Estratovolcanes Lavas y brechas de andesitas y dacitas

Andina

Cuadro 2. Evolución geológica de la región de Paso San Francisco.


COLUMNA CRONOESTRATIGRÁFICA UNIDADES LITOLOGÍA E. (m) AMBIENTE FASE

TECTÓNICA

Ignimbrita rosada Ignimbrítas riodacíticas Andina

Ignimbrita Los Colorados Ignimbritas dacíticas Arco volcánico Andina

Complejo Volcánico

Lavas andesíticas y dacíticas Andina

MIOCENO SUPERIOR

Formación Sijes Areniscas, pelitas, yeso y cuerpos salinos 200 Lago evaporítico Andina

Complejo Volcánico La Hoyada

Brechas, lavas, intrusivos e ignimbritas Andina

Estratovolcanes dacíticos del Mioceno medio

Dacitas Andina

Cuerpos dacítico- andesíticos Agua Dulce

Andesitas y dacitas

Volcanismo de trasarco

Andina

MIOCENO INFERIOR A MEDIO

Fm. Vizcachera Miembro sup.

Conglomerados y areniscas con volcanitas

700 Fluvial. Cuenca de trasarco Andina

OLIGOCENO Fm.Vizcachera Miembro inf.

Areniscas y pelitas rojas 400 Fluvial. Cuenca

de antepaís Andina

EOCENO Fm. Geste Conglomerados, areniscas y pelitas 500 Fluvial Andina

TRIÁSICO Fm. Pantanoso Riolitas y riodacitas

PÉRMICO Fm. Patquía de la Cuesta

Conglomerados y areniscas rojas 200 Fluvial deltaico

Fm. Las Yeguas Granitos, granodioritas y tonalitas Famatiniana

Complejo Básico-Ultrabásico Tramontana

Gabros y basaltos Famatiniana

Fm. Falda Ciénega

Grauvacas y pelitas con metamorfismo de bajo grado

Marino de plataforma distal Famatiniana

Complejo Sedimentario Volcánico Cortaderas Chicas

Sedimentitas y volcanitas ácidas. Metamorfismo de facies de esquistos verdes

Marino Famatiniana

PALEOZOICO INFERIOR

Fm. Las Planchadas

Sedimentitas y volcanitas ácidas Marino de arco

volcánico Famatiniana

Fm. Famabalasto Esquistos de mediano grado metamórfico Marino Pampeana

NEOPROTEROZOICO Metamorfita Antofalla Esquistos y gneises Pampeana

Cuadro 2. (continuación) Evolución geológica de la región de Paso San Francisco.


Espejos de fallas a lo largo de superficies de frac-turas cortan a las vetas; ello indica que los movi-mientos de falla continuaron después de la minerali-zación.

Se han reconocido dos tipos de mineralización:• co-magmática (singenética): se presenta en

forma diseminada en las rocas del Complejo Volcá-nico La Hoyada que tienen escasa o nula alteración.Está representada principalmente por magnetita,hematita, leucoxeno, ilmenita, rutilo, pirita ycalcopirita; estas últimas podrían ser un aporte inci-piente de origen hidrotermal (Proserpio et al., 1992).

• epigenética: se relaciona con vetas y vetillasde cuarzo, calcedonia y calcita, portadoras de mine-rales primarios como galena, esfalerita, calcopirita,pirita, bornita, cuprita, bournonita, calcosina, enargita,argentita y estromeyerita. Los minerales secunda-rios y de oxidación son covellina, digenita, oro nati-vo, cerussita, limonitas, goethita y carbonatos de co-bre.

El control estructural, junto con el litológico, po-siblemente dieron origen a dos sistemas de vetas quetienen algunas características propias y atraviesanel manto de volcanitas con cierta zonalidad de lamineralización (Cravero, 1979).

Un sistema de vetas del grupo Descubridora sealoja en las brechas andesíticas inferiores, y otro,del grupo Rosario, lo hace en las andesitas grisesque las cubren.

Las vetas alojadas en las brechas son polime-tálicas y más pobres en contenido de Ag, con valo-res anómalos de Au y Bi. En cambio, las que seemplazan en las rocas superiores se caracterizan porcontenidos elevados de Ag y sulfuros de metales debase con anomalías auríferas.

Análisis geoquímicos y estudios calcográficosque se realizaron en muestras de las vetas en cadalabor, en ambos grupos mineros, evidencian que exis-te zonalidad vertical (intervalo de 100 m) en la mine-ralización. La misma se observa en los minerales deganga, con cuarzo y calcita en el grupo Rosario, ycuarzo fino, calcedonia y calcita en el grupo Descu-bridora (A. Panteleyev, comunicación verbal).

La mineralización del distrito fue incluida en laclase mesotermal de Lindgren por Turner (1963),Ricci et al. (1981) y Proserpio et al. (1992). Ricci etal. (1999) ubicaron este depósito entre los epiter-males polimetálicos ricos en Ag+Pb+Zn±Cu±Au. Enel presente trabajo se considera que esta minerali-zación tiene afinidad con los yacimientos del tipoepitermal polimetálico.

La zonalidad de la mineralización conAg±Pb±Zn±Cu±Au en las vetas superiores (grupoRosario) y Pb+Zn±Ag+Cu±Au+Bi+Sb en las vetasmás profundas (grupo Descubridora) coincide conla teoría de zonalidad mineral en yacimientos hidro-termales (Cravero, 1979). Existen posibilidades queeste tipo de yacimiento de Pb-Ag dominantes cam-bie en profundidad a asociaciones del tipo Sb-Bi-Au.

Grupo Descubridora

Las vetas emplazadas en las secuencias de bre-chas andesíticas fueron controladas por dos juegosde fracturas, unas de rumbo N 60º-85º E y otras demenor desarrollo perpendiculares N 75º-85º O, am-bas con inclinaciones verticales a subverticales. Lascorridas oscilan entre pocos metros y un máximo de800 metros.

A lo largo de estas fracturas y aprovechandonormalmente los “cruceros” se formaron brechasque constituyen las vetas mineralizadas. El procesode brechamiento parece ser sincrónico con la intro-ducción de la sílice que forma la matriz (Auriemma,1973); esta sílice envuelve los clastos de la roca decaja de reducidas dimensiones, que en algunos ca-sos han sido triturados hasta alcanzar el tamaño depequeños fragmentos. Los minerales de mena apa-rentemente han precipitado en las cavidades deja-das por la introducción de la sílice, confiriéndole alas vetas un hábito bolsonero. La misma sílice tam-bién se depositó en delgadas fracturas de la rocaencajonante, conformando un fino vetilleo secunda-rio, o bien atraviesa algunos clastos en forma depequeñas microvenillas.

El mineral principal de ganga es cuarzo y enmenor proporción calcedonia, calcita y pirita; losminerales de mena portadores de metales de baseson galena argentífera, esfalerita, calcopirita, bornita,bournonita (Peralta, 1973) y calcosina. La distribu-ción de los minerales de mena es irregular y existenindicios de que la depositación de los mismos se pro-dujo en varias etapas (Alessi y Robert, 1962).

Los minerales de la zona de oxidación comocerussita, carbonatos de cobre y limonitas están am-pliamente distribuidos en la mina Descubridora. Pro-bablemente la zona de oxidación, en este grupo másextensa, fue favorecida por una mayor porosidad ypermeabilidad de las rocas encajonantes.

A menudo se observa limonita indígena desarro-llando un fino reticulado, o masas jasperoides en lasque se destacan boxworks, indicando una posible


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existencia anterior de calcopirita (Alessi y Robert,1962).

La diseminación de pirita en la roca encajonan-te, posiblemente asociada a oro, puede haber deter-minado sectores geoquímicamente anómalos en estemetal.

Las minas que integran el grupo son María Mag-dalena, Rosita, Descubridora y Don Juan, con untotal de 188 m de laboreos entre galerías y chiflones.

Los valores promedio en muestras selecciona-das obtenidas del interior de las distintas labores(Cravero, 1979) son: Cu 2,78%, Pb 4,8%, Zn 0,62%,Ag 343 g/t, Au 0,85 gramos por tonelada. Se regis-traron valores de Bi de hasta 900 ppm, aunque no sedetectaron minerales que lo contengan. Se desco-nocen los contenidos de Sb.

Grupo Rosario

Las vetas se hospedan en las andesitas grises,observándose contactos netos con las rocas que lascontienen. Se disponen con una dirección E-O, conligeras variaciones, corridas entre 5 y 190 m y po-tencias de 0,05 a 0,60 metros.

Los minerales de mena son argentita (Segal,1977a) y estromeyerita (Stelzner, en Angelelli et al.,1983; Segal, 1977a), además de los sulfuros de me-tales de base como galena, esfalerita, cuprita,calcopirita y bornita, en ganga de cuarzo, calcita ypirita. Los minerales secundarios y de oxidación,covellina, digenita, cerussita y carbonatos de cobrecomo malaquita, azurita y limonitas, alcanzaron me-nos desarrollo que en el grupo Descubridora.

Las minas que integran este grupo son LasPlazillas, Cueva Negra, Alto de Las Plazillas, El Por-tezuelo, Rosario, Eusebio y Andrés, con un desarro-llo de 626,70 m de laboreos entre galerías, chiflonesy trincheras.

El muestreo de las vetas en el interior de laslabores arrojaron los siguientes valores promedio: Cu1,73%, Pb 1,41%, Zn 0,62%, Ag 1150 g/t, Au 0,47 g/t (Cravero, 1979).

Las alteraciones hidrotermales reconocidas sonsilicificación, argilización-sericitización y propilitiza-ción (Proserpio et al., 1992). Su distribución, tantohorizontal como vertical, ha sido controlada por frac-turas de rumbos generales E-O y en menor gradopor diaclasas que ocurren en los diversos sectoresde esta zona, constituyendo “fajas” de hasta 110 mde ancho y un desarrollo longitudinal de 800 m quese reconocen por su coloración amarillenta, pardo-amarillenta o a veces blanca.

La silicificación se localiza a lo largo de las frac-turas que contienen a las brechas mineralizadas,ocupando la parte central y/o lateral de las faja ydestacándose a manera de “crestones”.

La argilización se ubica periféricamente respectoa la primera. En el grupo Descubridora, se identificósílice bajo las formas de cuarzo fino o calcedonia yarcillas de los grupos de la caolinita y montmorilloni-ta (Auriemma, 1973). La sericitización (moderada)está subordinada a la arcillosa.

La alteración propilítica, de escasa intensidad,rodea a las anteriores o bien conforma “halos” ex-tendiéndose a casi todas las unidades del ComplejoVolcánico La Hoyada.

Plomo - Cinc - Plata

Cerro Azul

El depósito polimetálico de Pb-Zn-Ag-Au, Ce-rro Azul, está situado en el faldeo meridional de lacordillera de San Buenaventura, departamento Ti-nogasta, a 105 km de Antofagasta de la Sierra, des-de donde se accede en vehículo de doble tracciónhasta la desembocadura de la quebrada de Vernan-cua y desde allí a lomo de bestia en una jornada de 9horas.

La litología en el sector está representada porbrechas volcánicas y coladas andesíticas, intruidaspor un domo dacítico que ha irradiado diques queatraviesan el manto de volcanitas pertenecientes alComplejo Volcánico La Hoyada. La sobreyacen aflo-ramientos esporádicos de flujos piroclásticos.

El Cuaternario, de amplio desarrollo, está con-formada por depósitos aluviales, coluviames y eóli-cos.

Las vetas del depósito consisten en diques áci-dos alterados y mineralizados que ocurren en dosjuegos de fracturas principales.

De acuerdo con su grado de desarrollo y ordende importancia, se destacan dos estructuras con rum-bos N 40º O y N 80º O, que en general buzansubverticalmente.

La mineralización de sulfuros de metales de basey sulfosales de plata tiende a ocurrir en la intersec-ción de estas dos estructuras.

La veta polimetálica principal de la mina cerroAzul se encuentra rellenando una fractura de rumboN 80º O y buzamiento 60º-70º NE .

La mineralización reconocida está constituida porgalena, esfalerita, enargita, geocronita, jamesonita,argentita, wurtzita, calcopirita, oro nativo y pirrotina


(Segal, 1977b) en ganga de cuarzo, sílice amorfa ypirita.

Los minerales secundarios son anglesita, digenita,covellina, malaquita, azurita, criptomelano, pirolusitay limonitas como lepidocrocita y goethita.

Las alteraciones hidrotermales relacionadas a lossectores mineralizados son arcillosa y cuarzo-sericítica.

En la quebrada de Vernancua, entre la cubiertade coluvio, se hallan afloramientos de sílice bajo lasformas de cuarzo fino y ópalo que no sobrepasan los2 m; normalmente tienen 20 centímetros. Su exten-sión horizontal está controlada por los juegos de frac-turas principales que alcanzan los 2 km en la estruc-tura de rumbo ONO, donde la silicificación es mo-derada y se observan boxworks con limonitas. Laestructura, de rumbo NO, alcanza un desarrollo de 8kilómetros.

La alteración propilítica es débil y constituye halosde escasa extensión.

Las características del depósito responden a lasde los yacimientos epitermales.

Plomo - Cobre

La Borita o Mina Fénix

Esta manifestación mineral está ubicada al estedel extremo sur del salar de Antofalla y al oeste dela sierra de Calalaste, en una pequeña depresióndenominada salar del Plomo, a una altitud media de3700 m sobre el nivel del mar.

Se accede, desde la localidad de Antofagasta dela Sierra, por huella minera para vehículo de dobletracción por una distancia aproximada de 80 kilóme-tros.

Se conoce desde el año 1930; fue estudiada enforma esporádica, generalmente con el objeto deevaluar sus reservas.

Como trabajo de investigación principal se pue-de citar a Angelelli y Valvano (1946), quienes des-cribieron en forma detallada la mineralogía y posiblegénesis de las vetas portadoras de mineral de Pb ofosgenita.

Posteriormente, varios autores se refirieron a lageología, mineralogía y cubicación del depósito rela-cionado a la mena de Cu, entre los que se cita aLizárraga (1973), Bassi (1974) y Ricci (1974).

La geología del salar del Plomo está constituidapor areniscas con intercalaciones de bancos de ig-nimbritas, pertenecientes al Miembro superior de laFormación Vizcachera.

En esta pequeña cuenca, de forma irregular yde una extensión de 2 a 3 km por 1 a 2 km de ancho,con costras salinas en su parte más baja, se destacauna elevación alargada, de dirección NNE-SSE, comosi emergiera del piso del salar. Esta elevación es unsinter de calcáreo travertínico, cuyas dimensionesson de 400 m eo su eje mayor, 60 a 70 m de ancho yun espesor de casi 40 metros.

El sinter es el producto de la depositación desales a partir de fluidos hidrotermales de un sistemaemplazado en la intersección de una fractura de rum-bo NO-SE con el eje de un anticlinal. De color ama-rillo ligeramente verdoso a pardo, consiste en cal-cáreos porosos. Es común la calcita con estratifica-ción ondulada, de textura finamente laminada.

Hay aragonita masiva localmente como par-ches aislados y/o en bandas de colores blanco,rosa, a veces gris o con tonos verdosos. Las ban-das son irregulares, a veces discontinuas,nodulosas en microescalas, pero en macroescalasel sinter muestra una construcción aterrazada, conestructuras de crecimiento vertical e inclinacio-nes de capas como producto de la depositaciónrítmica. Contiene en su masa xenolitos de arenis-cas y arcillas que proceden de los sedimentos dela base.

El mapeo de detalle de las superficies de las trin-cheras sugiere que el sinter pudo tener varios esta-dios de formación, demostrado, además, por super-ficies con características de cristalización libre quepresentan las capas de aragonita masiva.

Indudablemente una actividad fumarólica menorprecedió a la formación del sinter y causó la ce-mentación normal de los sedimentos, los que aunquetodavía permeables fueron lo suficientemente com-petentes para mantener una fractura abierta.

Las evidencias indican que una cubierta de car-bonatos a manera de tubo con paredes lisas se for-mó en la fractura que sirvió de canal a las solucio-nes. De esta manera se fue manteniendo un con-ducto abierto, mientras en la superficie la permeabi-lidad de los estratos fue preservada en manera aná-loga a la formación de un tubo geyser en arena ygrava.

Después de la depositación de la capa de sinter,encima de la formación sedimentaria permeable, fueintroducida aragonita blanca, rosada y castaña a lolargo del sistema de fractura NNO e infiltró la uni-dad calcárea.

En este depósito mineral, que está totalmenteoxidado, se distinguen tres tipologías de mineraliza-ción: vetiforme, diseminada e impregnaciones.


La mineralización de plomo, de tipo vetiforme,consiste en una guía principal con ramificacionessecundarias, situada casi en el mismo eje o conduc-to del sinter por donde ascendieron las solucionescuando los calcáreos estaban ya en estado sólido,sirviendo de roca encajante a las vetas y guías decalcita con mineral de plomo y guías de calcita yaragonita de otra generación.

Estas guías casi verticales atraviesan capas decalcáreos sensiblemente horizontales, o bien se en-cuentran como masas lenticulares entre ellas. Por logeneral tienen espesores que varían entre pocosmilímetros y 3 centímetros.

Se deduce que las grietas en las que se deposi-taron las nuevas soluciones han sido irregulares encuanto a su forma y que se produjeron posiblementepor fracturamiento hidráulico en episodios múltiplesde liberación de fluidos hidrotermales en la superfi-cie. Por lo tanto, las variaciones en el espesor, for-mas y disposición de la mineralización de plomo es-tuvieron condicionadas para depositarse en los es-pacios y formas libres existentes entre la estratifica-ción del sinter y las grietas, conformando lo que sedenomina una estructura combinada de mena enyacimientos hidrotermales. Los minerales de menason fosgenita y cerussita, esta última reemplazandoparcial o totalmente a la primera, en ganga de calci-ta y ferrocalcita. Ocasionalmente, una película deóxidos de hierro cubre selectivamente los cristalesde fosgenita.

La mena de cobre de origen primario está re-presentada por escasos “restos” de cristales decalcopirita que tuvieron una dimensión de 25 micrones(Potter, 1975); se disemina conjuntamente con cal-cita, rellenando oquedades del travertino que sirvede caja a la mineralización vetiforme.

Los minerales de origen supergénico, a modode impregnaciones, como granos libres orecubiertos por aragonita y calcita en los porosdel sinter, son malaquita, azurita, crisocola,atacamita, freirinita, calcantita, limonitas, jarosita,hematita y wad. Generalmente tapizan oqueda-des en áreas reducidas.

En los bordes del sinter, la costra salina de lacuenca muestra una zonalidad de complejos salinoscomo carbonatos, sulfatos y cloruros de cobre

En muestreo orientativo de superficie, se handetectado anomalías geoquímicas de As, Au (Nava-rro García y Cruz Zuloeta, 1998), Ag y Zn

En base a las características descriptas, seacuerda definir a este depósito como un hot springdel tipo epitermal, con mineralización vetiforme per-

teneciente a la porción superior del sistema hidro-termal.

Angelelli y Valvano (1946), Lizárraga (1973) yRicci (1983) efectuaron consideraciones sobre lagénesis de estos depósitos.

PRINCIPALES ÁREAS DE ALTERACIÓN

Se describen en este punto las principales áreasde alteración vinculadas a procesos hidrotermalescomprendidas dentro de la Hoja Paso de San Fran-cisco

Anomalías del Área de reserva Nº 11 -Flor de Puna

Corresponde a una zona de alteración hidroter-mal de 3 x 3,5 km, de forma subcircular, caracteri-zada por una notable anomalía color amarillo-rojizo;fue detectada como resultado de la prospección yexploración efectuadas por el Plan NOA I Geológi-co Minero de la Secretaría de Estado de Minería dela Nación. Se localiza en el cerro Flor de Puna, aloeste de la sierra de Aguas Dulces.

La alteración consiste en una intensa silicifica-ción con alunita, jarosita y limonitas, de fuerte con-trol estructural, con un rumbo N 40º O que afecta aandesitas y dacitas

Las rocas alteradas exhiben colores blanqueci-no y gris claro a gris rosado, con pátinas amarillasde jarosita y rojizas, y pardas de hematita y goethita.

El tipo de alteración dominante es la silicifica-ción-argilización, definidas por un grado variable desilicificación de las rocas y argilización de los felde-spatos y minerales máficos (anfíbol).

Las características texturales se conservan enla mayoría de las rocas alteradas, siendo posible in-ferir su litología original, predominantemente andesí-tica y en menor proporción dacítica (Godeas, 1973).

Una zona de alteración más intensa se presentaen la cima del cerro Flor de Puna, donde se vencuerpos de sílice de color marrón. En ellos la mine-ralogía primaria de las rocas se ha perdido y sólo seobservan masas de sílice fina con huecos ocupadospor diminutos gránulos de pirita y hematita y convenillas de hematita y/o alunita y jarosita.

Rocas fuertemente alunitizadas flanquean a lasanteriores, las que a su vez gradan a rocas silicifica-das-argilizadas que dominan en la mayor parte delsector.

En general estas alteraciones están asociadas.La más común es la arcilloso-alunítica; otras son:


silícea-hematítica y silícea-alunítica (Godeas,1973).

También se advierten cuerpos de brechas an-desíticas, elongados en dirección NO, en las quelos clastos, de hasta 10 cm y en generalsubangulosos, muestran las alteraciones descriptaspara el sector, en un cemento silíceo o silíceo-arci-lloso con cavidades rellenas por óxidos de hierroque les confieren a veces un color castaño o ama-rillento (jarosita) con minerales opacos disemina-dos. Son comunes venillas de alunita y yeso de ori-gen supergénico.

Depósitos de tobas del sector NE de la zona dealteración presentan argilización con pirita disemi-nada y óxidos de hierro.

La morfología, los productos de alteración queincluyen sílice vesicular, cuarzo-alunita (ampliamen-te dispersa y abundante) y caolinita, la zonalidad y elcontrol estructural (NO) de la zona alterada son diag-nóstico de sistemas epitermales del tipo sulfato áci-do o de alta sulfuración.

La ausencia de sílice bajo las formas de ópalo ycalcedonia, que habitualmente se encuentra en laparte superior de estos sistemas, implica que el mis-mo fue afectado por una erosión significativa, ob-servándose actualmente la zona de cuarzo-alunita.

Por otra parte, basándose en el modelo sulfatoácido es posible inferir una intrusión no expuesta quesería la fuente de origen de las soluciones responsa-bles de las alteraciones presentes. Asociada a esteintrusivo puede existir mineralización en profundidad.

Anomalías del Área de reserva Nº 38 -La Hoyada - Sector Chucula Norte

Corresponde a una zona de alteración vinculadacon procesos hidrotermales detectada como resul-tado de la prospección y exploración efectuadas porel Plan NOA I Geológico Minero (Cravero, 1979).

Esta zona de alteración hidrotermal se localizaen el faldeo oriental de las nacientes de la quebradadel Chucula, al NE del cerro Azul.

Las rocas observadas en el área son brechas,intrusivos de composición dacítica y coladas andesí-ticas que integran el Complejo Volcánico La Hoya-da. El área se destaca por una coloración amarillen-ta que resalta sobre el resto; esta anomalía de colorse advierte tanto en las fotografías aéreas como enimágenes satelitales.

De manera general se identificaron fenómenosde alteración hidrotermal representados por silicifi-cación y argilización. Esta última se caracteriza por

alunita y arcilla-sericita con silicificación asociadaen grados variables. La jarosita tapiza cavidades oestá asociada a alunita.

En niveles subyacentes, la alteración grada asericítico-silícea fuerte, con turmalina asociada enmoderada intensidad. Ópalo coloforme rellena cavi-dades de la roca (Viruel, 1977).

La turmalinización es más intensa en los alrede-dores de la zona de fractura, coincidiendo con lamayor abundancia de pirita (Cravero, 1979).

La silicificación se presenta como fajas de síliceportadora de pirita de 1 a 2 m de potencia, que atra-viesan las volcanitas con rumbo NS y NE-SO.

La alteración evidencia un fuerte control estruc-tural, relacionado a la fractura de rumbo meridianodel Chucula.

Análisis geoquímicos del muestreo orientativo deesquirlas de roca determinaron aonmalías entre 0,5y 0,6 ppm Au.

Anomalía de la zona de la caldera de lalaguna Amarga

En el borde oriental de la caldera de la lagunaAmarga, Hongn et al. (1996) describieron una zonade alteración silícea y arcillosa que afectó a las an-desitas que sirven de roca de caja en las proximida-des de un domo riodacítico colapsado en el interiorde la caldera.

Muestras extraídas de la zona de alteración re-velan contenidos de 0,15 y 0,16 ppm de Au.

Mediante el uso de imágenes satelitales se hanidentificado anomalías color que podrían correspon-der a zonas de alteración hidrotermal, ubicadas en-tre los cerros Cóndor y El Peinado, en el interior deesta megacaldera.

Anomalías del Área de reserva Nº 42 -Cazadero Grande Norte

Esta zona se localiza en el extremo norocciden-tal del valle de Chaschuil.

Cravero (1978) individualizó una secuencia do-minantemente volcánica integrada dacitas, riolitas ybrechas efusivas con intercalaciones de areniscas yconglomerados de edad ordovícica.

La parte superior de la secuencia, compuestaesencialmente por riolitas y riodacitas, está afecta-da por una fuerte alteración de origen hidrotermalque se manifiesta como silicificación y caolinizaciónde los feldespatos. La mineralización de hierro(especularita y magnetita) se presenta diseminada,


rellenando microfracturas (stockwork) y como nó-dulos en guías y vetas de cuarzo.

Hongn et al. (1996) describieron en el sectornoroccidental de la sierra de Las Planchadas unasecuencia dominantemente volcánica con escasasintercalaciones de areniscas volcaniclásticas. Estepaquete muestra niveles silicificados y con sulfuros.

Los mismos autores mencionaron sobre la mar-gen nororiental del valle de Chaschuil un paqueteconstituido por lavas, brechas volcánicas, conglome-rados, areniscas e intercalaciones de pelitas, afecta-do por una alteración silícea, con pirita y limonitasdiseminadas, en venillas y ocasionalmente tipostockwork. Análisis químicos del muestreo prelimi-nar realizado sobre este perfil arrojaron anomalíasde Au muy regulares en el sistema (0,14 a 1,13 ppm).

Anomalía del Área de reserva Nº 37 - Cue-ros de Purulla - Sector Vega de Cueros

En el extremo sudoeste de la sierra de Calalas-te, al noroeste de la laguna de Purulla, fue detectadacomo consecuencia de los planes de exploración delNOA I Geológico Minero.

La litología consiste en metasedimentitas y vol-canitas ácidas a mesosilíceas del Complejo Sedimen-tario Volcánico Cortaderas Chicas.

Los tipos más comunes de alteración sonargilización, sericitización y silicificación, posiblemen-te generadas como producto de las soluciones pós-tumas del volcanismo.

Los cuerpos dacíticos tienen mineralización detipo diseminada de pirita, especularita, escasacalcopirita y abundantes limonitas. En estudios decortes pulidos se determinó además magnetita,titanomagnetita, ilmenita y oro (Segal, 1978).

Es muy frecuente la presencia de pequeñas ve-nillas de cuarzo con especularita rellenando fractu-ras en las metapelitas y metavolcanitas.

Tramo central de la sierra de Calalaste(Quebrada de Cortaderas)

En el flanco oriental del tramo central de la sie-rra de Calalaste, entre aproximadamente los 26º 00’de latitud sur, Hongn et al. (1998) describieron nive-les pelíticos pertenecientes al Complejo Sedimenta-rio Volcánico Cortaderas Chicas enriquecidos en sul-furos de origen volcanogénico.

Se registraron anomalías de 0,44% de Zn, 1,2%de Mn y 0,17% de Ba, vinculadas con la presenciade esfalerita, pirita, calcopirita y baritina.

Las litologías sedimentario-volcánicas ácidasmuestran agregados lenticulares y venillas de cuar-zo con o sin minerales opacos alojadas en sistemasde diaclasas. La mineralización consiste en pirita,esfalerita, oro nativo, calcopirita, óxidos de manga-neso y de hierro.

DEPÓSITOS DE MINERALESINDUSTRIALES

Azufre

Dos Conos

La mina Dos Conos está situada en las proximi-dades del límite internacional con Chile, a una alturade 5300 m sobre el nivel del mar. Se accede por laruta nacional 60 que conduce al paso San Franciscoy desde allí por huella minera se recorren 9 kilóme-tros.

Es conocida desde el año 1967 y fue estudiadapor Jurado Marrón (1979).

La litología de la región está representada porsecuencias andesíticas y dacíticas, tobas, pumicitasy basaltos, que se disponen en forma de coladas ybancos horizontales.

La mineralización se localiza en la secuenciaandesítica limitada entre la andesita inferior pardorojiza y la superior que corona la secuencia piroclás-tica.

El azufre se presenta como granos e impregna-ciones, también masivo, en vetillas y bolsillos querellenan fracturas y en agregados granulosos y te-rrosos alojados en los poros de las volcanitas.

El mineral se ha originado como producto deprocesos solfatáricos y/o fumarólicos póstumos delvolcanismo.

Las reservas medidas son de 14.300 t, con unaley de 18 a 20 % de azufre.

Evaporitas fósiles

Salar de Antofalla

Este gran cuerpo salino, de forma alargada ensentido norte-sur, se emplaza en un ambiente neta-mente volcánico y sólo parte de su superficie (ex-tremo sur) está contenida en el ámbito de esta Hoja.

Es un salar aislado y sin antecedentes mineros.En el borde sudeste de la depresión, Seggiaro yHongn (este trabajo) describieron importantes acu-mulaciones de sal de roca localizadas en los niveles


más altos de las facies distales de la Formación Si-jes.

El resto de su superficie está cubierta por unacostra salina, con espesores de 0,50 m, encapado enpartes por material detrítico.

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO

Discordancia pérmico-terciaria en la sierraFilo Colorado

Se encuentra en el extremo norte de la sierra deFilo Colorado. Se accede hasta el pie de la sierrapor el camino de ripio que une Antofagasta de laSierra con la salina de Incahuasi.

Se trata de un sitio de interés estratigráfico en elque se observa el contacto discordante de ángulobajo entre las formaciones Patquia de la Cuesta delPérmico superior y Geste del Paleógeno.

Secuencia volcanosedimentaria ordovícicade la sierra de Calalaste

La quebrada Cortadera se sitúa en la sierra deCalalaste a 50 km al sudeste de la localidad de An-tofagasta de la Sierra. Se accede por el camino deripio que une Antofagasta de la Sierra con el salarde Antofalla.

El sitio presenta interés petrológico y estratigrá-fico ya que se trata de una secuencia volcano-sedi-mentaria ordovícica con presencia de rocas ultrabá-sicas en relación de contacto intrusivo y/o tectónicocon pelitas y areniscas marinas. Este complejo exhi-be, en algunos sectores, características de melan-ge, razón por la cual fue interpretado por algunosautores como parte de una corteza oceánica inci-piente. Asociados a este complejo se encuentran mi-neralizaciones de sulfuros intercaladas en pelitas.

Campo de la Piedra Pómez y caldera delcerro Blanco

Se ubica al sur de Antofagasta de la Sierra en elextremo sudoriental de la Hoja. A lo largo del reco-rrido desde la localidad de El Peñón hasta la calderadel cerro Blanco se observa un pasaje lateral de fa-cies ignimbríticas, distales a proximales, con aumen-to en la participación y tamaños de componentes lí-ticos y de pómez. En el borde de la caldera se acu-mulan bloques de rocas de caja y pómez de grandestamaños formando un anillo periférico de brechas

coignimbríticas. Siguiendo el camino, a pocos me-tros hacia el sur, se arriba al borde de la calderadesde donde se aprecia la depresión encerrada en-tre paredes circulares en cuyo interior se encuen-tran depósitos piroclásticos de intracaldera y domosperlitizados correspondientes a las etapas finales dela actividad volcánica.

Volcán El Peinado y caldera Laguna Amar-ga

El punto de observación se sitúa sobre el cami-no que une la ruta del Paso San Francisco con elsalar de Antofalla, al noroeste del cerro Peinado.

Se observa la depresión de la caldera LagunaAmarga, rellena por potentes depósitos de ignimbri-tas. En su interior se eleva el cerro Cóndor, con de-rrames de lavas andesíticas. Próximo al borde orientalde la caldera se encuentra el volcán El Peinado, cen-tro monogénico de 1 Ma, cuyas lavas basálticas sederraman hacia el interior de la caldera.

Domo riolítico Cueros de Purulla

Se accede al mismo por camino inconsolidadoque parte desde Antofagasta de la Sierra hacia lasalina de Incahuasi.

Es un domo de obsidiana perlitizado de edadcuaternaria. Desde su ladera oriental se extienden,hacia el este, varios kilómetros de flujos de detritosproducidos como consecuencia de sucesivos colap-sos y explosiones durante el crecimiento del domo.Este domo constituye un yacimiento de obsidianaapto para su utilización en artesanías

Escarpa de falla en abanicos aluviales mo-dernos

Se encuentran en el tramo sur del faldeo orien-tal de la sierra de Calalaste. Las escarpas de fallasdirectas, con inclinación hacia el oeste, producen unresalto topográfico de aproximadamente dos metrosen abanicos aluviales cuaternarios con pendientehacia el valle de Incahuasi.

Cabalgamiento cuaternario al oeste de lasierra Filo Colorado

En la parte central de la ladera occidental de lasierra Filo Colorado se dispone un sistema de cabal-gamientos con la vergencia hacia el oeste. Uno deellos, pone en contacto sedimentitas ordovícicas del


bloque colgante con conglomerados cuaternarios delyaciente. La zona de falla está definida por una bre-cha de varios metros de espesor dispuesta con unainclinación de 30° al este.

Inversión tectónica en Filo Colorado

Se accede al sitio por camino inconsolidado, a30 km de Antofagasta de la Sierra rumbo a la salinade Incahuasi. Este sitio se destaca por su interéstectónico ya que se observa a lo largo de una misma

traza de falla relaciones de desplazamientos directoe inverso a partir de la localización del punto de des-plazamiento nulo. La relación de inversión tectónicaes evidente sobre el mapa geológico pero tambiénes visible a escala de afloramiento sobre una que-brada que se encuentra en la parte media de la sie-rra. Esta estructura representa una antigua falla ge-nerada durante la extensión pérmica y luego reacti-vada a inversa durante la tectónica andina. La fallapresenta una traza oblicua al rumbo general de lasierra Filo Colorado.

8º Congreso Geológico Chileno, 2:1220-1224. Antofagas-ta.

BLASCO, G., L. VILLAR y E. ZAPPETTINI, 1996. El com-plejo ofiolítico desmembrado de la Puna Argentina, Pro-vincias de Jujuy, Salta y Catamarca. 13° Congreso Geoló-gico Argentino y 3° Congreso de Exploración de Hidrocar-buros, Actas 3:653-667. Buenos Aires

BLOOM, A.L., 1991. Geomorphology. A systematic analysisof late cenozoic landforms. Ed. Prentice Hall, EnglewoodCliffs, 532 p.. New Jersey.

CRAVERO, O.V., 1978. Informe Final del Área de Reserva Nº42 Cazadero Grande Norte. Provincia de Catamarca. NOAI Geológico Minero. Secretaría de Estado de Minería. In-édito. Tucumán.

CRAVERO, O.V., 1979. Informe del Área de Reserva Nº 38, LaHoyada. NOA I Geológico Minero. Secretaría de Mineríade la Nación. Inédito. Buenos Aires.

CHINN, D. y B. ISACKS, 1983. Accurate source depths andfocal machanism of shallow earthquakes in western SouthAmerica and New Hebrides island arc. Tectonics, 2:529-563.

DONATO, E. y G. VERGANI, 1985. Geología del sector occi-dental de la Puna salteña. Yacimientos Petrolíferos Fiscales.Gerencia de Exploración. Informe interno, 52 p., inédito.

DURAND, F., A. TOSELLI, F. ACEÑOLAZA y J. ROSSI,1994. Evolución geológica del sistema de Famatina duran-te el Precámbrico y Paleozoico. Universidad Nacional deTucumán, Facultad de Ciencias Naturales, SerieMonográfica y Didáctica Nº 4, 77 p.. Tucumán.

FERNÁNDEZ SEVESO, F., M. PÉREZ, I. BRISSON y L.ÁLVAREZ, 1991. Análisis estratigráfico secuencial de lacuenca de Paganzo. Depósitos marinos y continentales delPaleozoico superior en el oeste argentino. YacimientosPetrolíferos Fiscales. Informe interno, inédito. Mendoza.

FERNÁNDEZ SEVESO, F., M. PÉREZ, I. BRISSON y L.ÁLVAREZ, 1993. Análisis de cuenca: técnicas aplicadasen la serie carbónico-pérmica del Paganzo. Boletín de In-formación Petrolera. Tercera época, 33:77-108. BuenosAires.

FRENGUELLI, J., 1944. Apuntes acerca del Paleozoico supe-rior del noroeste argentino. Revista Museo de La Plata,Sección Geología, 2. La Plata.

GARDEWEG, M., C. MPODOZIS y J. CLAVERO, 1997.Mapa geológico de la Hoja Nevado Ojos del Salado. Re-gión de Atacama. Servicio Nacional de Geología y Mineríade Chile, 1:100.000. Versión preliminar, inédito.

GODEAS, M., 1973. Informe petrográfico Nº 531-543 de mues-tras del Área de Reserva Nº 11 Flor de Puna. Provincia deCatamarca. Secretaría de Minería de la Nación. Inédito.Tucumán.

BIBLIOGRAFÍAACEÑOLAZA, F., A. TOSELLI y F. DURAND, 1976. Estra-

tigrafía y paleontología de la región del Hombre Muerto,provincia de Catamarca, Argentina. Primer Congreso Ar-gentino de Paleontología y Bioestratigrafía, Actas 1:109-123. Tucumán.

ALESSI, V. y R. ROBERT, 1962. Informe sobre las minas yzonas de alteración hidrotermal de La Hoyada. Dpto. Ti-nogasta, provincia de Catamarca. Subsecretaría de Mine-ría. Inédito. Buenos Aires.

ALONSO, R., 1996. Cenozoico Sedimentario (Puna). MemoriaHoja Geológica 2566-III. Cachi. Programa Nacional deCartas Geológicas. SEGEMAR. Buenos Aires.

ALONSO, R y E. FIELDING, 1986. Acerca de un nuevo yaci-miento de vertebrados paleógenos en la Puna Argentina(Antofagasta de la Sierra, Catamarca). Resúmenes TerceraJornada Argentina de Paleontología de Vertebrados. Bue-nos Aires.

ALONSO, R., R. GUTIÉRREZ y J. VIRAMONTE, 1984.Megacuerpos salinos cenozoicos de la República Argenti-na. 9º Congreso Geológico Argentino, Actas 1:25-42. Bue-nos Aires.

ALLMENDINGER, R., 1986. Tectonic development,southeastern border of the Puna Plateau, nothwesternArgentine Andes. Geological Society of America Bulletin,97(9):1070-1082.

ALLMENDINGER, R.W., R.A. MARRETT, J.E.EREMCHUK y R.N. ALONSO, 1987. Deformación neo-tectónica de la Puna austral. 10º Congreso Geológico Ar-gentino, Actas 1:235-238. San Miguel de Tucumán.

ANGELELLI, V. y J. VALVANO, 1946. La fosgenita primariadel Salar del Plomo. Revista de la Asociación GeológicaArgentina, 1(4):257-269. Buenos Aires.

ANGELELLI, V., M.K. DE BRODTKORB, C.E. GORDILLOy H.D. GAY, 1983. Las especies minerales de la RepúblicaArgentina. Servicio Minero Nacional. Buenos Aires.

AURIEMMA, A., 1973. Informe preliminar petrográfico demuestras del Área de Reserva Nº 38, La Hoyada. Secreta-ría de Minería. Inédito. Tucumán.

BARNABÉ, J.F., 1915. Distrito Minero de Tinogasta, provin-cia de Catamarca. Secretaría de Estado de Industria y Mi-nería. Inédito. Buenos Aires.

BASSI, H., 1974. Inspecciones mineras, sector mina Fénix, Áreade Reserva Nº 13, La Borita. Provincia de Catamarca. Ser-vicio Nacional Minero Geológico. Subsecretaría de Mine-ría. Inédito. Buenos Aires.

BECCHIO, R., F. LUCASSEN, G. FRANZ y J. VIRAMON-TE, 1997. Condiciones P-T del basamento metamórficode alto grado. Borde oriental de la Puna Austral argentina.


GRISSOM, G., S. DEBARI y L. SNEE, 1998. Geology of theSierra de Fiambalá, northwestern Argentina: Implicationsfor Early Paleozoic Andean Tectonics. En: Pankhurst, R.J.y C.W. Rapela (Eds), The Proto-Andean Margin of Gond-wana. Geological Society, Special Publications, 142:293-323.

HONGN, F.D., 1994. Estructuras precámbricas y paleozoicasdel basamento del borde oriental de la Puna; su aplicaciónpara el análisis regional de la faja eruptiva. Revista de laAsociación Geológica Argentina, 49(3-4):256-268. Bue-nos Aires.

HONGN, F.D., 1998. Estratigrafía. Basamentoneopreoterozoico-eopaleozoico. En: Hongn, F. y R.Seggiaro, 1998. Hoja Geológica 2566-III. Cachi. ProgramaNacional de Cartas Geológicas. 1:250.000. SEGEMAR.Buenos Aires.

HONGN, F. y R. SEGGIARO, 1998. Hoja Geológica 2566-III.Cachi. Programa Nacional de Cartas Geológicas. 1:250.000.SEGEMAR. Buenos Aires.

HONGN, F.D., R.E. SEGGIARO y A. FOLGUERA, 1996.Blancos de exploración en la Hoja Paso de San Francisco,Catamarca. SEGEMAR, Serie Contribuciones Técnicas,1:35-39. Buenos Aires.

HONGN, F., R. SEGGIARO, J. GUILLOU, M. GODEAS, S.SEGAL, N. PEZZUTTI y L. FERPOZZI, 1998. Geolo-gía y metalogénesis del Eopaleozoico del tramo central dela sierra de Calalaste, provincia de Catamarca. Contribu-ciones Técnicas N° 22. Instituto de Geología y RecursosMinerales. SEGEMAR. Buenos Aires.

IGARZÁBAL, A., 1984. Origen y evolución morfológica de lascuencas evaporíticas cuaternarias de la Puna. 9° CongresoGeológico Argentino, Actas 3:595-607. Buenos Aires.

JORDAN, T. y R. ALONSO, 1987. Cenozoic stratigraphy andbasin tectonics of the Andes Mountains, 20º-28º Southlatitude. American Association of Petroleum Geologist,Bulletin 71(1):49-64.

JURADO MARRÓN, H., 1979. Informe geológico minero dela mina “dos Conos”, departamento Tinogasta. Provinciade Catamarca. Dirección Provincial de Geología y Mineríade Catamarca. Inédito. Catamarca.

KAY, S., B. COIRA y J. VIRAMONTE, 1994. Young maficback arc volcanic rocks as guides of lithospheredelamination beneath the Argentine Puna Plateau, CentralAndes. Journal Geophysical Research, 99:24323-24339.

KRAEMER, B., D. ADELMANN, M. ALTEN, W. SCHNURRy K. ERPENSTEIN, 1999. Incorporation of the Pealeogeneforeland into the Neogene Puna plateau: The Salar de An-tofalla area, NW Argentina. Journal of South AmericanEarth Sciences, 12:157-182.

LE CORRE, C. y E. ROSELLO, 1994. Kinematics of EarlyPaleozoic ductile deformation in the basement of NW Ar-gentina. Journal of South American Earth Sciences, 7:301-308.

LIZÁRRAGA, A., 1973. Contribución al conocimiento geoló-gico de la Cordillera de Calalaste, zona La Borita, depar-tamento Antofagasta de La Sierra. Universidad de Tucu-mán. Fac. de Ciencias Naturales. Seminario inédito. Tu-cumán.

MARRETT, R., R. ALLMENDINGER, R. ALONSO y R.DRAKE, 1994. Late Cenozoic tectonic evolution of thePuna Plateau and adjacent foreland, northwestern ArgentineAndes. Journal of South American Earth Sciences, 7:179-207.

MERCADO, M., 1982. Hoja Laguna del Negro Francisco. Re-gión de Atacama. Servicio Nacional de Geología y Mineríade Chile. Carta Geológica de Chile N° 56.

MON, R. y F. HONGN, 1988. El corrimiento del borde occi-dental del Cratógeno Central en la Puna. Revista de laAsociación Geológica Argentina, 43:348-342. Buenos Ai-res.

MON, R. y F. HONGN, 1996. Estructura del basamento prote-rozoico y paleozoico inferior del norte argentino. Revistade la Asociación Geológica Argentina, 51(1):1-10. BuenosAires.

MON, R., F. HONGN y R. OMARINI, 1988. Estructura delbasamento andino entre los paralelos 24° y 28° L.S. 5°Congreso Geológico Chileno, Actas 1:A/19-36. Santiago.

MPODOZIS, C., S. KAY, M. GARDEWEG y B. COIRA,1996. Geología de la región de Ojos del Salado (AndesCentrales 27° S): Implicancias de la migración hacia el estedel frente volcánico cenozoico superior. ProyectoFONDECYT 190025. Informe de avance, inédito. Santia-go, Chile.

MPODOZIS, C., S. KAY, M. GARDEWEG y B. COIRA,1997. Geología de la región del valle Ancho-Laguna Verde(Catamarca, Argentina): Una ventana al basamento del ex-tremo sur de la zona volcánica de los Andes Centrales. 8ºCongreso Geológico Chileno, 3:1689-1693. Antofagasta.

NAVARRO GARCÍA, L.F., 1987. Evaluación Previa de la minaDos Conos. Provincia de Catamarca. Secretaría de Mineríade la Nación. Inédito. Buenos Aires.

NAVARRO GARCÍA, L.F. y G. CRUZ ZULOETA, 1998. Per-fil Geológico Económico de la mina de Cobre La Borita.Dirección Nacional de Minería. Inédito. Buenos Aires.

NEUGEBAUER, H. y H. MILLER, 1993. Las milonitas de lasierra de Fiambalá: Sutura oriental del Sistema de Famatina(Provincia de Catamarca, Argentina). 12º Congreso Geoló-gico Argentino y 2º Congreso de Exploración de Hidrocar-buros, Actas 3:32-38. Buenos Aires.

NÚÑEZ, E., 1971. Informe preliminar de la Hoja 10a-b, CerroAguas Dulces (provincia de Catamarca). Dirección Nacio-nal de Geología y Minería. Inédito. Buenos Aires.

OMARINI, R., R. MON, H. GOETZE, F. HONGN y R.MARRET, 1988. El basamento Precámbrico de la Punaaustral: una llave para la interpretación tectónica de losAndes Centrales. 7° Congreso Latinoamericano de Geolo-gía, Actas 1:91-100. Belem, Brasil.

PALMA, M., 1990. Geología del macizo de Antofalla en laSierra del Campo Negro, Puna Catamarqueña. 11º Congre-so Geológico Argentino, Actas 2:39-42. San Juan.

PENCK, W., 1920. Der Südrand der Puna de Atacama. Abh.Math. Phys. Klasseder Sachsischen. Akademie derWissenschaften, Leipzing, 37(1). Ed. Nigar.

PERALTA, E., 1973. Informe calcográfico Nº 518 de muestrasdel Área de Reserva La Hoyada. Inédito. Secretaría deMinería. Tucumán.

POTTER, G.M., 1975. Determinaciones mineralógicas en mues-tras del Cuerpo La Borita. PNUD. United StatesDepartment of the Interior. Bureau of Mines. Inédito.

PREZZI, C., S. SINGER S. y R. ALLMENDINGER, 1998.Estudio Paleomagnético de rocas Cenozoicas aflorantes enJuncal Grande, Puna Catamarqueña, Argentina: Rotaciónlocal de Bloques. 10° Congreso Latinoamericano de Geo-logía y 6° Congreso Nacional de Geología Económica. Ac-tas 2:128-133. Buenos Aires.

PROSERPIO, C., 1972. Informe preliminar de los mosaicos 17C2,3,4,D3,4 y la parte norte de los mosaicos 22A3 yA4.(Correspondientes a la Hoja Geológica II a b, CerroPeinado. Secretaría de Minería de la Nación. Informe inter-no, inédito. Buenos Aires.

PROSERPIO, C., N. PEZZUTTI, S. SEGAL y M. GODEAS,1989. Informe preliminar del levantamiento geológico delárea “La Hoyada”, provincia de Catamarca. DirecciónNacional de Geología y Minería. Informe interno, 32 p.,inédito. Buenos Aires.

PROSERPIO, C., H. RICCI, N. PEZZUTTI, M. GODEAS yS. SEGAL, 1992. Área La Hoyada, Provincia de Catamar-ca: Una Manifestación vetiforme polimetálica en la PunaAustral. En: Brodtkorb, M.K. de e I.B. Schalamuk (Eds.),Actas Primera Reunión de Mineralogía y Metalogenia.


Entregado en febrero de 1999Aceptado en junio de 2000

Primera Jornada de Mineralogía, Petrografía yMetalogénesis de Rocas Ultrabásicas. Instituto de Recur-sos Minerales, Universidad de La Plata, Publicación Nº2:219-236. La Plata.

RICCI, H.I., 1974. Informe del Área de Reserva N° 13 La Bori-ta. Provincia de Catamarca. Plan NOA I. Secretaría de Es-tado de Minería. Inédito. Tucumán.

RICCI, H.I., 1983. Nueva manifestación cuprífera en rocas cal-cáreas en la Puna Catamarqueña. República Argentina. 2ºCongreso Nacional de Geología Económica, 2:601-616.

RICCI, H., H. VALLADARES CARRILLO y H. JURADOMARRÓN, 1981. Informe final del Área de Reserva Nº38, La Hoyada. Provincia de Catamarca. Plan NOA I Geo-lógico Minero. Secretaría de Estado de Minería. Inédito.Tucumán.

RICCI, H., H. VALLADARES CARRILLO, N. PEZZUTTI,M. GODEAS y S. SEGAL, 1999. Distrito minero LaHoyada, Catamarca. En: Zappettini E.O. (Ed.), RecursosMinerales de la República Argentina. Instituto de Geolo-gía y Recursos Minerales. SEGEMAR. Anales 35:1627-1636. Buenos Aires.

RITTMANN, A., 1962. Volcanoes and their activity (transl. byE.A. Vincent). Ed. Wiley-Interscience, 305 p.. New York.

ROJO, R., 1972. Geología de la región comprendida entre Naci-mientos y Antofagasta de la Sierra, provincia de Catamar-ca. Seminario, 77p., inédito. Escuela Universitaria de Cien-cias Naturales Universidad Nacional de Tucumán. Tucu-mán.

SEGAL, S., 1977a. Estudio calcográfico Nº 788 de Muestras delÁrea de Reserva Nº 38, La Hoyada. Secretaría de Minería.Inédito. Tucumán.

SEGAL, S., 1977b. Estudio calcográfico Nº 792 de muestras delÁrea de Reserva Nº 39, Cerro Azul. Secretaría de Minería.Inédito. Tucumán.

SEGAL, S., 1978. Estudio calcográfico de muestras del Área deReserva Nº 37, Cueros de Purulla. Secretaría de Minería.Inédito. Tucumán.

SEGGIARO, R. y F. HONGN, 1999. Evolución orogénica yvolcanismo cenozoico en el noroeste argentino. Acta Geo-lógica Hispánica, 34(2-3):227-242.

STELZNER, A. En: Angelelli, V., M.K. de Brodtkorb, C.E.Gordillo y H.D. Gay, 1983. Las especies minerales de laRepública Argentina. Servicio Minero Nacional: 43. Bue-nos Aires.

SUMMERFIELD, M., 1991. Global Geomorphology. LongmanScientific and Technical, 537 p.. Londres.Toselli, A., 1982.Criterios de definición del metamorfismo de muy bajo gra-do, con especial énfasis en el perfil de Falda Ciénaga, Punade Catamarca. Revista de la Asociación Geológica Argenti-na, 37:205-213. Buenos Aires.

TURNER, J.C., 1961. Estratigrafía del nevado de Cachi yadyacencias. Acta Geológica Lilloana 3:191-226. Funda-ción Miguel Lillo. Tucumán.

TURNER, J.C., 1963. Informe geológico correspondiente a la“Mina La Hoyada”, Departamento Tinogasta, provinciade Catamarca. Servicio Nacional Minero Geológico. Infor-me interno, 24 p., inédito. Buenos Aires.

TURNER, J.C., 1964. Descripción geológica de la Hoja 7c,Nevado de Cachi. Dirección Nacional de Geología y Mine-ría. Boletín 99, 78 p.. Buenos Aires.

TURNER, J.C., 1967. Descripción geológica de las Hoja 13b,Chaschuil (Provincias de Catamarca y La Rioja). InstitutoNacional de Geología y Minería, Boletín 106, 78 p.. Bue-nos Aires.

TURNER, J.C. 1973. Descripción geológica de la Hoja 11d,Laguna Blanca. Servicio Nacional Minero Geológico, Bo-letín 142, 72 p.. Buenos Aires.

VIRUEL, M.E., 1977. Estudio petrográfico Nº 787 de muestrasdel Área de Reserva Nº 38, La Hoyada. Secretaria de Mi-nería. Inédito. Tucumán.

ZAPPETTINI, E.O. y G. BLASCO, 1999. Hoja Geológica2569-II. Socompa. Programa Nacional de CartasGeológicas. 1:250.000. SEGEMAR. (versión preliminar).Buenos Aires.

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