U N I V E R S I D A D D E C H I L E

FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMATICAS

INSTITUTO DE GEOLOGIA

Publicación N? 19 Año 1961

EL JURASICO DE CERRITOS BAYOS

Por

Walter Biese

INSTITUTO GEOGRAFICO MILITAR Castro 354

Santiago de Chile

PUBLICACIONES DEL INSTITUTO DE GEOLOGIA

N® 1. MUÑOZ CRISTI , JORGE ( 1 9 5 0 ) . Geología del distrito minero de La Higuera (Prov. de Coquimbo) ; 107 pgs.*

N® 2 . Q U E N S E L , PERCY (En traducción de M U Ñ O Z CRISTI , JORGE) ( 1 9 5 3 ) . Nuevos comentarios sobre la geología de las islas de Juan Fernández; 35 pgs.*

N® 3 . MUÑOZ CRISTI , JORGE y GONZÁLEZ PACHECO, EDUARDO ( 1 9 5 3 ) . Geología de los yacimientos de pirofilita de Arrayán (Provincia de Maule) ; 30 pgs.*

N ' 4. GONZÁLEZ PACHECO, EDUARDO (1954). Estudio geológico-económico del dis-trito minero de Panulcillo (Provincia de Coquimbo) ; 50 pgs.*

N® 5. MUÑOZ CRISTI , JORGE y KARZULOVIC KOKOT, J U A N (1955). Bibliografía geo-lógica de Chile (1927-1953); 120 pgs.*

N® 6. CECIONI, G I O V A N N I (1955). (a) Edad y Facies del grupo Springhill en Tierra del Fuego, (b) Noticias preliminares sobre el paleozoico superior del archipiélago patagónico; 16 pgs.*

N® 7 . COFRÉ ZÚÑIGA, CAUPOLICÁN ( 1 9 5 6 ) . Erupción del volcán Nilahue; 2 5 pgs. L E Ó N , L E O N E L y POLLE O . , E N R I Q U E - ( 1 9 5 6 ) . Las capas volcánicas de Carrán

y la erupción del Nilahue; 35 pgs.

N® 8. CECIONI , G I O V A N N I (1956). Paleozoico superior en el archipiélago patagó-nico; 20 pgs.

N® 9. TÁVERA J E R E Z , J U A N "(1956). Fauna del cretáceo inferior de Copiapó; 12 pgs.

N® 10. KARZULOVIC KOKOT, J U A N (1958). Sedimentos cuaternarios y aguas subte-r ráneas en la cuenca de Santiago; 120 pgs.

N" 11 . MUÑOZ CRISTI , JORGE ( 1 9 5 8 ) . Reconocimiento geológico en la parte N W . de la provincia de Atacama; 30 pgs.

N® 12. TAVERA J E R E Z , J U A N y V E Y L OÑAT, CARLOS (1958). Reconocimiento geoló-gico de la isla Mocha; 30 pgs.

MUÑOZ CRISTI , JORGE ( 1 9 5 8 ) . Petrograf ía de la isla Mocha; 1 0 pgs.

N® 13 . KARZULOVIC KOKOT, J U A N ( 1 9 6 0 ) . Informe sobre el agua subterránea en la ciudad de Valdivia; 15 pgs.

N® 1 4 . W A T A N A B E , T A K E O y KARZULOVIC KOKOT, J U A N ( 1 9 6 0 ) . Los movimientos sísmicos del mes de mayo de 1960, en Chile; 46 pgs.

N® 15. W E I S C I I E T , W O L F G A N G (1960). Contribuciones al estudio de las t ransforma-ciones geográficas en la parte septentrional del sur de Chile, por efecto del sismo del 22 de mayo de 1960; 42 pgs.

N® 16 . LEVI , BEATRIZ ( 1 9 6 0 ) . E t r a t ig ra f í a del Jurásico y Cretáceo Inferior de la Cordillera de la Costa entre las latitudes 32° 40' y 33° 40'.

N® 17. CECIONI , G I O V A N N I (1960). 1.—Orogénesis Subhercínica en el Estrecho de Magallanes. 2.—Perfil Geológico entre Cabo Froward y Cabo San Isi-dro, Estrecho de Magallanes.

N® 18. TAVERA JEREZ, J U A N (1960). 1.—El Triásico del Valle Inferior del Río Bío-Bío. 2.—El Plioceno de Bahía Horcón en la Provincia de Valparaíso.

N® 19. B I E S E N . , W A L T E R (1961). El Jurásico de Cerritos Bayos.

* Publicaciones agotadas.

Las publicaciones restantes pueden ser adquiridas en la Librería de la Editorial

Universitaria (Alameda Bernardo O'Higgins 2361. Santiago de Chile).

EL JURASICO DE CERRITOS BAYOS

Por

Walter Biese

C O N T E N I D O

RESUMEN 7

ABSTRAC 7

INTRODUCCION 8

Historia del Trabajo 8

Ubicación 8

Trabajos anteriores 9

Agradecimientos 9

MORFOLOGIA 9

ESTRATIGRAFIA 10

Generalidades sobre el perfil de Cerritos Bajos 10

Triásico 11

Liásico 12

Dogger 15

Malm 19

Cretáceo medio 20

Terciario 20

Cuaternario 22

Perfil del Jurásico de Cerritos Bayos 24

LAS FACIES DEL JURASICO DE CERRITOS BAYOS 30

Facies de los Grupos Occidental y Nororiental 30

Cambios de Facies en el Jurásico de Cerritos Bayos 33

LA DISTRIBUCION DE LOS SEDIMENTOS EN CERRITOS BAYOS 35

TECTONICA 47

APORTES A LA DISCUSION SOBRE EL DESARROLLO DEL GEOSINCLINAL

ANDINO 52

BIBLIOGRAFIA 61

A N E X O :

Descripción de Fotografías Lámina 26: El Macizo H 2, la Loma Larga Sur y Perfiles Lámina 27: Mapa Geológico del Jurásico de Cerritos Bayos.

EL JURASICO DE CERRITOS BAYOS *

POR WALTER BIESE **

R E S U M E N

El Jurás ico de Cerritos Bayos comprende desde la Caliza de Arie t i tes has ta el Titoniano. Por pr imera vez puede describirse un perf i l completo de sedimentos del Jurás ico en América del Sur ya que, en ningún horizonte, la serie aparece in ter rum-pida por lavas o tobas. El desarrollo de todos los pisos está comprobado por hori-zontes fosi l íferos que han proporcionado f a u n a muy abundante. Caliza de Crinoidea, Bancos de Corales y Ver tebra ta , representan elementos nuevos pa ra el Jurás ico de América del Sur . El Batoniano aparece desarrollado en facie litoral. E n el yacente del Jurás ico se describe un perf i l del Triásico que corresponde al Cárnico-Nórico. Además, se discuten las influencias de la intrusión del Batolito Andino en el Cretá-ceo Medio; la intrusión de la Formación Lipar í t ica en el Terciar io; el desarrollo de la Formación del Loa, con yacimientos de Onix y Travert ino, y el desarrollo de la Pampa. Las condiciones de Cerri tos Bayos a tes t iguan un movimiento orogénico du-ran te el Rético y no aparece comprobada una fase orogénica en el Malm. La re-gresión, supuesta al f ina l del Calloviano p a r a el Geosinclinal Andino, no aparece do-cumentada en Cerri tos Bayos ya que la sedimentación mar ina sigue sin in ter rup-ción has ta el Titoniano. Queda indicada una regresión en el Titoniano.

A B S T R A C T

The Ju rass ic of Cerritos Bayos comprises f rom de Limestone of Ariet i tes till the Tithonian. For the f i r s t time we can give a description of a complete profi le of se-diments f r om the Jurass ic in South America, since, in no horizon, the serie appears in te r rupted by lavas or t u f f s . The development of every bed is confirmed by fossil horizons which have furnished a very plent i ful f auna . Limestone of Crinoidea, Coral Banks and Ver tebra ta represent new elements to the Jurass ic of South America. The Bathonian has acquired growth and vigor in a l i t toral facies. At the lowest p a r t of the Jurass ic we give a description of a profi le of the Triassic which belongs to the Karnic-Noric. Moreover we discuss the influences of the intrusion of the Andean Batholith in the Middle Cretaceous; the intrusion of the Liparit ic Format ion in the Te r t i a ry ; the development of the Loa Format ion, with deposits of Onyx and Tra-vert ine and the development of the Pampa . The na tura l constitution of Cerri tos Bayos gives evidence of an orogenic movement dur ing the Retic and we cannot con-f i rm an orogenic phase in the Malm. The regresión, supposed a t the end of Callo-vian in the Andean Geosynclinal, does not appear documented in Cerritos Bayos, since t h a t the marine sedimentation goes with not interrupt ion till the Tithonian. A regression a t the Tithonian is pointed out.

* Publicado en Alemán en Geol. Jb. Band 72 S. 439-494. Hannover . J a n u a r 1957. Traducido y actualizado por el autor .

** Fallecido en Santiago de Chile el 10 de junio de 1960.

I.—INTRODUCCION

Historia del trabajo.—Los afloramientos jurásicos de Cerritos Bayos fueron descubiertos y estudiados durante los trabajos preparatorios de las canteras de la Sociedad Explotadora de Mármoles de Calama, EMAR-CA, realizados por el autor entre los años 1946 a 1950.

Ubicación.—La zona en estudio se encuentra en la provincia de An-tofagasta, departamento de El Loa, a los 22? 30' de latitud Sur y 69"? 5' de longitud Oeste; más o menos 25 Kms. al SW de Calama y a unos 190 Kms. al NE. de la ciudad de Antofagasta. En la parte Norte de la zona es-tán las canteras EMARCA y, en la parte sur, hay pertenencias de la Chile Exploration Company que explota calizas como fundentes para el mineral de Chuquicamata.

El primer plano topográfico de la región estudiada fue levantado por el suscrito a huincha y brújula. El señor Luis Edinger, Administrador de las canteras de EMARCA en Calama, realizó luego la triangulación de los puntos principales y ellos están indicados con letras mayúsculas en el plano geológico que se incluye al final del t rabajo; allí se han anotado las cotas respectivas en metros sobre el nivel del mar.

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• Región de la Caria 1 25 000

e Afloramientos del Jurásico

Figura 1.—Ubicación del Jurásico de Cerritos Bayos y de los afloramientos del Jurásico en regiones vecinas.

Trabajos anteriores.—Informes relacionados con el Jurásico de Ca-racoles, situado 55 Kms. al SSE. de Cerritos Bayos, han sido publicados por: STEINMANN (1881, 1923) ; MOERICKE (1895); STEHN (1923) y HARRINGTON y LEANZA (1947). WETZEL (1927) ha descrito un per-fil del Liásico para la región del Observatorio de Montezuma, ubicado en la terminación NE de la Sierra del Limón Verde y unos 20 Kms. al E. de Cerritos Bayos. Además, BRUGGEN (1934, 1932) ha descrito la región de San Pedro de Atacama, situada unos 100 Kms. al E. de la zona que nos preocupa, y menciona el afloramiento de ónix de Mármol de Cerritos Bayos, pero no el Jurásico, BRUGGEN (1934, pg. 107).

La primera publicación sobre el Jurásico de Cerritos Bayos es una descripción corta y preliminar del autor, BIESE (1950).

Agradecimientos.—Antes de seguir adelante, debo indicar que agra-dezco al Ingeniero señor Jorge Muñoz Cristi por la revisión que hiciera de los estudios petrográficos de las rocas ígneas. La agrupación estrati-gráfica de estas rocas se ha realizado en conformidad con el señor Muñoz Cristi.

II.—MORFOLOGIA

Los depósitos jurásicos afloran en una extensa planicie, o pampa, limitada al Oeste por la Sierra del cerro Guacate; al sur y sureste por la Sierra Limón Verde; al norte por la Sierra Montecristo y al este por la prolongación de la cuenca de Calama y Chiuchiu. En la parte norte, en-tre Limón Verde y Montecristo, esta planicie está atravesada por los ríos Loa y San Salvador que han originado, en la zona del Jurásico, cañones profundos; así, 2 Kms. al norte del cerro Campamento, el cañón del río Loa tiene 300 mts. de profundidad y 200 a 300 mts. de ancho en su bor-de superior (Lám. 24 fig. 1). La zona en discusión se extiende al sur del cañón recién citado.

Desde el pie septentrional de la Sierra Limón Verde la superficie de la pampa baja, con poco declive y en forma uniforme, en dirección al NW o cañón del río Loa mientras, hacia el sur, está surcada por nu-merosas quebradas o cauces secos de pequeña profundidad que aumenta, notablemente, hacia la desembocadura de las quebradas en el río Loa y alcanza de 50 a 80 mts. de hondura. Estas quebradas desembocan en el cañón del río principal como valles colgantes, de perfil en V, con saltos de 200 a 250 mts. de altura. (Lám. 24 fig. 1).

El agua del río Loa es siempre bastante salobre y normalmente su caudal, en Calama, es de más o menos 7 m3/seg. Cada cierto lapso, de 15 a 20 años, se presentan precipitaciones de tipo catastrófico y entonces el nivel del agua sube en el cañón, por algunos días, hasta 15 metros. Estas mismas precipitaciones alimentan las quebradas secas y ocurre que, en tales ocasiones, algunos de los cauces secos funciona durante un corto tiempo, generalmente no más de 24 horas, como un verdadero río que arrastra gran cantidad de agua cuya fuerza erosiva puede cambiar completamente el aspecto morfológico del cauce seco.

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De la planicie de la Pampa sobresalen colinas de pequeña altura y de formas suaves, las cuales se levantan unos 30 a 50 mts. sobre el plan. La colina más destacada, tanto por su morfología como por su geología, es la llamada Loma Larga; ésta última, según puede observarse en el plano adjunto, empieza en el macizo del cerro Campamento y sigue en la llamada Loma Larga Norte; luego vendría una parte de la misma sumer-gida bajo los acarreos de la Pampa y, finalmente, aparece otra vez en la denominada Loma Larga Sur. Las lomas y colinas de la región consti-tuyen sólo una parte de los afloramientos del Triásico y Jurásico; una gran extensión del Jurásico está descubierto por la erosión, en los ríos secos situados en la parte NW de la Loma Larga. También se tienen aflo-ramientos de la misma época, en forma de ventanas geológicas, en la quebrada Campamento aguas abajos del cerro Campamento; en las que-bradas Unión, Cienvueltas y de la Torre; al W. del cerro Amarillo y al E. del Cerro Blanco. Estos últimos afloramientos ocupan el fondo de cuen-cas chatas de erosión y, en todos los bordes, el Jurásico está cubierto, dis-cordantemente, por los escombros y conglomerados de la Formación El Loa que aparecen en posición casi horizontal.

La pampa es un desierto pedregoso donde aparece una capa superfi-cial de unos 10 cms. compuesta de arena gruesa y rodados de hasta 10 cms. de diámetro; hacia abajo sigue un manto de tierra polvorienta, de-nominado vulgarmente "chusca", con un espesor de 30 a 120 cms. A ma-yor profundidad los escombros se encuentran consolidados a un conglo-merado.

Toda la región, o sea la Pampa y las sierras, carece de vegetación. Unicamente las vegas salobres cercanas a Calama y una f ranja situada en el fondo del cañón del río Loa, con 50 a 100 metros de ancho, presen-tan un pasto duro o chépica; algunos arbustos, especialmente chilca, y escasos árboles de algarrobo y chañar.

III.—ESTRATIGRAFIA

Generalidades sobre el perfil de Cerritos Bayos

El perfil del Jurásico de Cerritos Bayos es completo y comprende desde la Caliza de Arietites del Liásico Inferior hasta el Titoniano; en la parte occidental, la serie de sedimentos no está interrumpida en ningún horizonte por lavas u otros efusivos que, corrientemente, reemplazan en América del Sur partes del perfil.

Aquí no aflora el yacente de la Caliza de Arietites, o está destruido por intrusiones más modernas como ocurre en la parte nororiental de la región de la Colina Estrellas; allí, los lentes del Liásico y Bayociano flo-tan encima de liparitas intrusivas del Mioceno.

No en conección directa con los sedimentos del Jurásico, más o me-nos en la mitad de la distancia entre Loma Larga Norte por el W. y la Colina Estrellas por el E, afloran en la Loma Negra areniscas, lavas y conglomerados que, por razones tectónicas y petrográficas, se atribuyen al Triásico. Seguramente, entre la Caliza de Arietites y las capas supe-riores de pórfido del Triáisco, existe una interrupción en el perfil.

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La región del Jurásico se ha subdividido en dos grupos geográficos. El más importante es el Occidental que comprende la Loma Larga y la región adyacente, por el W., hasta el cerro Blanco y la colina del punto trigonométrico H.; este grupo tiene 10,5 Kms. de largo en dirección NS. y 4 Kms. de ancho en sentido EW. y muestra desde el Liásico Inferior, en la Loma Larga Sur, hasta el Titoniano en la colina del punto H. El otro grupo geográfico, el Nororiental, comprende los lentes aislados de la colina Estrellas, el punto S 1 y, además, el lente del Bayociano del cerro Chintoraste.

Aunque el grupo Nororiental se encuentra solamente 4 a 5 Kms. al E. del grupo occidental, se notan diferencias de carácter facial y faunís-tico; en consecuencia, no siempre es posible paralelizar exactamente los diferentes horizontes en ambos grupos. En el Cuadro del perfil, incluido en págs. 24-29, la posición de los horizontes del grupo Nororiental es pro-visoria.

La subdivisión del perfil, indicada en el Cuadro citado, tiene carác-ter preliminar, mientras no se proceda a un estudio cuidadoso y detalla-do, taxonómico y paleontológico de los innumerables ejemplares fósiles re-colectados, algunos de ellos en excelente estado de conservación. Sin em-bargo, la revisión preliminar practicada permite opinar que los límites generales aparecen seguros; es posible que existan desplazamientos con respecto a la ubicación de los límites de algunos horizontes y, en este sentido, son inseguros por ahora los límites del Oxfordiano-Kimmeridgia-no y Titoniano.

En la actualidad no podemos dar listas de fósiles pero, para facilitar una ubicación general dentro del perfil y también con el objeto de dar una idea de la abundancia del material, se agrega a cada horizonte de fósiles una lista de los géneros representados.

TRIASICO Se atribuyen al Triásico las areniscas de mica, tobas arenosas, ca-

pas de queratófiros y pórfidos que componen la colina aislada de Loma Negra. Su rumbo general es N. 40° a 60° E. y la inclinación de 409

a 6 0 ° NW. De los materiales del perfil indicado en las págs. 24-29, examinados

bajo el microscopio, puede anotarse lo siguiente: 5 5 m. ARENISCA INFERIOR.—Presenta una masa de granos de cuar-

zo redondeados y, en menor escala, albita, ortoclasa, musco-vita, fenocristales de plagioclasas, partes de esferolitas y gra-nos de un vidrio negro. El cemento, arcilloso, en parte está caolinizado y se observan también algunas manchas de cal-cita.

15 m. ARENISCA.—Contiene principalmente granos de cuarcita me-tamorfa y cuarcita de muscovita; además, cristales de albi-ta. El cemento, silicoso, es ferruginoso.

3 0 M . QUERATOFILOS. 4 0 m. TOBAS CON MICA.—Con granos de cuarzo y feldespatos de

0,02 mm. de diámetro. El cemento se presenta como cenizas volcánicas incluyendo mica.

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10 m. PÓRFIDOS TONALITICOS.—Masa fundamental casi completa-mente caolinizada; fenocristales de cuarzo y oligoclasa que al-canzan 0,5 mm. Hay abundante material limonítico.

1 m. FLINT.—Con muchas lamelas delgadas onduladas y ordena-das como cáscaras de cebollas, formadas por anillos de sílice, circulares y elípticas que alcanzan hasta 10 cms. de diáme-tro. Posiblemente corresponden a algas silicosas o formas semejantes; en este caso representarían los únicos restos or-gánicos del Triásico de esta región.

50 m. ARENISCA DE M I C A . — G r a n o s de cuarzo, plagioclasas y que-ratófiros de 0,1 a 0,2 mm.; además, escamas de muscovita. El cemento, silicoso, algo ferruginoso.

80 m. TOBAS Y QUERATÓFIROS.—Los queratófiros con masa funda-mental fuertemente caolinizada con escasos fenocristales de plagioclasas.

3 5 m . TOBAS. 120 m. PÓRFIDOS DIORÍTICOS.—Con manchas de apatita y calcita. 120 m. PÓRFIDOS GRANÍTICOS.—Masa fundamental que aparece co-

mo agregado panalotriomorfo de feldespatos alcalinos sin maclas. Los fenocristales, de cuarzo-feldespato y biotita, es-tán fuertemente alterados; se observa apatita y titanita.

En el perfil del Jurásico de Cerritos Bayos nunca aparecen rocas se-mejantes a los sedimentos clásticos y los eruptivos de la serie triásica. También parecen ser de importancia las diferencias con respecto a los rumbos y manteos; por lo general, el Jurásico del grupo occidental tiene rumbo más o menos N-S. y manteo pronunciado hacia el W. Con todo lo anterior, es natural suponer que los depósitos, atribuidos al Triásico, son independientes de los sedimentos jurásicos; más adelante se discutirán otras razones para agrupar, la serie de Loma Negra, en el Triásico.

LIASICO

a) Liásico Inferior:

El piso inferior de éste, Caliza de Arietites, solamente está descu-bierto en el pie occidental de la colina Estrellas y con relación a la fau-

na de las capas de este Grupo se tendría:

50-60 m. CALIZA DE ARIETITES.—Fósi les abundantes que, sin excep-ción, están silicificados. La fauna es pobre en especies e in-cluye: Arietites, Schlotheimia, Rhynchonella, Lithotrochus, Gryphaea y Pectinidae.

3 0 m. CALIZA INFERIOR DE VOLA.—Fós i l e s siempre silicificados que comprenden: Arietites, Belemnites, espinas de Cidaris, Pen-tacrinus (miembros del tallo y una theca), Spiriferina, Te-rebratula, Rhynchonella, Vola, Pecten, Gryphaea, Mytilus, Arca, Cucullaecé, Cardinia, Trigonia, Astata, Lucina, Cxr-dium, Pleuromya, Phasianella, Trochus, Pseudomelania, Cerithiidae.

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3 5 m. CALIZA SUPERIOR DE VOLA.—Con restos silicificados de Spon-giae. Localmente, los 5 metros superiores de esta serie es-tán transformados en Flint que contiene escasamente Tri-gonia y Rhynchoneila. Para el Grupo Occidental, en la terminación Sur de Loma Larga Sur:

1 5 m. CALIZA INFERIOR DE VOLA.—Fauna muy abundante aunque pobre en especies con: Pinna, Vola, Peden, Gryphaea, Tri-gonia, Astarte y Actaeonina.

5 m. CALIZA SUPERIOR DE VOLA.—En capas delgadas, esta caliza margosa y pizarreña contiene: Arietites, Aegoceratinae, Nau~ tilus, Pentacrinus, Terebratula, Rhynchoneila, Pinna, Lima, Vola, Pecten, Ostraea, Gryphaea, Alectryonia, Modiola, Ar-ca, Cucull'xea, Trigonia, Astarte, Lucina, Pleuromya, Pano-paeidae, Pholadomya, Amberleya, Trochus, Lewisiella, Ceri-thiidae, Actaeonina, Montlivaultia, Cyclostomata.

b) Liásico Medio:

En el Grupo Nororiental, colina Estrellas, se pueden distinguir cin-co pisos en la Caliza de Pentacrinus de 60 metros de potencia y así, de arriba a abajo, se tendría:

8 m. BANCO DE CORALES.—En capas delgadas con Pentacrinus (abundan miembros y partes del tallo), Terebratula, Rhyn-choneila, Vola, Ostrea, Trigonia, Astarte, Lucina, Pleuroto-maria, Trochus, Natica, Nerinea, Cerithiidae, Actaeonina, Serpula, Cyathopora, Convexastraea, Montlivaultia, Helias-traea, Isastraea, Thecosmilia, Thecoseris, Latimaendra, Eup-samidae, Andenipora.

1 0 m. CALIZA GRIS OSCURA, en bancos delgados; contiene Pentacri-nus (escasos), Terebratula, Rhynchoneila, moldes interiores muy abundantes de Lucina y Cardium.

12 m. CALIZA GRIS OSCURA, en bancos gruesos, con Aegoceratinae, Pentacrinus, (escasos), Diadematidae, Terebratula, Rhyn-choneila, Pinna, Vola, Ctenostreon, Lima, Pecten, Ostrea, Alectryonia, Cucullaea, Cardium, Trigonia, Astarte, Lucina, Pholadomya, Pleurotomaria, Trochus, Nerinea, Actaeonina, Montlivaultia, Isastraea, Latimoendra, Andenipora.

2 0 m. CALIZA GRIS OSCURA, en bancos gruesos, pobre en fósiles. Pentacrinus (escasos), moldes interiores de Vola, Pecten, Lucina.

1 0 m. CALIZA GRIS OSCURA, en bancos gruesos, fosilífera. Contiene Pentacrinus (miembros y partes del tallo muy abundantes), Spiriferina, Terebratula, Rhynchoneila, Lima, Vola, Pecten, Gryphaea, Cucullaea, Trigonia, Astarte, Lucina, Cardium, Gresslya, Pholadomya, Pleyrotomaria, Isastraea.

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En el grupo Occidental, es decir, en la Loma Larga del Sur, el Liá-sico Medio está aún más subdividido, tanto petrográficamente como por su fauna y, por encima de la Caliza Superior de Vola del Liásico Inferior, siguen concordantemente las capas siguientes:

2 m. BANCO DE C A R D I N I A . — M u e s t r a escasos Phyloceras y Nauti-lus. Abundantes, por sus individuos y especies son: Pentc^-crinus, Diadematidae, Spiriferina, Terebratula, Rhynchone-lla, Lima, Spondylus, Vola, Peden, Ostrea, Cucullaea, C'ar-dimia, Trigonia, Astarte, Lumia, Euomphalidae, Actaeonina, Montlivaultia, Isastraea, Latimaendrx, Cyclostamata, Am-berleya, Eunema, Trochus, Lewissiella, Umbonidae, Cerithi-idae, Spongiae.

12 m. CALIZAS NEGRAS.—Sin fósiles, betuminosas.

15-20 m. CALIZAS DE ARIETICERAS, fosilíferas que incluyen: Phyllo-ceras, Lytoceras, Arieticeras, Grammoceras, Oxynoticeras, Coeloceras, Nautilus, Belemnites. Además, se encuentran Pentacrinus, Spiriferina, Terebratula, Rhynchonella, Lima, Vola, Cardinia, Trigonia, Astarte, Lucina, Pholadomya, Tro-chus, Pseudomelania, Cerithiidae.

25 m. CALIZAS NEGRAS que incluyen el Banco inferior de Pentacri-nus de 1 metro de potencia. Este consiste en una caliza cris-talina betuminosa compuesta de miembros del tallo, pinnu-lae y brachialia de Pentacrinus.

c) Liásico Superior.

Los límites superiores e inferiores del Liásico Superior deben con-siderarse provisorios, mientras no se efectúen investigaciones más com-pletas de los fósiles recolectados. Desde abajo hacia arriba se tiene:

1 0 - 2 5 m. CALIZAS DE A M A L T H E I D A E . — E n la Loma Larga Sur, Grupo Occidental alcanza 25 metros de espesor mientras, en la co-lina Estrellas, solamente 8 a 10 metros. Es probable que en el Grupo Nororiental se haya conservado solamente una par-te de la potencia total. El piso incluye Lytoceras, Amalthei-dae, Nautilus y Belemnites. Además, se observan Spiriferi-na, Terebratula, Rhynchonella, Lima, Gryphaea, Trigonia, Lucina, Trochus, Amberleya.

2 - 3 m. CALIZA SUPERIOR DE PENTACRINUS.—Con miembros del tallo, pinnulae y brachialia de Pentacrinus.

12 m. CALIZA SUPERIOR DE A M A L T H E I D A E . — P r e s e n t a Lytoceras, Amaltheidae, Nautilus, Spiriferina, Terebratula, Rhynchone-lla, Cardinia, Trigonia, Lucina, Amberleya.

— 1 5 —

DOGGER

a) Aaleniano o Liásico Superior:

La ubicación definitiva de esta serie también debe quedar pendiente hasta después del término de los estudios paleontológicos.

En el grupo Occidental, Lomas Largas Sur y Norte, aparecen, des-de abajo hacia arr iba:

2 0 - 3 0 m. CALIZAS N E G R A S . — C o n fauna escasa compuesta de: Stepha-noceratidae, Amaltheidae, Terebratula, Arca, Astarte, Luci-ría, Trocl/ms, Pseudomelania.

2 5 m. CALIZA DE STEPHANOCERATIDAE.—Se encuentran Lytoceras, Amaltheidae, Arieticeras, Grammoceras y otras Harpocera-tinae, Ceoloceras, DactyMoceras, Nautilus, Belemnites. Ade-más : Posidonia, que forma bancos enteros; más escasos, Pen-tacrinus, Diadematidae, Terebratula, Rhynchonella, Arca, Peden, Trigonia, Astarte, Luciría, Serpula, vértebra de Ic-thyosauros.

2 - 3 M. MARGAS.

En el grupo Nororiental, en el cerro Chintoraste, el perfil correspon-diente, de abajo arriba es:

2 m. BANCO DE BELEMNITES, con Belemnites muy abundantes. 1 5 - 2 0 m . CALIZA GRIS PIZARREÑA.

1 m. CALIZA DE AMALTHEIDAE, con abundantes Amaltheidae y es-casos Nautüus y Lucina.

5 m . CALIZA PIZARREÑA.

b) Bayociano.

El límite inferior del Bayociano, en el Grupo Occidental, se ha tra-zado donde —en el Cuadro del Perfil— se demuestra un cambio marcado en el sentido petrográfico y paleontológico. Las calizas negras betuminosas, con fauna abundante de Cephalopodos, del Aaleniano o Liásico Supe-rior cambian a calizas, a menudo algo arenosas, grises claras o rojo ama-rillentas por descomposición, donde los Cephalopodos son escasos.

Para el Grupo Occidental y de abajo hacia arriba se encuentra:

3 0 - 3 5 m. CALIZA ARENOSA que en la Loma Larga Norte aparece des-arrollada en capas delgadas.

0 , 5 - 2 m. BANCO DE T R I G O N I A . — S o l a m e n t e está desarrollado en la Lo-ma Larga Sur y contiene: Belemnites, Pentacrinus (1 theca), Stomechinus, Terebratula, Rhynchonella, Lima, Pecten, Cte-nostreon, Ostrea, Alectryonia, Arca, Cucullaea, Trigonia, As-tarte, Lucina, Gonodon, Trochus, Nerinea, Cerithiidae. Este Banco suele ser reemplazado localmente por:

— 1 6 —

0-2 m. CALIZA DE CRINOIDEA; está formada por miembros del tallo, zirrae, pinnulae y brachialia de uii Pentacrinide semejante a lsocrinus.

6 0 - 7 0 m . CALIZA CRISTALINA.

4 m. BANCO DE EQUINODERMATA el cual, igual que los pisos fosi-líferos que siguen hacia arriba, está desarrollado en las Lo-mas Largas Sur y Norte.

Fauna abundante en individuos y compuesta de: Belemni-tes, Pentacrinus, Isocnnus (theca y placas aisladas de la the-ca), Stomechinus, Terebratula, Rhynchonella, Peden, Ostrea, Alectryonia, Trigonia, Astarte, Lucina, Amberleya.

1 m. BANCO DE PECTEN, con fauna abundante que comprende: Belemnites, Pentacrinus (1 theca), Stomechinus, Terebratu-la, Rhynchonella, Avicula, Pinna, Lima, Ctenostreon, Pecten, Spondylus, Ostrea, Alectryonia, Mytilus, Modiola, Arca, Cu-cullaea, Trigonia, Astarte, Lucina, Corbis, Pleuromya, Go-niomya, Pholadomya, Pleurotomaria, Turbo, Amberleya, Trochus, Nerinea, Pseudomelania, Isastrea, Andenipora, Sau-ria (¿ Teleosaurus).

5 - 6 m . CALIZA CRISTALINA.

1 - 2 m. BANCO INFERIOR DE C T E N O S T R E O N . — S i e m p r e aparece desa-rrollado en toda la región. Es una caliza de crinoidea forma-da por miembros del tallo, pinnulae y brachialia de Penta,' crinus. El banco es muy fosilífero y contiene: Sonninia, Nau-tilus, Belemnites (2 especies), Pentacrinus, Stomechinus, Te-rebratula, Acanthothyris, Rhynchonella, Perna, Lima, Cte-nostreon, Pecten, Velopecten, Spondylus, Ostrea, Gryphaea, Alectryonia, Mytilus, Modiola, Arca, Cucullaea, Trigonia, As-tarte, Lucina, Gonodon, Cardium, Pleuromya, Gresslya, Pano-paeidae, Pholodomya, Amberleya, IIammusrna, Euneona, Tro-chus, Leivissiella, Chrysostoma, Neritopsis, Oncochilus, Ampu-llina, Diastoma, Nerinea, Cerithinella, Serpwla, Isastrea, La-timaeandra, Andenipora, Bryozoa, Ichthyosaurus.

1 5 - 2 0 m . MARGAS CLARAS.

2-3 m. BANCO SUPERIOR DE CTENOSTREON.—Según la fauna se pue-den distinguir los 5 pisos siguientes (de arriba hacia abajo) .

40-50 cms. Margas de Belemnites; contienen exclusivamente Belemnites.

40-50 cms. Margas con fauna abundante de gastrópodos con corales; bi-valvos tienen menor importancia.

80-100 cms. Margas con la fauna principal de Lamelibranquiatas y cora-les.

30-40 cms. Margas claras que incluyen únicamente un Gonodon chico en numerosos individuos.

100 cms. Calizas conglomerádicas, de grano fino, con Gonodon y Tri-gonia.

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El Banco Superior de Ctenostreon tiene el carácter de un banco de corales aún más desarrollado que el Banco Inferior de Ctenostreon y su fauna se compone de: Sonninia, Stepha.noceras, Sphaeroceras, Belemnites, Terebratula, Rhynchonella, Aviada, Perna, Cervilleia, Lima, Ctenostreon, Pectén, Veiopecten, Ostrea, Exogyra, Alectryonia, Modiola, Arca, Trigo-nia, Astarte, Lucina, Gonodon, Protocardia, Cyprina, Pleuromya, Gonio-mya, Panopaeidae, Pholadomya, Amberleyx, Hammusina, Eunema, Tro-chus, Ziziphinus, Lewissiella, Chysostoma, Gibbula, Neritopsis, Naticopsis, Oncochilus, Lissochilus, Diastoma, Nerinea, Cerithiidae, Actaeonina, Ser-pula, Isastrea, Heliastraea, Stylina, Favia, Andenipora, Bryozoa, Spon-giae.

La enumeración de los géneros no da una idea clara de la abundante fauna del Banco Superior e Inferior de Ctenostreon. Cephalopodas apare-cen sólo en individuos aislados; pero, Braquiopodas, Lamelibranquiatas y Corales están representados en cada género por varias especies. Por ejem-plo: Trigonia con 6, Astarte con 12, Lucina con 8, Terebratula con 4, Am-berleya con 4, etc. Se han recogido Corales en ejemplares completos de 50 cms. de alto.

2 - 2 0 m . MARGAS.

0 ,5 M . CALIZAS CON POSIDONIA.

3 M. MARGAS.

2 m. BANCO DE SPHAEROCERAS; contiene Sphaeroceras, Stephano-ceras, Posidonia, vértebras de Ichthyosaurus.

6 m . MARGAS BLANCAS Y GRISES CLARAS.

Para el Grupo Nororiental, cerro Chintoraste, el perfil del Bayociano está conservado únicamente en su parte inferior hasta el banco de Pecten y, de abajo-arriba, se tiene:

3 m. BANCO DE ARCA, con fauna abundante en individuos de Ar-ca, Lucina y Gonodon.

2 5 m . CALIZA PIZARREÑA.

5 0 m. CALIZA DE GRESSLYA, cuya fauna se compone de: Belemnites, Terebratula, Rhynchonella, Pinna, Gryphaea, Lima, Mytilus, Modiola, Arca, Cucullaea, Trigonia, Astarte, Tancredia, Lu-cina, Anisocardia, Pleuromya, Gresslya.

3 0 m. CALIZA DE PECTEN cuya fauna abundante es idéntica a la del Banco de Pecten de Loma Larga. Aquí se encuentra ade-más y en forma aislada, Amaltheidae y Nautüus.

c) Batoniano:

Tanto el Batoniano como la parte superior del perfil del Jurásico, están desarrollados solamente en el Grupo Occidental. Esta serie, por sus características petrográficas y paleontológicas es, sin duda, independien-te. Está integrado por margas amarillas y blancas con septarias que in-cluyen varios bancos de calizas conglomerádicas y también bancos de 0,50-2 m. de calizas negras betuminosas.

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Muy característica es una caliza arenosa, roja amarillenta, que in-cluye numerosos bancos gruesos de Gryphaea y aparece en la parte in-ferior del perfil y también en el pendiente de la serie. Desde las margas con Septarias del yacente, hasta las calizas arenosas más superiores, la fauna se compone casi exclusivamente de Gryphaea acumuladas, por mi-llares de individuas, en bancos completos. Escasamente se observa uno que otro Perisphinctes, Nautilus, Modiola y Lucina.

d) Calloviano Inferior:

Desde la parte inferior hacia arriba se encuentra aquí:

10-15 m. Piso DE COSMOCERAS cuya fauna abundante comprende Pe-risphinctes dorae Steinm, Perisphinctes jupiter Steinm, Peris-phinctes koeneni Steinm y otros Perisphinctes más; Cos-moceras, Sutneria, Lissoceras, Peltoceras, Aspidoceras, Apty-chus, Ochetoceras, T rimar ginites, Nautilus, Belemnites, Os-trea escasos; Gryphaea, Trigoniu, Astarte, Lucina, Pesidonia.

1-10 m. MARGA DE BELEMNITES que contiene principalmente Belemni-tes; además, Perisphinctes dorae Steinm y otros Perisphinc-tes, Aspidoceras, Ochetoceras, escasos Ostrea, Astarte, Gas-tropoda, Ichthyosaurus. Esta marga, especialmente en el Norte y en su parte superior, suele desarrollarse como: 1-2 m. Banco de Vertebrata que incluye, dentro de concre-ciones calcáreas grandes, Perisphinctes, Ochetoceras, Lisso-ceras, Macrocephalites y Ostrea. De Vertebrata se han encontrado: Ichthyosaurus quenstedti Zitt. (parte del rostro con dientes, vertebratas, costillas, huesos de la mano), Plesiosaurus, Megalosauridae, Pachycornius, Lepidotus (los peces en varios ejemplares con cráneo y aletas).

3 0 - 7 5 m. MARGAS GRISES OSCURAS que incluyen calizas grises en ca-pas delgadas. Una de estas capas, de 0 , 2 0 - 0 , 5 0 m., es un Ban-co de Equinozoa que contiene Perisphinctes dorae Steinm, Perisphinctes jupiter Steinm, Cosmoceras dunkeri Steinm y otras Cosmoceratas, Sutneria, Hecticoceras, Ochetoceras, Belemnites, Stómechinus, Terebratula, Rhynchonella, Lima, Pecten, Ostrea, Astarte, Lucina, Gastropoda, Serpula, Bryo-zoa, Ichthyosaurus, Lepidotus.

2 m. BANCO DE MODIOLA, sigue en el Sur encima de las margas anteriores. Se encuentran escasos Maxrocephalites, Nautilus; más abundantes, Pinna, Modiola, Ostrea, Trigonia, Isastrea.

4 0 - 1 0 0 m. CALIZAS DE SPONGIAE se presenta en bancos gruesos, en par-tes con manchas de limonita. Es pobre en fósiles y escasa-mente se observan Perisphinctes, Ostrea y, más abundante, Spongiae.

0 - 1 0 0 m. MARGAS ESTÉRILES que pueden formar el término de perfil del Calloviano Inferior.

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e) Calloviano Superior: Aquí se encuentran margas coloradas con bancos de calizas amarillas, algo arenosas, las cuales incluyen la CALIZA DE R E I -NECKIA de 15-20 metros de potencia. Esta última, bastante fosilífera, contiene: Reivfickia douvillei Steinm y otros Reine-ckia, Perisphinctes dorae Steinm, Perisphinctes jupiter Steinm, Oppelia, Cosmoceras, Macrocephalites, Ochetoceras, Oecrotraustus, Peltoceras, Aspidoceras, Aptychus, Belemnites (sumamente escasos), Lima Ostrea, Astarte, Posidonia, Ichthyosaums.

M A L M

a) Oxfordiano:

Aquí predominan sedimentos margosos y de abajo hacia arriba aparecen:

120-140 m. MARGAS ROJIZAS Y AMARILLAS. 2 - 4 m. CALIZA DE PERISPHINCTES muy fosilífera y que incluye: Pe-

risphinctes andium Steinm, Perisphinctes Koeneni Steinm, Perisphinctes indogermixnus Waag y otros Perisphinctes, Ma-crocephalites, Cosmoceras, Opiielia, Trimarginites, Ocheto-ceras, Peltoceras; muy escasos Belemnites, Pinna, Lima, Os-trea, Astarte, Lucina.

1 0 0 - 2 0 0 m. MARGAS ROJIZAS en su parte superior aparece aisladamente Aspidoceras.

1 0 - 1 5 m. CALIZA DE ASPIDOCERAS con concreciones muy fosilíferas y que encierran: Perisphinctes andium Steinm, Perisphinctes koeneni Steinm, Perisphinctes indogermanus Waag y otros Perisphinctes, Virgatosphinctes, Aspidoceras, Aptychus, Ma-crocephalites, Cosmoceras, Ochetoceras, Trimarginites, Oeco-trautus, Peltoceras, muy escasos: Nautilus, Belemnites, Tere-bratula, Rhynchonella, Lima, Ostrea, Astarte, Trigonia, Lu-cina, Gastropoda, Serpula, Ichthyosaums, Plesiosaurus, Pa-chycormus, Lepidotus.

1 5 0 - 2 0 0 m. MARGAS ROJIZAS con bancos de concresiones calcáreas. 1 0 0 - 2 0 0 m. MARGAS NEGRAS. Betuminosas con f ran jas de yeso. Se obser-

van Oppelia y PerispJtinctes sumamente escasos.

b) Kimmeridgiano:

En la base aparecen: 2 0 - 5 0 m. CALIZAS DE TRISSOPS; en bancos gruesos y negras a grises

oscuras. Los 15-20 m. superiores son más fosilíferos y contienen: Pe-risphinctes?, Spiticeras, Aptychus, Serpida, Ichthyosaums, Trissops (en 20 ejemplares).

1 0 0 - 1 5 0 M. MARGAS Y CALIZAS ARENOSAS. Es posible que la parte superior de esta serie alcance hasta el Portlandiano.

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c) Titoniano:

Los sedimentos atribuidos al Titoniano comienzan con cuarcitas y areniscas de 80-120 m. de potencia. Luego, siguen hacia arriba series po-tentes de pizarra de lápiz, arenisca arcillosa de color amarilla hasta gris verdoso y pizarras arcillosas rojizas. La arenisca arcillosa muestra, bajo el microscopio:

En forma predominante granos finos de cuarzo; escasamente feldespatos y escamas chicas de mica. El material arcilloso es algo metamorfo, modificado a agregados de mica. Se ob-servan algunas manchas de calcita. La pizarra arcillosa, de color rojo oscuro y de grano fino, muestra: Material arcilloso con abundante hematita disper-sada finamente, granos de cuarzo y manchas de calcita; es-casamente granos de feldespatos y algunos granos de goeti-ta procedentes de pirita.

Solamente en un lugar, dentro de la arenisca arcillosa, se observa-varon unos gastrópodos semejantes a Valvatx y rastros de un lagarto chico. A menudo se encuentran rippie-marks.

Con estos sedimentos litorales, de más de 1.500 m. de espesor, termi-na el perfil del Jurásico de Cerritos Bayos.

CRETACEO MEDIO

A la intrusión del Batolito Andino durante el Cretáceo Medio se atribuyen dos filones de pórfido tonalítico, de 10 a 60 metros de potencia, que afloran en la parte sur de la región. Se trata de un pórfido amari-llo café, el cual, bajo el microscopio, presenta:

Masa fundamental formada por una mezcla de plagioclasa y cuarzo. Los fenocristales de ortoclasa y cuarzo alcanzan de 1 a 2 mms. de diámetro.

Con posterioridad a la intrusión, ascendieron soluciones hidroter-males de Si02 las que han transformado, localmente, la caliza a flint. En 3 localidades, dentro de los sedimentos jurásico, se han reconocido vetas de cuarzo con malaquita de poca importancia.

TERCIARIO

a) Mioceno:

La Formación Liparítica del Mioceno está representada por liparita intrusiva y sus lavas, tobas, areniscas tobíferas, brechas y conglomera-dos correspondientes. De abajo hacia arriba se encuentran:

LIPARITA INTRUSIVA.—De color rojizo oscuro hasta morado; generalmente de masa fundamental difusa con manchas de cuarzo, algunas veces de estructura porfirítica. Al microsco-pio se observa una masa fundamental difusa, rojiza, con in-trusiones cuarzosas que, probablemente, corresponden a cris-

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tobalita. La porfirita muestra masa fundamental pilotaxíti-ca con agujas de albita y algo de vidrio. Fenocristales de pla-gioclasas, calcificadas casi completamente, al parecer corres-ponden a andesina. TOBAS.—Son de color rojizo oscuro y morado, como también en algunos casos blancas y verdosas. Se encuentran tobas li-paríticas-dacíticas y traquíticas. La toba dacítica presenta, al microscopio, masa fundamental de ceniza volcánica con andesina, cuarzo, cristales de biotita y trozos de un vidrio. ARENISCAS TOBÍFERAS.—De color rojo oscuro, se componen de material efusivo; es decir, rodados de liparita con ce-mento de ceniza. Dentro de estas areniscas existen localmen-te yacimientos de extensión limitada y al pie del cerro Chin-toraste, de sal gema y arcilla salina. BRECHAS DACÍTICAS.—Amarilla clara compuesta de trozos de liparita fuertemente caolinizada y como consolidada por un cemento silicoso. Bajo el microscopio se presentan lentes de cuarzo como un mosaico de cuarzo. CONGLOMERADO DACÍTICO.—De color morado y formado por grandes rodados de liparita y dacita con cemento tobífero. Estos depósitos de la Formación Liparítica sobrepasan los 300 metros de espesor. Una fase independiente parece representar el CONGLOMERADO "EÓLICO" ROJIZO.—Sus rodados, de cantos redondeados, están compuestos de porfiritas y queratófiros que anteriormente se han atribuido al Triásico. El cemento está constituido por material tobífero y rojizo de la Forma-ción Liparítica.

Es posible que el viento haya agregado, a depósitos de escombros de faldas en el pie de los afloramientos del Triásico, material tobífero de la Formación Liparítica. Talvez este conglomerado "eólico" sea algo más moderno y corresponda a la Formación del Loa.

El complejo de la FORMACIÓN DEL LOA corresponde al Mioceno Supe-rior y al Plioceno. Durante esta época fueron depositados los escombros y conglomerados de la Pampa entre Sierra Limón Verde-Cerro Guacate y Sierra Montecristo, los cuales en la región de Cerritos Bayos alcanzan de 20 hasta 150 metros de potencia. El espesor aumenta hacia el NW, o sea, según la inclinación general de la superficie de la Pampa y en di-rección al río Loa que, en ese tiempo, aún no estaba encajonado.

En las riberas del Loa, el río ha depositado calizas arenosas y tobas calcáreas arenosas; ellas afloran como bancos de 2 a 20 metros de po-tencia en la parte oriental del cañón del río Loa y también en ambas ri-beras, en su borde superior, por 50 hasta 300 metros de ancho. Se t rata de materiales de colores blancos a amarillentos que incluyen capas de arenis-cas de 2 a 5 cms. de espesor. Las tobas calcáreas más puras se explotan, por EMARCA, y se emplean como travertino para el revestimiento de edificios en la ciudad de Santiago.

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En el cerro Cruz, situado 4 Kms. al NW. de Calama, se ha encon-trado un gastrópodo de agua dulce —dentro de las calizas arenosas— que fue descrito como Chitina angusta var. loansis Biese. El Kiesselgur de Chiuchiu, situado 30 Kms. al NE. de Calama, corresponde aproximada-mente al mismo piso y ha entregado: Litteridina carinata Biese, Tropi-corbis (Lateorbis) Loaensis Biese y Succdnea loaensis Biese. B I E S E

(1956 a) .

b) Mioceno:

Onix y Travertino representan los depósitos más modernos de la formación del Loa ubicados, en Cerritos Bayos, encima de los conglome-rados de la Formación del Loa o, también, encima ele la toba liparítica o de sedimentos jurásicos de manteo fuerte.

El Onix y Travertino aparecen en bancos de 3 a 30 metros de es-pesor, en posición horizontal y extensión limitada. A menudo se obser-van fracturas de poca anchura, dentro del conglomerado o también den-tro de los sedimentos jurásicos, rellenas con Onix y Mármol; esto es, se han formado vetas de Onix en posición más o menos horizontal y de 5 a 20 cms. de espesor. El Onix de Mármol de color blanco, amarillo, ro-jo y verde, es espato de cal pseudomorfo según aragonita. Los Traverti-nos, de colores blancos, gris, amarillo y café son bastante puros y tienen leyes de hasta 99,5% de CaCO:¡; generalmente, están veteados en capas finas según la estratificación.

Es posible que la formación de Onix y Travertino, explotados por EMARCA, esté relacionada genéticamente con la intrusión del basalto en el extremo Este de la región. El basalto corresponde al volcanismo mo-derno, pliocènico o cuaternario, de la cordillera y muestra al microscopio :

Masa fundamental hialopilítica o vitrea ; con enstatita, au-gita y labradorita.

CUATERNARIO

a) Pleistoceno:

Las terrazas altas que aparecen en el curso superior del cañón del río Loa estarían indicando la profundización del mismo durante el Pleis-toceno. De la misma edad son las terrazas que aparecen con el aspecto de fondos de ríos secos antiguos dentro de los conglomerados de la For-mación del Loa, al Oeste del cerro Campamento y en la parte central de la quebrada Colorada. La última terraza, ele 100 hasta 150 metros de anchura, se encuentra 10 a 15 metros por debajo de la superficie de la Pampa y unos 30 metros por encima del fondo del cañón de la quebrada Colorada.

— 23 —

b) Holoceno:

Durante esta época, el río Loa y los ríos secos tributarios en su parte Sur habían experimentado una mayor profundización la cual, de-bido a su caudal superior y permanente, avanzaría mucho más rápida en el río Loa; por tal motivo, la mayor parte de los ríos secos desembocan en el cañón principal formando saltos de 50 y hasta 250 metros de al-tura. En la fig. 1 de Lám. 24, las margas negras de la quebrada Orien-tal, al lado izquierdo, corresponden al fondo de un valle colgado. Unica-mente la quebrada Puerta Cerrada y la quebrada Colorada, encajonadas en tobas sueltas, desembocan al mismo nivel que el río Loa.

La erosión retrógrada del Loa ha llegado actualmente, en su avan-ce hacia el Este, hasta un punto que se encuentra a 8 Kms. al W. de Ca-lama. Aquí comienza el cañón principal, en las cascadas de Chintoraste, con una hoya de erosión circular de 12 metros de profundidad. En la misma altura, es decir, 8 Kms. al W. de Calama, el cañón del río San Salvador forma, en los "Ojos de Opache", una hoya de erosión similar aunque de dimensiones muy superiores.

Las arenas y escombros holocénicos de los ríos secos escasamente so-brepasan los 3 metros de potencia.

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IV.—LAS FACIES DEL JURASICO DE CERRITOS BAYOS

Los resultados de las investigaciones petrográficas y faunísticas de-jan reconocer un cambio repetido de facies los cuales se indican en el Cuadro: (Cambios de Facies en el Jurásico de Cerritos Bayos, que apa-rece en las págs. 33-34).

La región marina de Corritos Bayos, durante el Liásico Inferior, 110 está demasiado lejos de la costa; en el comienzo del Liásico Medio se acerca más a la costa pero, en seguida, se profundiza enérgicamente y se tiene una facie batial que alcanza hasta el Aaleniano.

Durante el Bayociano, se acerca nuevamente la costa y, en el Bato-niano, Cerritos Bayos se encuentra directamente en la zona de la costa. Para el Calloviano Inferior la costa retrocede hacia el Este mientras, en la última parte del Calloviano y durante el Oxfordiano Superior, avanza otra vez hacia Cerritos Bayos.

En el Kimmeridgiano profundiza el mar nuevamente y luego, du-rante el Titoniano, la costa corresponde otra vez a la región de Cerritos Bayos.

Notable parece la formación de arrecifes de Corales en el Liásico Medio y Bayociano Superior. GERTH (1928, pg. 14) menciona que, du-rante las épocas correspondientes, "en Europa solamente se conocen co-rales aislados". En Cerritos Bayos no se t rata de hallazgos aislados ya que el Banco Superior de CtenoStreon aflora, como piso característico, en toda la extensión de la Loma Larga en su pie occidental; es decir, a lo largo de más o menos 10 kms.

Las condiciones de facies se reflejan, naturalmente, en el contenido dé Si02 de las calizas. A manera de información, podemos mencionar los siguientes análisis de calizas de Cerritos Bayos:

Localidad Material Edad CaC03 Si02

de Stephanoceras Aaleniano

Loma Larga Sur , P L 10 Caliza, negra, betuminosa Liásico Medio Loma Larga Sur ,

al E. P L 15 Loma Larga Sur , P L 25 Loma Larga Sur , P L 23 Loma Larga Sur , P L 24 Loma Larga Sur , P L 24 Loma Larga Sur , P L 12 Loma Larga Sur , P L 12

P L 17 P J

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gris, clara

Oolítica

Bayociano Infer ior

Calloviano Infer ior

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6,0 30.0 32.1 27,5 30,0

4,6 3,9 8,1 6,1 2,0 2,0

Arenosa Batoniano 50,00+40,00

FACIES DE LOS GRUPOS OCCIDENTAL Y NORORIENTAL

Tal como se mencionara anteriormente, en el Grupo Nororiental el perfil del Jurásico de Cerritos Bayos no está completo y para los depósi-tos que aparecen, del Liásico y Bayociano, se encuentran diferencias de fa-

— 31 —

cié con respecto a las capas correspondientes del Grupo Occidental que no siempre permiten establecer relaciones claras entre los diferentes hori-zontes de ambos grupos. Las diferencias pueden resumirse, más o menos, en la forma siguiente:

Liásico Inferior

Por su fauna y también petrográficamente, la Caliza Inferior de Vo-la es idéntica en los dos grupos, pero, en el Oeste tiene una potencia de 15 m. mientras, en el Noreste llega a 30 m.

La Caliza Superior de Vola tiene 5 m. de espesor y es muy fosilífera en el Oeste; por el contrario, en el Noreste, la fauna se limita práctica-mente a Spongiae y tiene un desarrollo de 35 a 40 metros.

Liásico Medio

Este queda caracterizado, en el Oeste, por los pisos muy fosilíferos del Banco de Cardinia y la Caliza de Arieticeras que desarrollan 60 m. de potencia. En el Noroeste, corresponde a los anteriores una serie de cali-zas, de igual potencia, pero sin desarrollo del Banco de Cardinia ni de la Caliza de Arieticeras; es la llamada Caliza de Pentacrinus donde las Ce-phalopodas son escasas (a diferencia del Grupo Occidental donde son abundantes, especialmente en la Caliza de Arieticeras) y, entre la fauna abundante de moluscos, falta Cardinia. En el Oeste, en la parte superior del Liásico Medio, aparece el Banco Inferior de Pentacrinus comparable a la Caliza de Pentacrinus de 60 m. del Noreste; pero, aquel no contiene fauna de corales como es frecuente encontrar en los bancos superiores de la Caliza de Pentacrinus.

Liásico Superior

En ambos grupos aparece la Caliza de Amaltheidae basal. Las capas superiores del Liásico Superior solamente están conservadas en el Oeste.

Aaleniano

La caliza de Sphaeroceras, con fauna abundante de Cephalopodas, que aparece en el Oeste con 25 m. de espesor se puede relacionar, con muchas reservas, con la Caliza de Amaltheidae de 1 m. de espesor y fauna monóto-na del Noreste. Por otra parte, el Banco de Belemnites de 2 m. de poten-cia del cerro Chintoraste no aflora en el Grupo Occidental.

Bayociano

En el Noreste está conservado el Bayociano sólo hasta el horizonte de la Caliza de Pectén y faltan los Bancos de Ctenostreon. Con respecto a la fauna, la Caliza de Pecten del cerro Chintoraste es idéntica al Ban-co de Pecten de la Loma Larga; pero la primera tiene un desarrollo de 30 m. mientras, el segundo, alcanza únicamente 1 m. de potencia.

— 32 —

Los 50 m. de Caliza de Gresslya, muy fosilífera, del cerro Chinto-raste, pueden corresponder a los 60-70 m. de calizas en el yacente del Ban-co de Pecten en la Loma Larga, pero estas calizas son casi estériles.

En el Grupo Occidental, en el Bayociano Inferior, se reconocen va-rios bancos de Calizas de Crinoidea los cuales faltan por completo en el Grupo Nororiental. Finalmente, el Banco de Arca de 3 m. de potencia que aparece en el cerro Chintoraste, no se ha observado en el Oeste.

Todo lo anterior justifica pensar en diferencias de facies, las que lla-man la atención porque se refieren a regiones muy próximas. En el Oeste, el Liásico Inferior es de facie infranerítica que, en el comienzo del Liá-sico Medio, cambia a epinerítica y, luego, a batial. En el Grupo Nororien-tal, ya la Caliza Superior de Vola es epinerítica y esta facie se mantiene durante todo el Liásico Medio; aquí la facie batial ocurre en el comienzo del Liásico Superior, es decir, bastante más tarde que lo acontecido en la región situada 5 Kms. al Oeste. Por otro lado, el Aaleniano es de facie batial en el Oeste y, durante la misma época, ya se produce el cambio a facie infranerítica en el transcurso del Bayociano Inferior; las calizas margosas y pizarreñas contemporáneas del Grupo Nororiental represen-tan más bien una facie epinerítica.

En un sentido las condiciones son bastante constantes; esto es, gene-ralmente el Noreste está siempre más cerca de la costa que el Oeste y sólo durante el Liásico Superior ambas regiones se encontrarían a dis-tancias iguales de la misma. En consecuencia, puede concluirse que en el Liásico Superior la transgresión avanzaba más hacia el Este mientras que, por lo general, la costa estaba no mucho más al Este que Cerritos Bayos.

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- 35 —

V.—LA DISTRIBUCION DE LOS SEDIMENTOS EN CERRITOS BAYOS

La forma en que se distribuyen los distintos materiales en Cerritos Bayos se expone en el Mapa Geológico incluido al final del presente tra-bajo.

El Triásico se limita a la Loma y a pequeños afloramientos, en el río seco situado al W. y quebrada Oriental ubicada al NE. de Loma Ne-gra. El rumbo general es N. 40?-60? E. con manteo de 40?-60? NW.; el afloramiento tiene unos 1.300 mts. de largo en el sentido del rumbó y 800 m. de anchura.

El Liásico del Grupo Nororiental aparece en Colina Estrellas y, el del Grupo Occidental, en la parte austral de la Loma Larga Sur.

NW.

Mioceno ES Liparita intrusiva

Lias Medio EZI3 Caliza de Pentacrinus 0 loom.

fEED Caliza arenosa gris con Spongiae

Lias /nferiori L ~ Z ] Caliza Inferior de Vola

lESS Caliza de Arieliles

Figura 2.—Perfil Colina Estrellas — Punto S 7 a.

El Liásico Inferior aflora en el pie Occidental de colina Estrellas mientras, el Liásico Medio, forma la cresta y el faldeo oriental de ella. (Ver Lám. 27, perfil 6; y fig. 2) ; el rumbo varía entre N. 55? E. y E. y N. 75? E.; el manteo entre 35? a 45? S. En el extremo Noreste de la colina Estrellas, más precisamente en el Morro del punto S 10, la Caliza de Pentacrinus del Liásico Medio se encuentra en posición horizontal. Más al E., en el Morro del punto S 8, el Liásico Medio manifiesta rumbo N. 10? W. y manteo de 28? E.; en el afloramiento del punto S 9, la Caliza de Amaltheidae tiene rumbo N. 10? W. y manteo de 25? E. Todos estos lentes aparecen aislados y rodeados de liparita intrusiva del Mioceno; en el término septentrional del Morro del punto S 7 se observa como la Ca-liza de Vola descansa encima de liparita intrusiva y, algo al Sur de este lugar, la Caliza de Vola y la Caliza de Pentacrinus están parcialmente transformadas a Flint por metamorfismo de contacto.

El Liásico de la Loma Larga Sur aflora, por 1.200 m. de largo, con rumbo N. 15? E. y forma un anticlinal. (Ver Lám. 26 fig. a y b, lám'. 27; perfil 5), cuya ala occidental tiene manteo de 45? a 65? W. y muestra' todo el Liásico sin interrupción; el ala oriental, con manteo de 75? E., muestra solamente hasta la Caliza de Arieticeras.

Aaleniano o Liásico Superior y Bayociano, afloran en el cerro Chin-toraste con rumbo N. 10? E. y manteo de 56? E. (Ver fig. 3 y lám 27-perfil 6).

— 3 6 —

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Figura 3.—Perfil Cerro Chintoraste

Las Lomas Largas, Norte y Sur, están construidas por el Bayociano que, por 8.000 m. de longitud, muestra rumbo general N. 5? W. a N. 15? E. y manteo de 60? a 80? W. (Ver Lám. 26: fig. c. y d.; Lám. 27: perfiles 2 y 3). Al W. del punto L 10, el piso inferior del Aaleniano o Liásico Superior, es decir la Caliza negra betuminosa, descansa concordantemen-te encima de la Caliza Superior de Amaltheidae del Liásico Superior. Unos 200 m. más al N. se acuña el filón de pórfido tonalítico, que acom-paña la Caliza de Sthephanocerata; esta última y a lo largo de 2.200 m., siempre aflora en el pie oriental de la Loma Larga Sur y, cuando se en-cuentra en la Loma Larga Norte, también lo hace en el faldeo oriental. En el N. de la quebrada de la Torre, o sea al S. y al E. del punto L. 27, la Caliza de Stephanocerata y la Caliza betuminosa pizarreña del yacente se encuentran fuertemente plegadas; en el extremo N., y al E. del pun-to S., la Caliza de Stephanocerata, en el contacto con la liparita intrusiva, también tiene un plegamiento fuerte.

El Banco de Trigonia del Bayociano Inferior aparece con corrida lar-ga y algunas interrupciones, en la Loma Larga Sur. El Banco de Equino-dermata casi siempre aflora en el faldeo occidental de la Loma Larga Sur y, en la Loma Larga Norte, siempre está desarrollado como Caliza de Crinoidea. El Banco de Pecten, que descansa concordantemente sobre el Banco de Equinodermata, aparece bien desarrollado sólo en la parte central de la Loma Larga Sur.

Un piso extraordinariamente constante lo representan los Bancos de Ctenostreon que afloran en el pie occidental de ambas Lomas Largas; el afloramiento más septentrional se ha constatado 400 m. al W. del punto H 2, en la parte occidental de la quebrada Campamento. En esta región de quebrada Campamento, el Bayociano está fuertemente plegado. En los

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bordes septentrional y oriental del sobreescurrimiento del Bayociano, zo-na del macizo H 2, se han conservado los Bancos de Stenostreon como asimismo el Banco de Pecten y la Caliza de Crinoídea. (Ver Lám. 23: Fig. 1; Lám. 26, Fig. e; Lám. 27: Perfi l A) .

El Banco de Spharoceras y las Margas claras superiores con Posido-nia sólo se observan en el borde occidental de la Loma Larga Sur, en ambos lados de la quebrada de la Torre ; las Margas claras con Posidonia afloran en el norte, junto al borde oriental del macizo del cerro Campa-mento.

En el N. y S. de la quebrada de la Torre, el Batoniano descansa nor-malmente encima de las Margas claras con Posidonia del Bayociano; en el S. de la quebrada, el rumbo y manteo del Batoniano es paralelo al rumbo y manteo del Bayociano; en el N. ; en la parte oriental de este río seco, se tiene localmente rumbo N. 35? E. con manteo de 55<? NW (Ver Lám. 26: fig. a.)

En el Oeste, el Batoniano limita con el Calloviano Inferior concor-dantemente; las colinas de esta zona, las cuales se extienden con direc-ción N-S., están formadas por las Calizas oolíticas del Calloviano Inferior mientras, las cuencas o depresiones entre las colinas, están ocupadas por el Batoniano (ver Lám. 26, fig. d ; Lám. 27, perfil 3) ; aquí el Batoniano esta hundido a lo largo de fallas que limitan el Calloviano Inferior. De un modo análogo, el Batoniano ocupa la cuenca del lado oriental del ce-rro Campamento (ver Lám. 22: fig. 1), en tanto dicho cerro también es-tá formado por calizas oolíticas del Calloviano Inferior. En el pie orien-tal del mismo cerro, el Calloviano Inferior descansa normalmente encima del Batoniano.

En la región entre Loma Larga Sur y Cerro Amarillo, el perfil del Calloviano Inferior se repite 7 veces; esto se debe a un fuerte destroza-nuento de las calizas oolíticas, causado por fallas de rumbo N-S. Todas las colinas de esta zona, con excepción del cerro Amarillo, se encuentran coronadas por calizas oolíticas (ver Lám. 26: fig. d; Lám. 27: perfil 3) . Aunque el rumbo es generalmente N-S, el manteo es bastante variable y, en el E., se observa manteo al Es te ; en la parte central, manteo al w! y finalmente, en el W., predomina una posición vertical. En la caliza oolí-tica del punto L 17 no se tiene un manteo definido; al S. del punto an-terior se constata inclinación de 20? al E. y, en el punto L 16, 25? al W. Al norte y al oeste del cerro Amarillo, la Caliza oolítica y también ban-cos delgados de calizas del Calloviano Inferior, están metamorfoseadas a mármol blanco que explota EMARCA.

En el faldeo occidental de la colina de los puntos L 16 y L 17, el per-fil del Calloviano Inferior está desarrollado sin fallas; el piso inferior, o sea el Piso de Cosmoceras, sigue concordantemente encima de las Ca-lizas arenosas con Gryphaea del Batoniano. En el N. de la quebrada de la Torre el Calloviano Inferior está fuertemente plegado; en un anticlinal secundario aflora, en ambas alas, el Piso de Cosmoceras. Aquí, el Banco de Equinozoa aflora 3 veces distando los tres bancos 12 a 2o' mts. uno del otro; este anticlinal no sigue más al S. de la quebrada de la Torre.

En el Oeste, al E. y S. del punto L 25 y también entre cerro Ama-rillo y punto L 25 y al S. del cerro Amarillo, el Piso de Cosmoceras tie-

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ne rumbo N-S. El Banco de Equinozoa aflora al S. del cerro Amarillo y sigue, hacia el N., hasta más allá de la quebrada de la Torre.

Al W. de Loma Larga Norte el Calloviano Inferior no aflora; sin excepciones, los sedimentos correspondientes están cubiertos por los es-combros y conglomerados de la Formación del Loa. El afloramiento sep-tentrional, cercano al cerro Campamento, aparece desplazado hacia el Es-te —por 900 hasta 1.000 metros— con respecto a su posición con el Ba-yociano de la Loma Larga Norte. En el pie oriental del cerro Campamen-to, el Piso de Cosmoceras descansa concordantemente encima del Bato-niano (ver Lám. 22: fig. 1; Lám. 27: perfil 1). La Marga de Belemnites y el Banco de Equinozoa están bien desarrollados mientras, en esta re-gión, no aparece el Banco de Modiola; potencia importante alcanza la Caliza Oolítica que muestra rumbo N. 15? y manteo de 709. En la sec-ción septentrional, es decir, al N. y S. de la quebrada Oriental, las mar-gas amarillas del Banco de Belemnites (Vertebrata) y el Banco de Equi-nozoa están plegados fuertemente, repitiéndose el segundo Banco nombra-do tres veces (ver figura 4). La parte inferior del Calloviano Inferior y la Caliza Oolítica están separadas, en el W., por una falla con manteo de 80? E.

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Cabviano Sup Calizas claras Calilos Oolllicas

v | Calilo arenosa con bancos de Gr/phaea

Bayociano F^H Margo de Posidonia

Figura 4.—Perfil del lado Norte de la Quedrada Oriental, 200 metros al N. del Cerro Campamento.

En el N. el Calloviano Superior, con la Caliza de Reineckia, no se observa en contacto con Calloviano Inferior. En la zona de quebrada Campamento el Oxfordiano y Calloviano Superior aparecen muy plega-dos; al Calloviano Inferior del Cerro Campamento sigue, hacia el W., el Oxfordiano separado por una falla de rumbo N-S.

Recién unos 800 m. al W. del cerro Campamento afloran calizas, atri-buidas al Calloviano Superior, de color rojizo café y de 100 hasta 120 m. de potencia; ellas muestran, a lo largo de 1.200 m., rumbo N. 209 E. Son calizas con poros y cavidades grandes rellenas, muchas veces, con calcita que también forma numerosas guías blancas paralelas. Al parecer esta ca-

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liza, explotada por EMARCA como travertino café, ha sufrido un fuer-te ataque de aguas termales; propiamente se t rata de las mismas aguas termales que, durante el Plioceno, han formado los yacimientos de Onix y travertino de esta región. Las mismas aguas termales han rellenado, más tarde, las cavernas y los clivajes entre las capas de calizas con calcita.

La caliza de nuestras referencias no ha dado fósiles, lo cual puede atribuirse a su grado de alteración y transformación y se ha atribuido al Calloviano Superior por cuanto, entre los sedimentos del Calloviano Inferior, no se conocen calizas de potencia semejante (con excepción de la Caliza Oolítica), aunque no se puede negar que las calizas oolíticas pueden ser materia prima para las calizas cavernosas de color café. Se ha preferido, sin embargo, atribuirlas a la Caliza de Reineckia porque ellas forman el centro de un anticlinal cuyas alas están constituidas por mar-gas del Oxfordiano (ver Lám. 27: perfil 1) ; en consecuencia, esta caliza representa el yacente del Oxfordiano y se encuentra en posición estrati-gráfica igual a la de la Caliza de Reineckia. Además, 300 m. más al W., aflora Caliza de Reineckia fosilífera que, del mismo modo, forma el cen-tro de otro anticlinal; el ala oriental de éste está desarrollada, solamen-te en su sección superior, en el N. mientras, más al S., esta ala se acuña a lo largo de una falla que ubica la marga negra superior del Oxfordiano en el ala occidental de este anticlinal de Caliza de Reineckia. Mas al W., el Oxfordiano sigue concordante. Los afloramientos de Caliza de Reinec-kia del ala occidental están en posición vertical o con manteo de 8? W.; esto se puede observar, a lo largo de una corrida de 1.200 m., en el lado occidental de la quebrada Campamento. En el S. al oeste del cerro Ama-rillo, los bancos más occidentales del Mármol blanco de posición vertical corresponden, posiblemente, a Caliza de Reineckia metamorfoseada; al W. de dicho mármol blanco sigue marga del Oxfordiano.

Margas del Oxfordiano con Caliza de Perisphinctes y Caliza de As-pidoceras, están bien desarrolladas en la parte sur de la región; en la quebrada seca situada al W. del cerro Amarillo, los bancos correspondien-tes tienen generalmente rumbo N. 10? E. y manteo vertical aunque se observan torsiones con respecto al rumbo. En la sección del pendiente, es decir al W. del Banco de Aspidoceras, no están desarrolladas las margas negras y afloran las margas coloradas; lo mismo vale con relación desarrollo del Oxfordiano al E. del cerro Blanco y descubierto en los ríos secos de las quebradas Angostura y Ciega; aquí, las torsiones con res-pecto al rumbo son más notables. En el W. descansa, concordantemente y con manteo de 80? W. y 80? E., la Caliza de Trissops. Más al N., el Ox-fordiano aflora en los ríos secos de las quebradas Cienvueltas y Unión; el rumbo general es aquí de N. 30? E. y también se notan torsiones. En la quebrada Cienvueltas se repite el perfil del Oxfordiano separados, am-bos afloramientos, por Caliza de Trissops; el afloramiento oriental tiene Caliza de Trissops descansando concordantemente sobre el Oxfordiano; el afloramiento occidental, en ambos lados está separado de la Caliza de Trissops por fallas de rumbo N. 30? E. En la falla occidental la Caliza de Trissops mantea 60? W. y, la marga del Oxfordiano, 55? E. También aquí falta, en el pendiente del Banco de Aspidoceras, la marga negra del Ox-fordiano Superior.

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Poi* el Norte, en la quebrada Oriental y curso inferior de quebrada Campamento, el perfil del Oxfordiano es completo. Al W. del cerro Cam-pamento se desarrolla, dentro del Oxfordiano, un anticlinal cuyo centro está ocupado por Calloviano Superior; el ala oriental mantea 70? a 75? E. y, el ala occidental, 65? a 70? W. (ver Lám. 27: perfil 1). En el ala orien-tal otra falla repite los afloramientos de los Bancos de Aspidoceras y Perisphinctes; al afloramiento oriental de la Caliza de Aspidoceras si-gue, hacia el E., la marga negra del pendiente que aflora en la quebrada Campamento, en el pie occidental del macizo H 2, debajo del sobres-currimiento del Bayociano (ver Lám. 23: fig. 1). En el ala occidental del anticlinal la marga negra descansa concordantemente sobre las margas coloradas con la Caliza de Aspidoceras; la parte con dirección N-S del curso inferior de la quebrada Campamento corre dentro de esta marga negra la cual aflora, con potencia importante, en el cañón del río Loa y en el curso inferior de la quebrada Oriental (ver Lám. 24: fig. 1) ; en dicha quebrada oriental y tal como lo indica la reptición del yeso de 25 m. de potencia, la marga negra está plegada fuertemente. Unos 8 Kms. ha-cia el N., en el cañón del río San Salvador, la marga negra está muy plegada por la intrusión del gabro que corresponde al Batolito Andino. El yeso aflora, con 20 m. de potencia, en la parte occidental de la quebrada Campamento a 450 m. al NE. del punto R.

A la marga negra de la quebrada Campamento sigue, hacia el W., el ala occidental del anticlinal de la Caliza de Reineckia. Sobre el Callo-viano Superior de este anticlinal se apoya, concordantemente, el Oxfor-diano con Caliza de Perisphinctes y Caliza de Aspidoceras. Más al E., en el límite del Oxfordiano con la Caliza de Trissops, se conserva algo de la marga negra; tres bancos de calizas, de 40 a 60 cms. de potencia cada uno, localizados entre la Caliza de Perisphinctes y Caliza de Aspidoceras, están metamorfoseados a mármol de color blanco gris.

Los sedimentos atribuidos al Kimmeridgiano afloran con regularidad al W. de los afloramientos del Oxfordiano. En el Sur, 1.300 m. al ponien-te del cerro Amarillo, la Caliza de Trissops, de 50 m. de potencia, forma el yacente de esta serie y tiene rumbo N. 10? E. con manteo de 65? E. ; este afloramiento ha dado la fauna más abundante y aquí el perfil del Jurásico termina con margas claras y calizas arenosas de 100 a 150 m. de espesor que buzan debajo de los conglomerados de la Formación del Loa hacia el W. Lo mismo vale para los afloramientos situados en la re-gión del cerro Blanco; aquí los bancos de la Caliza de Trissops del ya-cente tienen manteo fuerte y su rumbo forma un arco abierto hacia el W. Más al norte, en la zona de las quebradas Cienvueltas y Unión, los afloramientos del Kimmeridgiano se repiten dos veces y ambos quedan separados por margas del Oxfordiano de 600 m. de potencia; en el aflo-ramiento oriental, punto I, la Caliza de Trissops de 50 m. de potencia es-tá metamorfoseada a mármol de color gris, mientras en el afloramiento occidental, la misma caliza está reducida a caliza negra de 20 m. de po-tencia. La misma caliza negra aflora en la quebrada Pizarreña, aguas abajo del punto I, con 10 m. de espesor. Más al N., en la confluencia de la quebrada Campamento con el río Loa, la Caliza de Trissops negra tie-ne 80 m. de potencia; es compacta, de bancos gruesos con algunas guías de calcita y es explotada por EMARCA como mármol negro.

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L-os sedimentos, atribuidos provisoriamente al Titoniano, afloran únicamente en el norte junto a las quebradas Cienvueltas, Unión, Lisa y Pizarreña. Desde la quebrada Cienvueltss hasta la quebrada Lisa, los se-dimentos en referencia forman la colina de 2.000 m. de largo del punto H.; ellos descansan sobre el Kimmeridgiano y tienen rumbo N. 309 hasta 359 E. con manteo de 609 W. La parte inferior do la serie se compone de areniscas, en parte arcillosas y de grano fino, y cuarcitas de 80 hasta 120 m. de potencia; luego siguen pizarras de lápiz de color gris verdoso hasta amarillo de 80 a 100 m. de espesor. En la quebrada Lisa, dentro de areniscas pizarreñas amarillas y de grano fino, se observan ripple-marks. Más al W., en el curso inferior de la quebrada Cienvueltas, aflo-ran areniscas de 100 m. de potencia y pizarras arenosas de 200 m. de espesor, cuyo rumbo es N. 10? E. y muestran manteo de 50? W. mien-tras, en el borde superior del cañón del río Loa, los conglomerados de la Formación del Loa tienen manteo de 12"? W. Unos 1.000 m. aguas abajo del punto anterior, la quebrada Cienvueltas desemboca, como valle colga-do a 65 m. de altura, en el cañón del río Loa; aquí afloran pizarras ar-cillosas, de grano fino y de color gris oscuro, con rumbo N. 30? W. y manteo de 229 W. En el cañón del curso inferior de la quebrada Pizarre-ña, hasta una altura de 10 m. y por 800 m. de largo, las laderas están formadas por areniscas pizarreñas de grano fino y de color café; estas areniscas, cuyo rumbo es de N. 5? W. con manteo de 80? W., muestran ripple-marks y están en discordancia con conglomerados de la Formación del Loa, de 60 a 80 m. de potencia, que las cubren. Unos 400 m. antes de la desembocadura de la quebrada Pizarreña se encuentran intercaladas areniscas pizarreñas negras de 50 m. de espesor; en la misma desembo-cadura, la ladera del cañón del río Loa está compuesta de las areniscas pizarreñas amarillas hasta 50 m. de altura y encima de ellas descansan, discordantemente, conglomerados de la Formación del Loa con 120-150 m. de espesor. Una situación análoga se presenta en la desembocadura de la quebrada Pozo y también en la de la quebrada chica que se ubica en-tre las quebradas Pizarreña y Lisa; en esta quebrada chica la arenisca muestra Ripple-marks y rastros de una lagartija chica además de Valvata.

Los filones de pórfido tonalítico, de la parte sur de la región, se atribuyen a la intrusión del Batolito Andino durante el Cretáceo Medio. El filón de la loma Larga Sur aflora, por 1.800 m. de largo, con rumbo paralelo al de los sedimentos jurásicos; está intercalado en la base del Aaleniano y reemplaza, en la sección Norte, ciertas partes de las calizas y margas betuminosas negras; su potencia varía entre 10 y 60 m. Unos 1.500 al N. del término septentrional del filón, aflora en la Pampa un yacimiento aislado de flint que tiene 120 m., en dirección N-S., y 70 m. en sentido E-W.; el yacimiento queda ubicado en la prolongación de la corrida de las calizas del Bayociano de Loma Larga Sur y, seguramente, se t ra ta de calizas idénticas metamorfoseadas por inyecciones de cuarzo. Las soluciones hidrotermales y lo mismo las vetas de cuarzo con cobre corresponden, en esta zona, a las últimas actuaciones de la intrusión del Batolito Andino. Otro filón de pórfido tonalítico, con 150 m. de largo y 10 m. de potencia, aflora dentro de las margas del Oxfordiano, con rum-bo paralelo al de las margas, 1.000 m. al W. del cerro Amarillo.

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En la región investigada afloran tres vetas, de cuarzo con cobre, de potencia reducida y corrida corta. En el término sur de la Loma Larga Sur aflora una veta ele cuarzo y cacliibarita con malaquita, de 80 cms. de potencia, en la Caliza de Vola (ver Lám. 26: fig. a) ; por 30 m. de lar-go tiene rumbo N. 60<? W. con manteo de 70? E. Otra veta, de 40 m. de longitud, se observa a 100 m. al E. del punto L 16; tiene posición vertical con rumbo N. 30: W. y corresponde a una zona de fricción, dentro de marga y caliza oolítica del Calloviano Inferior, que contiene algunas ve-titas de cuarzo y algo de malaquita en 30 a 40 cms. ele potencia. Las dos vetas mencionadas hasta ahora, se encuentran cerca del afloramiento del filón de pórfido tonalítico; una tercera aflora dentro de las calizas del Bayociano de la Loma Larga Norte, 500 m. al SW. del punto H 2 (ver Lám. 26: fig. e ) . Esta última es una veta de cuarzo-granate con siderita y malaquita; tiene 5 m. de potencia, corrida de 200 m. y rumbo N. 659 W. con posición vertical.

En la región del Mapa Geológico considerado en el presente t rabajo no afloran eruptivas intrusivas que correspondan al Batolito Andino, pe-ro, Chuquicamata se encuentra dentro de la zona ele contacto. El aflora-miento más importante, para la situación t ra tada aquí, se encuentra en la prolongación norte de la Loma Larga y en el cañón del río San Salvador, más o menos 8 Kms. al norte del río Loa. Se t ra ta de un lacolito de gabro de 80 m. de ancho y 120 m. de altura, que aflora en la parte inferior de la ladera norte del cañón del río San Salvador; encima del lacolito, las margas y calizas del Calloviano y Oxfordiano forman una cúpula y están fuertemente plegadas (ver Lám. 25: fig. 1 y 5) . En la ladera opues-ta del cañón, la marga negra del Oxfordiano está plegada y enrollada en forma intensa. Este lacolito de gabro, que representa el Batolito Andino propiamente tal, incluye una veta de cuarzo con antimonio y atacamita de poca potencia. Su posición, en la prolongación norte de la Loma Lar-ga, justifica relacionar genéticamente los filones de pórfido tonalítico en el sur con esta intrusión del Cretáceo Medio.

La distribución de las eruptivas de la Formación Liparítica se limita al norte y noreste ele la región en estudio; la liparita intrusiva aflora, co-mo una f r a n j a angosta, en el borde oriental de Loma Larga Norte don-de las calizas grises y negras del Aaleniano y Bayociano aparecen local-mente plegadas y con sus colores alterados a un rojo intenso por la in-fluencia del contacto. Al N. y S. del punto S, la liparita intrusiva atra-viesa todo el Bayociano ele la Loma Larga Norte y, más al N., aflora tam-bién en el límite occidental del Bayociano donde, parcialmente, los Ban-cos de Ctenostreon demuestran la influencia del contacto. El contacto en-tre la liparita intrusiva y el Bayociano u Oxfordiano respectivamente, se observa de un modo excelente en los bordes Norte, Sur y Este del ma-cizo H 2 (ver Lám. 26: fig. e; Lám. 27: perfil 4) y, posiblemente, la li-pari ta intrusiva abarca por debajo y en forma completa la parte oriental del macizo H 2. También se observa claramente el contacto en el borde oriental del macizo del cerro Campamento (ver Lam. 22: fig. 1 y 4) . Más al E., la liparita intrusiva está cubierta por los escombros y conglo-merados de la Formación del Loa, pero, unos 4 Kms. al E. del cerro Cam-pamento, aflora en una gran extensión alrededor de la colina Estrellas.

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Los afloramientos del Liásico y del Bayociano de esta colina y del cerro Chintoraste forman lentes que flotan sobre la liparita intrusiva (ver Lám. 27: perfil 6; fig. 2 y 3) ; la conclusión anterior está basada en que los cinco afloramientos están aislados y aparecen rodeados, por todos lados, de liparita. Además, en la parte norte del morro del punto S 7, se observa como descansa directamente el Liásico encima de la liparita intrusiva: en este lugar también se representa, parte de la caliza del Liásico, como Flint; es decir, se manifiestan las influencias del metamorfismo de con-tacto. Por último, los cinco afloramientos ya citados tienen rumbos y manteos diferentes, lo cual se puede comprender únicamente si se supone que cada lente fue movido individual e independientemente de los demás. Un desplazamiento general al Este estaría indicado por el manteo que es corrientemente en dicha dirección (solamente la Caliza de Pentacrinus, en el lente del punto S 10, se encuentra en posición horizontal) y tam-bién por el hecho de que estos lentes, desde el W. hacia el E., representan siempre horizontes más modernos; el Liásico Inferior está limitado al borde occidental del lente del punto S 7 - S 7 a.; Aaleniano y Bayociano, al cerro Chintoraste. Todos estos hechos dejan la impresión que un blo-que, el cual comprendía el perfil del Liásico y Bayociano, fue destrozado en varios lentes y que las partes superiores fueron desplazadas más al E. Lentes del mismo tipo, pero más reducidos, los representa la Caliza de Pentacrinus del morro S 1 que se encuentra 1.500 m. al N. de la colina Estrellas; en el borde sur de este punto, la caliza está transformada a Flint, de color rojo intenso, por metamorfismo de contacto. En este yaci-miento de Flint, de unos 2.000 m2. de superficie, se han encontrado pe-dazos labrados a punta de flechas.

La liparita intrusiva de la colina Estrellas está rodeada completa-mente de areniscas tobíferas rojizas de la Formación Liparítica; estos sedimentos forman, por el W., S. y E. una f ran ja de 600 m. de ancho mientras, por el N., alcanzan hasta el río Loa. Las lavas dacíticas y li-paríticas, las tobas y brechas de la Formación Liparítica, constituyen un anillo exterior que rodea por el S., E. y N. la colina Estrellas. En el S. aflora lava dacítica blanca, la cual se extiende, hacia el W., hasta la que-brada Dieciocho. Por el E., los bancos de brechas dacíticas son de 15 a 20 m. de potencia y tienen manteo de 259 E. Más al N., en la quebrada Ar-turo, las brechas dacíticas descansan encima de lavas dacíticas y tobas blancas y verdosas; el curso inferior de esta quebrada descubre, a lo lar-go de 1.000 m., un conglomerado dacítico de 20 a 30 m, de potencia. Los depósitos de la Formación Liparítica alcanzan las potencias mayores en el curso inferior de la quebrada Colorada y junto a la desembocadura de la quebrada Arturo; aquí se intercambian bancos de lava liparítica y toba liparítica roja y morada, de 10 a 20 m. de potencia, con bancos de igual espesor de toba dacítica blanca. Los bancos, que a menudo terminan en forma de cuña, corrientemente tienen manteo poco pronunciado al SE. Trescientos metros antes de la desembocadura de la quebrada Arturo se observa, dentro de las lavas y tobas dacíticas, un banco de 30 m. de po-tencia de toba traquítica roja.

De acuerdo con la distribución regional de la Formación Liparítica,

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en Cerritos Bayos existe un centro de intrusión de la liparita al E. de los sedimentos jurásicos de la Loma Larga Norte y al N. del Triásico de Lo-ma Negra; este centro se extiende, hacia el E., hasta la colina Estrellas. Alrededor del mismo centro se han depositado los productos de la fase efusiva, formando un anillo que únicamente está interrumpido en el W. Al parecer, las potencias son inferiores en las partes Sur y Este en tanto que aumentan notablemente al Norte, en dirección al río Loa; debe men-cionarse que estas semejanzas no son muy claras por cuanto, en el S. y en el E., las tobas y brechas decíticas buzan debajo de los escombros y conglomerados de la Formación del Loa mientras, en el N. y NW., esos depósitos están erodados hasta profundidades notables por los ríos se-cos y el río Loa.

El afloramiento de Conglomerado rojizo "eólico" se limita a una ex-tensión, de 1.000 m. de largo por 1.000 m. de ancho, en la parte Noroeste de la Pampa y en contacto con el bloque del Triásico de Loma Negra. Ya se ha mencionado que este conglomerado se compone de rodados de sedi-mentos triásicos con cemento de tobas rojizas de la Formación Liparítica, aunque posiblemente se haya formado algo más tarde y, en tal caso, co-rrespondería a la Formación del Loa.

Las areniscas, escombros y conglomerados de la Formación del Loa, del Mioceno Superior y Plioceno, forman la superficie de la Pampa en-tre los afloramientos de rocas más antiguas. La potencia de tales sedi-mentos, observable en varias partes de los ríos secos, sobrepasa escasa-mente los 20 a 30 m. en la parte oriental. Una excepción se observa en la quebrada Colorada; al S. de las lavas y tobas liparíticas, el cañón de esta quebrada tiene conglomerados del Loa de hasta 50 m. de espesor. Al W. de la quebrada Campamento aumenta la potencia de los conglomerados y en las desembocaduras de los ríos secos en el cañón del río Loa, donde se observa el yacente, ellos alcanzan hasta 150 m. que aumenta a 250 m. en las partes más occidentales del cañón del río Loa, donde afloran los conglomerados hasta el fondo del lecho.

Los sedimentos de la Formación del Loa siempre descansan discor-dantemente sobre los depósitos de las formaciones más antiguas. Por lo general, tienen posición horizontal o, en algunos casos, manteo de 4 a 5y

NW.; solamente al N. de la quebrada Campamento, poco más al E. de los afloramientos más orientales del Oxfordiano, los conglomerados tienen más o menos 309 W. por un ancho de 150 m. Hacia el E. y hasta el cerro Campamento, ellos se encuentran otra vez en posición horizontal (ver Lám. 22; fig. 1, en el borde izquierdo). En el curso inferior de la quebrada Cienvueltas, los conglomerados de la Formación del Loa, local-mente, manifiestan manteo de 12° W.

Los depósitos de calizas arenosas y tobas calcáreas arenosas del río Loa están limitados a la parte oriental de la región. Al W. de la desem-bocadura de la quebrada Arturo, faltan estos sedimentos que se ubican en el borde superior del cañón del río Loa, al E. de la misma quebrada y que, todavía más al E., rellenan todo el fondo de la cuenca de Calama-Chiuchiu; esta cuenca tiene de 20 a 25 Kms. de ancho en dirección N-S. y 60 Kms. de largo en sentido E-W. Los sedimentos de nuestras refe-

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rencias forman, en la región considerada por el Mapa Geológico, una f ran ja de 50 a 100 m. de ancho en la ribera norte del cañón del río Loa; por la ribera sur se extienden hasta la quebrada Arturo y alcanzan a veces 300 m. de ancho.

La ubicación de los yacimientos de Onix y mármol y travertino per-mite reconocer una relación estrecha de los mismos con la distribución de las calizas jurásicas. Dichos depósitos se encuentran directamente encima o bien, en la mayor parte de los casos, inmediatamente al noroeste de los afloramientos de calizas jurásicas. Estas relaciones aparecen bastante claras en la colina Estrellas donde el yacimiento de travertino, el más grande de esta región, está depositado en el noroeste y a continuación de las calizas jurásicas; el travertino se apoya aquí en areniscas tobíferas de la Formación Liparítica. Lo mismo vale respecto de los yacimientos de travertino y Onix de la terminación norte de la Loma Larga Norte, en ambos lados del curso inferior de la quebrada Campamento, del cerro Amarillo y del cerro Blanco. Sin duda, el travertino del punto C 18 co-rresponde a calizas jurásicas las cuales, poco más al E., se encuentran debajo del conglomerado de la Formación del Loa; esto vale también pa-ra los yacimientos de menor importancia, ubicados 1.000 m. al SE. de Loma Negra.

Se conoce un solo yacimiento de Onix de Mármol verde el cual se ubi-ca unos 200 m. al W. del macizo H 2. Onix amarillo aflora en el cerro Blanco y en varios puntos del curso inferior de la quebrada Campamento, como también en el curso inferior de la quebrada Arturo. Onix Blanco se conoce en el cerro Blanco, en el cerro Amarillo y en el norte de la quebrada Campamento unos 800 m. al W. del cerro Campamento. Un ya-cimiento de Onix, de mayor extensión y de color rosado, se encuentra junto a la desembocadura de la quebrada Arturo en su parte occidental.

Los yacimientos más importantes de travertino se encuentran en la zona occidental de colina Estrellas, en el cerro Amarillo, en el punto C 18 y en el curso inferior de la quebrada Campamento. Además, en el cerro Amarillo existe un conglomerado compuesto de rodados de calizas y ce-mento de travertino.

El Onix, de colores rojo y amarillo, ubicado en el curso inferior de la quebrada Arturo, descansa sobre tobas rojizas de la Formación Liparíti-ca ; el travertino, situado al W. de la colina Estrellas, sobre areniscas to-bíferas de la misma Formación; los travertinos situados 1.000 m. al SE. de la Loma Negra, 500 m. al W. del macizo H 2 y en el punto C 18, se apoyan sobre conglomerados de la Formación del Loa y, los demás yaci-mientos de travertino y Onix, sobre calizas jurásicas de manteo pro-nunciado.

Por lo general, los travertinos se encuentran en posición horizontal. En el yacimiento de Colina Estrellas, ciertas partes de los bancos de tra-vertino parecen destrozadas en bloques grandes y con desplazamientos de su manteo en direcciones diferentes. Aquí, las fracturas y clivajes fueron rellenados por travertino, resultando una brecha de trozos grandes.

Basalto, del Plioceno o Cuaternario, sobresale de los sedimentos de la Formación del Loa en un morro aislado de 30 m. de altura y situado unos 4.000 m. al E. de la colina Estrellas; este afloramiento, punto A., tiene 600 m. de largo en dirección NW-SE y 300 m. de ancho.'

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Las terrazas del Pleistoceno tienen una extensión reducida. Al W. del cerro Campamento se desarrolla una terraza, en los escombros de la For-mación del Loa, la cual posiblemente corresponde a depósitos de las que-bradas Campamento y Oriental; la primera quebrada nombrada desagua-ría, antes de su profundización a su actual nivel, un poco más al norte hacia la quebrada Oriental. La terraza conservada en el curso medio de la quebrada Colorada tiene 600 m. de largo y 150-200 m. de ancho. Es posible que ciertas partes de la Pampa, junto al nacimiento de los ríos secos, correspondan a terrazas antiguas, pero sus formas han sido borra-das en el transcurso del tiempo.

Los ríos secos del Holoceno escurren, normalmente, desde el SE. ha-cia al NW. Sólo el curso superior de la quebrada Campamento corre, por 5 Kms. de largo y junto al pie oriental de la Loma Larga, con rumbo N-S.; la parte superior de quebrada Pizarreña, al E. del punto C 18 también tiene dirección N-S. a lo largo de 3 Kms., pero esto se debería a que aquí se encuentran calizas jurásicas a pocos metros de profundidad. En el sector occidental, los ríos secos cruzan los afloramientos del Jurásico y, por lo general, no cambian su dirección hacia el NW. Los ríos secos co-rrespondientes a las quebradas Pizarreña, Pozo, Campamento y Oriental cambian su dirección, dentro de los sedimentos jurásicos, poco antes de desembocar en el río Loa; toman, entonces, el rumbo de los sedimentos hacia el norte pero, aguas abajo, atraviesan los mismos sedimentos en di-rección al W. Luego, en la desembocadura propiamente tal, se dirigen nuevamente al N. Esta situación característica, es muy notable en lo que se refiere a la quebrada Arturo; este río seco, en su curso superior, corre con dirección NW. y se acerca hasta unos 600 m. del río Loa, dobla poco antes del punto L hacia el W. y corre, en una longitud de 3.000 m., en la misma dirección y paralelo al río Loa; pero, donde la quebrada se ha profundizado por unos 40 m. en las tobas liparíticas, dobla abrupta-mente al N. y desemboca finalmente a través de un salto de 150 m. de altura, en el cañón del río Loa. Este curso inferior de la quebrada Ar-turo, dirigido al N. en unos 400 m. de largo, en realidad corresponde a la antigua desembocadura de la quebrada Colorada; la segunda quebra-da en la actualidad tuerce, unos 100 m. al S. del último cambio de direc-ción de la quebrada Arturo, en ángulo recto hacia el W. y NW y de-semboca en el río Loa a unos 900 m. aguas abajo.

El fondo de los ríos secos es, corrientemente, de fuerte declive aunque parejo. En el curso inferior y más profundizado, el río seco tiene siem-pre aspecto de cañón con laderas que suben vertical o casi verticalmente hasta la superficie de la Pampa. Saltos de 2 y algunas pocas veces 8 m. de altura, interrumpen el declive parejo en aquellas partes donde cruzan, dentro de los sedimentos jurásicos, bancos macizos de calizas o bien se intercalan, como ocurre en las quebradas Coloradas y Arturo, bancos más duros de lavas entre tobas blandas. En el curso inferior de la quebrada Pizarreña se han formado varios saltos, uno detrás del otro, en la zona del río seco que corre dentro de areniscas del Titoniano y forma un cañón de solamente 1 a 2 m. de ancho; aguas arriba, en la zona de los conglome-rados del Loa, el mismo río seco presenta un ancho de 20 a 30 m. An-

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gosturas semejantes se han originado donde los ríos secos atraviesan, perpendicularmente al rumbo, los sedimentos jurásicos; tal ocurre en la quebrada Angostura cerca del punto L 25.

En el curso inferior de la quebrada Oriental y dentro de la zona de las margas negras del Oxfordiano, el río seco tiene 15 a 20 mts. de an-chura aunque cruza perpendicularmente el rumbo de las margas; sin em-bargo, donde la quebrada cruza el yeso, su fondo se angosta a un cañón de 0,50 m. de ancho. Las quebradas secundarias adyacentes siempre for-man cañones cortos, de pendiente escarpada, que suben rápidamente a ta superficie de la Pampa.

VI.—TECTONICA

El Triásico representa un macizo compacto cuyos sedimentos tienen rumbo N. 40? a 60? con manteo de 40? hasta 60? NW. mientras que, en los sedimentos jurásicos, predomina rumbo N-S. Los sedimentos triási'cos, obviamente fueron atacados por un movimiento tectónico cuya influencia ya no se expresa en el Jurásico; en consecuencia, debemos suponer la existencia de una fase orogénica anterior al Liásico Inferior, posible-mente del Rético.

El Triásico en Cerritos Bayos manifiesta un manteo uniforme pero, el Jurásico aparece afectado por fallas y plegamientos bastante fuertes. El Aaleniano y Bayociano de la Loma Larga mantean siempre 60? a 80? W. y su posición corresponde al ala occidental de un anticlinal que se ha conservado únicamente en el extremo sur. Cerca del punto 0 y punto L 10 de Loma Larga, el Liásico Inferior forma el núcleo del anticlinal y, en el ala oriental, aflora Liásico Medio con manteo al E (ver Lám 26 • 'fig b; Lám. 27: perfil 5).

Al W. de la Loma Larga, la sección superior del Jurásico se compor-ta diferentemente en el Norte y en el Sur; la causa de estas diferencias tectónicas puede buscarse en las calizas oolíticas potentes del Calloviano Inferior y en las intercalaciones de margas, también potentes. En la par-te Sur, al W. de Loma Larga y hasta el cerro Amarillo, la caliza oolítica está destrozada en varios lentes por fallas de rumbo N-S. y manteo fre-cuentemente fuerte; se pueden distinguir a lo menos 7 lentes y siempre la caliza oolítica forma la cresta de las colinas cuyo rumbo es N-S. En la sección oriental, cerca de la Loma Larga Sur, aflora batoniano y Ca-lloviano Inferior, de manteo pronunciado entre estos lentes; es decir, aflo-ra el yacente de la caliza oolítica. Más al W., hasta cerro Amarillo, las cuencas que separan los lentes están ocupadas por Calloviano Inferior (ver Lám. 26: fig. d; Lám. 27: perfil 3). Un anticlinal, de poco desarro-llo, aparece dentro del Calloviano Inferior situado al S. del punto L 27, en el lado norte de la quebrada de la Torre. Al parecer, la caliza oolítica con manteo de 25? W. del punto L 16 y la del punto L 17 con manteo de 20? E., forman un anticlinal cuyo núcleo está ocupado por Batoniano. Las

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margas del Oxfordiano, en la parte occidental del cerro Amarillo hasta el cerro Blanco, están en posición vertical o tienen manteo pronunciado al W., pero no manifiestan plegamiento.

En la zona norte, la caliza oolítica aflora únicamente en el cerro Campamento donde los bancos mantean 70? a 80? E. En la parte norte de la quebrada Oriental, la sección inferior del Calloviano Inferior aparece fuertemente plegada (ver fig. 4) y, al W. del cerro Campamento, se han formado anticlinales de mayor amplitud en el Calloviano Superior y Ox-fordiano (ver Lám. 27: perfil 1). La caliza oolítica del cerro Campa-mento está acompañada, en ambos lados, de fallas con rumbo N-S. que son más numerosas en la zona Sur; poco más al W. una falla, de rumbo N-S., ha originado una repetición del perfil dentro de las margas del Ox-fordiano. Al E. del punto H, entre las quebradas Cienvueltas y Unión, las fallas de rumbo N-S. repiten el perfil del Oxfordiano (ver Lám. 27: perfil 2) ; en este caso, los lentes más duros están formados por caliza de Trissops que aflora en el punto R 1, algo más al sur de este punto y tam-bién unos 700 m. hacia el W.

Una zona de fuerte influencia tectónica es la del macizo H 2 (ver Lám. 23: fig. 1; Lám. 26: fig. e; Lám. 27: perfil 4) ; en el lado N., E. y S. del macizo afloran, al pie del faldeo, liparitas intrusivas. Las margas negras del Oxfordiano que forman al faldeo junto a la ribera oriental de la quebrada Campamento tienen, en el sector sur, manteo de 65? N. y, en la sección norte, posición vertical con rumbo E-W. En la zona norte del macizo H 2 existe un sobreescurrimiento, de margas coloradas con manteo de 50? a 60? N. del Oxfordiano, encima de margas negras del Oxfordiano. En el S. del macizo H 2, encima de margas negras del Ox-fordiano, descansa Aaleniano y Bayociano con manteo de 20? N.; el len-te de Bayociano muestra varias fallas y se observa, especialmente en el borde oriental, rumbo N-S. junto a rumbo E-W. mientras el manteo va-ría desde posición vertical hasta 55? W. y 70? N. La parte occidental del macizo está limitada por una falla, de rumbo N-S., que pasa por la que-brada Campamento; la caliza del Bayociano situada en la ladera occiden-tal de este río seco mantea, por lo general, al W. y está muy plegada. En el fondo de la misma quebrada se observa, dentro de la mai'ga negra del Oxfordiano, una flexura bien desarrollada; en el borde occidental de la quebrada, inmediatamente al lado de la falla de rumbo N-S., las mar-gas tienen rumbo N. 75? W. y mantean 55? al N. Luego, en el fondo de la quebrada y más al E., el rumbo cambia paulatinamente hacia el sur; unos 150 m. al S., en la ladera oriental, el rumbo es N. 10? W. y el man-teo de 20? E. La flexura documenta un movimiento, de dirección N-S., a lo largo de la falla. Al l a 'o occidental de la falla de nuestras referen-cias, el Bayociano aparece desplazado hacia el norte y, al lado oriental, existe un sobreescurrimiento de Bayociano por encima de margas negras del Oxfordiano; esta lente del Bayociano ha empujado y desplazado hacia el norte la marga del Oxfordiano Inferior la cual, a su vez, llevó la marga negra del Oxfordiano Superior a una posición vertical.

Los afloramientos de liparita intrusiva situados en la quebrada seca que se ubica al norte del macizo H 2, indican la existencia de una falla

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cuyo rumbo es aproximadamente N. 70? W. Dicha falla correspondería a un movimiento, de dirección E-W., de mayor amplitud; en efecto, el Ba-toniano y Calloviano Inferior del cerro Campamento no continúan hacia el sur, y, por el contrario, aflora Oxfordiano en la prolongación hacia el norte del Bayociano de la Loma Larga Norte. Estas circunstancias obli-gan a concluir que, por medio de la falla en discusión, la parte norte fue desplazada a lo menos en 900 m. hacia el Este que corresponde al des-plazamiento del límite superior del Bayociano.

Donde la quebrada de la Torre cruza la Loma Larga Sur es de su-poner la existencia de una falla, con rumbo aproximadamente N. 60? W., porque el anticlinal indicado en los sedimentos del Calloviano Inferior con la repetición del Banco de Esquinozoa y situado al lado norte del río seco, no pasa al lado sur ; además, el límite entre el Bayociano y el Ba-toniano aparece desplazado en unos 100 m.

Casi paralelas a la falla anterior y dentro del Bayociano situado al N. de la quebrada de la Torre, corren otras dos. Al S. del punto L 27 y 100 a 200 m. más al sur del mismo río seco, una falla ubicada al N. del punto L 27 produce desplazamientos, de hasta 100 m., en dirección E-W. En el extremo sur de la Loma Larga Sur, al sur del punto O, una falla de rum-bo N. 70? W. cruza el anticlinal formado aquí en las calizas del Liásico Infer ior ; los sedimentos situados al sur de esta falla están desplazados por 60 m. hacia el E.

En los sedimentos correspondientes al Kimmeridgiano y Titoniano no se observan irregularidades; las areniscas y pizarras, con rumbo N. 10'? a 30? E., mantean siempre 60? a 80? W. y no existen fallas ni plega-mientos.

Los conglomerados de la Formación del Loa, los cuales descansan discordantemente sobre los depósitos de las formaciones anteriores, gene-ralmente no están afectados por fallas. Sólo en la zona occidental y cerca del cerro Campamento los conglomerados, de 150 m. de potencia local-mente muestran manteo de 30? W. y rumbo N-S. Dentro de los tr'averti-nos de la misma formación son muy comunes f racturas en todas direc-ciones ; estas f rac turas suelen estar rellenas con yeso o sal, tal como ocu-rre al W. de la quebrada Campamento y en el cerro Amarillo, o bien con travertino con lo cual se forma una brecha de travertino.

En la región de Cerritos Bayos durante todo el Jurásico, desde la Caliza de Arietites hasta el Titoniano, la sedimentación no ha sufrido in-terrupciones motivadas por movimientos orogénicos. Dentro de ese ciclo sedimentario no aparece ninguna discordancia y lo mismo, cuando por las condiciones de facies quedan indicados movimientos oscilatorios del fondo del mar, se conserva la concordancia; de acuerdo con esto último tales movimientos oscilatorios tenían un desarrollo bastante lento y no 'alcan-zaban el carácter de movimientos propiamente orogénicos. Tampoco los bancos de calizas conglomerádicas, dentro de los Bancos de Ctenostreon del Bayociano Superior y en el Batoniano, están relacionados con discor-dancia; siempre se trata de conglomerados finos y los rodados de calizas escasamente alcanzan 1 era. de diámetro. Al parecer se t ra ta de depósitos

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litorales que no corresponden todavía directamente a la zona de costa y, por esta razón, no indican una interrupción de la sedimentación con la transgresión subsiguiente.

En Cerritos Bayos, la sedimentación marina del Jurásico tampoco aparece interrumpida por intercalaciones eruptivas o efusivas. El único indicio de posibles acciones efusivas, en regiones continentales de la ve-cindad, lo representa el yeso que fue atribuido aquí al Oxfordiano Supe-rior. Según GROEBER (1918, pg. 75), los yacimientos de yeso de la Cor-dillera no corresponden a las acumulaciones que se producen, dentro de cuencas cerradas, por la evaporación del agua de mar ; de acuerdo con el autor citado, estos yacimientos se han originado por la acción de ema-naciones de gases sulfurosos en la región de la costa y pertenecientes a las primeras manifestaciones del volcanismo intenso del Kimmeridgiano (en contacto con el agua de mar los gases forman ácido sulfúrico y éste, en presencia de bicarbonato de calcio, precipita yeso en lugar de carbona-to de calcio). En el perfil del Jurásico de Cerritos Bayos no se observan las lavas y tobas de la Formación Porfirítica.

El plegamiento fuerte y las fallas han influenciado todo el Jurásico; por consiguiente, estos efectos tectónicos corresponden a un movimiento orogénico más moderno que el Titoniano y, posiblemente, relacionado con la intrusión del Batolito Andino durante el Cretáceo Medio.

En realidad, la intrusión del Batolito puede observarse en la prolon-gación, hacia el norte, del eje de la Loma Larga Norte; a ella correspon-de el lacolito de gabro, ubicado unos 8 Kms. al norte del río Loa y en el cañón del río San Salvador, que se ha descrito ya detalladamente (ver fig. 5). En la zona de Cerritos Bayos, corresponden a esta intrusión los filones tonalíticos y las vetas de cuarzo.

W.

o a o Restos de terrazo del Holoceno

Margas y Calizos plegadas del Caloviano-Oxfordiano

+ + + Gabro intrusivo del Batolito Andino

Mina de Antimonio San Salvador

Figura 5.—Cañón del Río San Salvador, ladera Norte (esquemático).

Por los movimientos orogénicos que facilitaron la intrusión del Ba-tolito andino, fue levantado el Jurásico y los sedimentos llevados a un manteo pronunciado; se trata de una acción de compresión y, en este sen-

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tido, el Triásico del Oeste actuó como un bloque firme mientras las mar-gas, más plásticas, sufrieron un plegamiento y las calizas, más macizas, fueron destrozadas en lentes y llevadas a un manteo fuerte. Localmente, las grandes presiones transformaron ciertos bancos de calizas en mármol blanco, tal como se observa en la caliza oolítica del Calloviano Inferior al-rededor del cerro Amarillo ; dentro de la caliza de Trissops del punto R 1 ; 6n la caliza plegada del Oxfordiano de la desembocadura de la quebrada Campamento y dentro de la caliza de Reineckia situada al lado occidental de la misma quebrada. Todos estos afloramientos se encuentran cerca de fallas de rumbo N-S. y en el borde occidental de la región fuertemente plegada. Por todo lo anterior, puede concluirse que la intensidad del mo-vimiento disminuía paulatinamente hacia el oeste y que los sedimentos clásticos del Titoniano actuaban como contrafuerte, aunque la transfor-mación parcial de la pizarra arcillosa del Titoniano, a pizarra de lápiz, indica que han sufrido fuertes presiones.

A una fase orogénica algo más moderna que la del Cretáceo medio, corresponden las pequeñas dislocaciones E-W que desplazan las calizas ju-rásicas ya plegadas.

El eje de la intrusión del Batolito Andino tiene rumbo N-S. y se ex-tiende un poco al Este de la Loma Larga; en la misma zona tuvo lugar, durante el Mioceno, la intrusión de liparita cuyo centro se encuentra en-tre el cerro Campamento, por el W. y el cerro Chintoraste por el E. Esta última intrusión no fue acompañada de movimientos orogénicos y sola-mente se produjeron pequeños movimientos en el borde oriental de la Lo-ma Larga Norte y en el macizo H 2 ; el efecto mayor de ellos fue el des-plazamiento de los lentes del Liásico y Bayociano de la colina Estrellas y del cerro Chintoraste.

Al mismo centro de intrusión corresponde al basalto, pliocènico o cuaternario, encontrado 3.500 m. al E. del cerro Chintoraste; las conse-cuencias tectónicas de esta moderna intrusión se limitan, en el Jurásico de Cerritos Bayos, a fracturas por donde ascendieron soluciones termales que representan la última manifestación del volcanismo del Cuaternaria. En su camino a través de las calizas jurásicas del subsuelo, estas solucio-nes se saturaban de bicarbonatos y luego, en la superficie de la Pampa, originaban aragonita como Onix de mármol por cristalización; a distan-cias algo mayores del afloramiento cristalizaba, de las soluciones enfria-das, calcita en forma de travertino. Varias veces se conservan en los ya-cimientos de Onix las fracturas correspondientes, en forma de vetas de Onix; tal ocurre en el cerro Amarillo; en la quebrada Campamento y también en la quebrada Arturo.

Existen algunos indicios que señalarían una fase orogénica más mo-derna y correspondiente al Cuaternario Inferior; estos indicios aparecen en una región de mayor extensión que la estudiada y, por ellos, la zona que nos interesa fue levantada como un solo bloque' que buzaría leve-mente hacia el W. Tal levantamiento quedaría señalado por la reanuda-ción de la erosión del río Loa durante el Cuaternario Inferior; en efecto, durante la Formación del Loa —por lo menos al E. de la quebrada Ar-turo— el río todavía no estaba encajonado y depositaba en sus liberas calizas arenosas y tobas calcáreas arenosas las cuales en el cajón ac-

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tual del río, con 150 m. de altura en esta zona, se encuentran en el bor-de superior del cañón. A dos tercios de altura sobre el fondo del cañón, en la ladera sur, se conservan anchos restos de una antigua terraza de erosión del Loa y el comienzo del mismo cañón aparece desplazado, ha-cia aguas arriba, por más de 12 Kms. al E., hasta las cascadas de Chin-toraste.

Un buzamiento hacia el W. de toda la región parece documentado también por lo siguiente: en la parte oriental los ríos secos, poco antes de su desembocadura en el río Loa, cambian su rumbo a uno de dirección W. y corren en cauces largos y estrechos, paralelamente al río principal y un poco al sur del mismo; antiguamente la quebrada Arturo desembo-caba 3 Kms. al E. de su desembocadura actual y, esta última, correspon-de a la antigua de la quebrada Colorada. Por consiguiente, a raíz del buzamiento general al W., el curso de ambas quebradas secas fue cam-biado a esta dirección que se conservó, para el caso de la quebrada Ar-turo, hasta que después de un recorrido de 3 Kms. encuentra el curso in-ferior antiguo de la quebrada Colorada.

Los sedimentos jurásico no han sido afectados mayormente por los movimientos orogénicos del Cuaternario inferior; sin embargo, a ellos pueden atribuirse el buzamiento local de los conglomerados de la Forma-ción del Loa al W. del cerro Campamento. También pertenecen a los mis-mos movimientos las fracturas observadas en los yacimientos de traver-tino, especialmente las fallas de la parte central del yacimiento ubicado al W. de la colina Estrellas.

Las fracturas y desplazamientos de las zonas marginales, en los yaci-mientos de Onix y travertino, tienen carácter local y se deben a la erosión de los conglomerados y tobas del yacente; la erosión ha provocado el de-rrumbe de los bancos sobresalientes y bloques grandes de travertino y ónix, desplazados algunas veces por kilómetros, atestiguan tales de-rrumbes.

El movimiento orogénico del Cuaternario Inferior de Cerritos Ba-yos corresponde a la gran fractura de la costa y a la formación del valle longitudinal de Chile, MUÑOZ CRISTI (1950, pág. 110). El pagamien-to del Plioceno que según BRUGGEN y MUÑOZ CRISTI (1950, pág. 109) ha afectado la región de San Pedro de Atacama, ubicada al E. de Cerri-tos Bayos, estaría señalado aquí posiblemente por la intrusión del basal-to al E. de la colina Estrellas.

VII.—APORTES A LA DISCUSION SOBRE EL DESARROLLO

DEL GEOSINCLINAL ANDINO

Las investigaciones realizadas en Cerritos Bayos permiten suminis-t rar nuevos datos para el mejor conocimiento de algunos puntos dudosos en el desarrollo del Triásico y Jurásico de Chile-Argentina, como también con relación al Geosinclinal Andino.

Por falta de fósiles, el grupo del Triásico de Cerritos Bayos sólo se puede comprobar en forma indirecta. Según WETZEL (1927, pág. 533-

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537), en el cerro Pirámide al E. de Montezuma y en el extremo oriental de la Sierra Limón Verde, esto es 20 Kms. al E. de Cerritos Bayos, los sedimentos jurásicos descansan encima de un conglomerado porfírico. MUÑOZ CRISTI (1950, pág. 68) explica este conglomerado como repre-sentante de una discordancia entre el Liásico y los pórfidos cuarcíferos del Triásico en el yacente. Los "sedimentos porfiríticos" en el yacente del Bayociano de Caracoles corresponden posiblemente, según GROEBER (1952, pág. 249) al Liásico; pero en la Tabla II, el yacente del Liásico en Limón Verde y Caracoles aparece como "Efusivas del Choiyoilitense (serie porfirítica supratriásica)", esto es Cárnico-Nórico.

En la región de Los Vilos, en la Costa de la provincia de Coquimbo, el Keuperiano se conoce por medio de los trabajos de GROEBER (1922), FUENZALIDA (1937, 1938) y MUÑOZ CRISTI (1938, 1942). La parte superior del perfil está formada por pizarras, en partes con fauna ma-rina, y conglomerados y areniscas con plantas que, según FUENZALIDA, corresponden al Rético. Más abajo siguen areniscas, conglomerados, to-bas y capas con fauna del Cárnico Inferior MUÑOZ CRISTI (1950, pág. 66) ; por esta razón la serie de areniscas, conglomerados, tobas y capas de queratófiros se atribuye al Cárnico Medio hasta Nórico Inferior y GROEBER relaciona esta serie con su Choiyoilitense. Obviamente, no hay duda de que el perfil del Triásico de Cerritos Bayos, con areniscas, tobas arenosas y capas de queratófiros y pórfidos, corresponde a esta serie Cár-nico-Nórico de Los Vilos y también representa el Choiyoilitense.

En Cerritos Bayos faltan las partes superiores del Keuperiano que en la Argentina se acepta, corrientemente, descansan en discordancia so-bre el Choiyoilitense GROEBER (1952, pág. 125). No se puede decidir si los movimientos señalados por esta discordancia corresponden a la fase orogénica indicada, en Cerritos Bayos, por las diferencias de rumbo y manteo entre los sedimentos triásicos y jurásicos. MUÑOZ CRISTI (1950, pág. 67) supone un importante movimiento tectónico en el Rético de Chi-le; de acuerdo con las relaciones regionales se ha preferido atribuir tam-bién al Rético el movimiento que, en Cerritos Bayos, debe ubicarse entre el Nórico y la Caliza de Arietites. Con esto se tiene otro antecedente para la suposición de MUÑOZ CRISTI y resulta, además, que el conglomerado porfírico de Montezuma pertenece al Rético.

En cuanto a los sedimentos porfiríticos de Caracoles sobre los cuales descansa normalmente el Bayociano, GROEBER (1952, pág. 249) pone en duda su edad liásica y prefiere ubicarlos en el Nórico, pues estima el "granito prejurásico" del perfil de STEIMANN como un obstáculo para paralelizar los sedimentos porfiríticos con el Choiyoilitense. La existencia de este "granito antiguo" es insegura, también según opinión de MUÑOZ CRISTI (1950, pág. 68) ; posiblemente se trata de capas de granito por-fírico, a que pueden corresponder las capas superiores del perfil triásico de Cerritos Bayos.

Según las opiniones expresadas generalmente, en la región del geo-sinclinal andino se intercalan, dentro de los sedimentos marinos jurásicos y en tiempos y zonas diferentes, bancos de lavas y tobas de potencias enor-mes que han reemplazado partes mayores o menores del perfil sedimen-tario. En el norte y centro de Chile, tales masas eruptivas tienen gran

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propagación y corresponden a facies bien diferenciadas de la "Forma-ción Porfirítica"; según esta interpretación, las lavas porfiríticas más an-tiguas pertenecen al Bayociano. GROEBER (1952, pág. 435) prefiere ex-plicar estas porfiritas como intrusivas de edad post-neocomiana o más moderna; el suscrito es de opinión similar y se ha expresado a este sen-tido más detalladamente BIESE (1956 b.)

En la zona del Jurásico de Cerritos Bayos no afloran, en ningún pun-to, rocas intrusivas o efusivas que puedan corresponder a la "Formación Porfirítica". Esta situación es tanto más notable cuanto en Caracoles, a solo 55 Kms. al SSE. de Cerritos Bayos, el perfil de los sedimentos mari-nos —el cual comprende desde el Bayociano hasta el Calloviano Inferior— termina en el pendiente con una serie potente de porfiritas y, además, el Calloviano está separado del Oxfordiano por una capa de andesita GROE-BER (1952, pág. 247). En Cerritos Bayos, donde no intervienen efusivas semejantes, el Jurásico está plegado fuertemente y muestra manteo pre-dominante hacia el W. mientras, en Caracoles, los sedimentos no están afectados de plegamiento y mantean uniformemente 159 E. HARRING-TON: en LEANZA (1947, pág. 286); de aquí debe concluirse que en Caracoles no ha actuado, tan intensamente como en Cerritos Bayos, la fase orogénica del Cretáceo Medio.

Otra diferencia notable es que, mientras en Cerritos Bayos los sedi-mentos marinos del Jurásico comienzan con la Caliza de Arietites, en Ca-racoles falta todo el Liásico y el Bayociano Inferior. En este sentido debe considerarse que Cerritos Bayos se encuentra solamente un poco más ha-cia el Oeste de la antigua costa.

El yacimiento de Montezuma, en el Limón Verde, está ubicado 20 Kms. al E. de Cerritos Bayos y el perfil, comunicado por WETZEL (1927, pág. 533), se subdivide en la forma siguiente:

1.—Bancos amarillentos sin fósiles; al parecer se trata de una cali-za dolomítica arenosa.

2.—Bancos de caliza gris que incluye numerosos Terebratula y esca-sos miembros del tallo de Crinoideas.

3.—Serie de bancos de caliza gris clara fosilífera y capas delgadas de caliza córnea negra en disposición alternada.

En el yacente: conglomerado porfírico.

WETZEL (1927, pág. 536) interpreta la fauna del tercer horizonte, con Vola alata (Buch), como Doggeriano; las capas de caliza córnea se componen principalmente de agujas de esponjas silicosas y no hay duda de que este tercer horizonte corresponde a la Caliza de Vola de Cerritos Bayos, especialmente a la Caliza Superior de Vola con esponjas silicosas de la Colina Estrellas. El segundo horizonte, con Terebratula y miembros del tallo de Crinoidea, representa la Caliza de Pentacrinus del Liásico Medio de colina Estrellas; esta caliza de Pentacrinus incluye también bancos pobres en fósiles que pueden corresponder al primer horizonte de Montezuma,

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Otro yacimiento liásico, de extensión reducida, se ha constatado 10 Kms. al NE de Montezuma, en un morro chato al lado sur del camino de Calama a San Pedro de Atacama y cerca del kilómetro 16. Aquí aflora una caliza, gris, clara, en bancos gruesos y cuyos fósiles están todos si-licificados; la fauna comprende: Nautilus, Diadematidae, Terebratula, Rhynehonella, Vola, Ostrea, Trigonia, Luciría, Gresslya, Pholadomya, Pha-sianella, Trochus y Spongia. Esta fauna corresponde a la de la Caliza In-ferior de Vola de colina Estrellas y las calizas son idénticas a las del ter-cer horizonte de WETZEL en Montezuma; puede recordarse que los fó-siles en esta parte del perfil de Cerritos Bayos también están, por lo ge-neral, silificados.

Del mismo modo, en la zona de Aguada Limón Verde y unos 10 Kms. al S. de Montezuma, deben haber existido calizas liásicas; en la Pampa, entre Sierra Limón Verde y colina Estrellas se encuentran a menudo ro-dados ele una caliza gris oscura con Voh, Terebratula y miembros del tallo de Pentacrinus silicificados y que representan Liásico Medio. Estos rodados solamente pueden proceder de la zona de Aguada Limón Verde, aunque en la actualidad no afloran allí sedimentos jurásicos; es de supo-ner que los afloramientos fueron destruidos por la erosión o bien están cubiertos por escombros.

Entre afloramientos vecinos las diferencias de potencias de los sedi-mentos no tienen, corrientemente, mayor importancia; pero, entre Cara-coles y Cerritos Bayos, estas diferencias son notables y ello se indica en el cuadro adjunto donde se comparan los datos de la zona de Caracoles, comunicados por STEINMAN (1923) y IIARRINGTON según GROE-BER (1952, pág. 247), con aquellos de Cerritos Bayos. En ambos casos el yeso se ha señalado separadamente del Oxfordiano:

Potencias en Mts.

Cerritos Bayos Caracoles

Kimmeridgiano

Kimmeridgiano Inferior Yeso

150— 200

25 40—50 20

Oxfordiano

Calloviano

Batoniano.

Bayociano.

Aaleniano.

Liásico. . .

220— 240

55— 60

210— 225

700— 725 60—70

350— 370 30—40

220— 230 15

Total 1.930—2.050

Las potencias comprobadas en Cerritos Bayos corresponden, al pare-cer, a las condiciones normales del Jurásico de América del Sur; así

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GROEBER (1952, pág. 161) indica, en el arroyo Maihuén de Argentina, 285-330 m. para el Calloviano y 825-995 m. para el Liásico Inferior hasta el Bayociano Medio; en la zona del arroyo Picún Leufú de Argentina, el mismo autor señala 500-600 m. de potencia para el Calloviano. En com-paración con los datos anteriores, las potencias del Liásico y Bayociano de Cerritos Bayos resultan inferiores; además en Amolanas y Manflas, en la parte alta del valle de Copiapó, BRUGGEN (1934, pág. 23, fig. 2) y (1950, pág. 25, fig. 2) anota que el Liásico alcanza 800 m. y el Bayo-ciano 500 m. En esta última parte se trata de calizas arenosas de facie infranerítica, mientras que en Cerritos Bayos, el Liásico Superior y Aale-niano está representado por calizas compactas negras de facies batial.

Aunque más adelante, por investigaciones paleontológicas más deta-lladas de los fósiles recolectados, pueden modificarse ciertos límites entre los horizontes, siempre permanece constante la diferencia notable entre las potencias de Cerritos Bayos y Caracoles. Como en Caracoles faltan los depósitos del Bayociano Inferior hacia abajo, solamente pueden compa-rarse los del Batoniano, Calloviano y Oxfordiano y se observa que, en es-tos tres casos, las potencias en Caracoles son escasamente un 10% de aquellas correspondientes a Cerritos Bayos. El Batoniano en Cerritos Ba-yos tiene 200-300 m. de potencia e incluye calizas arenosas de hasta 50 m. de espesor en margas blancas y amarillas mientras, en Caracoles, faltan las margas y las calizas arenosas alcanzan 15-20 m. de potencia; la Caliza de Spongiae oolítica de 400-100 m. del Calloviano Inferior falta por com-pleto en Caracoles y las margas del Oxfordiano, con 700-725 m. de poten-cia en Cerritos Bayos, quedan reducidas allí a 60-70 m.

Las diferencias ya mencionadas entre Cerritos Bayos y Caracoles; es decir, ausencia del Liásico en Caracoles, potencias muy diferentes de los sedimentos y ausencia de efusivos de la "Formación Porfirítica" en Ce-rritos Bayos, resultan de importancia al considerar que Caracoles está ubicado sólo a 55 Kms. al S. de Cerritos Bayos.

En relación con la ausencia del Liásico en Caracoles, es de impor-tancia decisiva la interpretación de los "sedimentos porfiríticos" los cua-les aparecen cubiertos aquí, concordantemente, por el Bayociano. GROE-BER (1952, pág. 250) refiriéndose a sedimentos semejantes e intercala-dos entre el Choiyoilitense y el Bayociano en la zona de Barda Blanca de la provincia de Mendoza, prefiere atribuirlos al Nórico. En Cerritos Ba-yos está desarrollado el Choiyoilitense pero faltan sedimentos porfiríticos que puedan corresponder al Nórico; por otra parte, en esta región el Liá-sico Inferior y Medio se extienden, por lo menos 20 Kms. al E. de Cerri-tos Bayos y, de acuerdo con las condiciones faciales del Liásico Superior y Aaleniano, debe concluirse que en esta época la costa había regresado todavía más al Este. De aquí resulta que de ser cierta la suposición de GROEBER habría existido en esta zona, durante el Liásico y Bayociano Inferior, una península que permitió la conservación de sedimentos por-firíticos del Nórico y, más al N., un golfo que ha avanzado lejos hacia el Este; únicamente durante el Bayociano Medio o Superior, la transgre-sión ocupaba también dicha península. Según el desarrollo de facies en Cerritos Bayos quedaría indicada durante el Bayociano Superior, para el

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Banco de Sphaceroceras y la Caliza de Posidonia, una profundización del mar que puede corresponder a una transgresión.

Las diferencias indicadas con relación a las potencias de los sedimen-tos del Batoniano, Calloviano y Oxfordiano —con exclusión de la Caliza de Spongiae oolítica del Calloviano Inferior en Cerritos Bayos— parecen deberse a aportes de materiales diferentes en ambas regiones; es decir, a diferencias de la morfología de la costa en el Este. Tales diferencias parecen plausibles porque en Caracoles, entre el Calloviano y Oxfordiano y encima del Kimmeridgiano inferior, están intercalados bancos de lavas de la "Formación Porfirítica", los cuales no han alcanzado a la región de Cerritos Bayos situada 55 Kms. más al Norte.

Siempre se había discutido si el Batoniano de América del Sur está desarrollado en facie marina; JAWORSKI (1913, pág. 316) expresa du-das por la ausencia de fósiles guías y GERTH (1935, pág. 267), en base a la falta del Batoniano, deduce una regresión durante el Doggeriano Me-dio. Investigaciones más modernas, en Argentina y Caracoles, permiten concluir a GROEBER (1952, pág. 267) que posiblemente el Batoniano es-tá desarrollado por cuanto los perfiles no muestran ninguna interrupción entre el Bayociano y Calloviano; respecto de Caracoles, el autor recién citado (1952, pág. 249) atribuye las calizas arenosas con Lissoceras psi-lodiscus (Schlónb.) al Batoniano. Por otra parte, el perfil del Jurásico de Cerritos Bayos entre el Banco de Sphaceroceras y Caliza de Posidonia en el yacente, y el Piso de Cosmocera en el pendiente, comprende calizas arenosas y margas claras de 200-240 m. de potencia las cuales, según su posición estratigráfica, sólo pueden corresponder al Batoniano que se lia presentado aquí con facie litoral.

Conclusiones semejantes resultan con respecto al Jurásico de Iqui-que, actualmente en estudio por parte del autor. MOERIKE (1895) men-ciona estos afloramientos, aunque limitándose a nombrar las localidades de "Iquique" y "Huantajaya", y también MUÑOZ CRISTI (1950, pág. 68) que señala "Huantajaya" y "Santa Rosa". En realidad, se trata de una zona de 5 a 10 Kms. en dirección E-W. y sobre 25 Kms. en sentido N-S.; aquí las sierras están formadas por sedimentos jurásicos y, de acuerdo con los conocimientos actuales, el horizonte inferior está consti-tuido por calizas fosilíferas del Piso humphresiano. Encima de sedimentos calcáreos y calcáreos arenosos del Bayociano, con 600 m. de potencia, des-cansa concordantemente Pizarra de Posidonia oscura a negra y de 1.500 m. de espesor; en los afloramientos de la Pizarra se observan, localmeri-te, numerosas guías y f ran jas de yeso y aparecen bancos de sal gema en cuencas. En la parte superior de la serie se encuentra una capa delgada de caliza con Cosmeceratidae y una caliza gris, oolítica, con Ostrea que alcanza hasta 10 m. de potencia; en la parte septentrional de la región, dentro de los bancos más superiores de la pizarra de Posidonia, hay in-tercalado un banco de porfirita labradorítica de hasta 20 m. de espesor que, obviamente, es intrusivo. Sobre la pizarra de Posidonia siguen, con-cordantemente, calizas grises de más de 900 m. de potencia; aquí, en la parte superior, se observan varios bancos fosilíferos y, entre otros, un banco con Myoconcha y Lucina; uno con Trigonia, Astarte y Gryphaea y un banco de Apiocrinus de 2-10 m. de potencia que forma un horizonte

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guía para toda la región. La fauna del horizonte guía es de equinoder-mata; Apiocrinus existe a lo menos en tres especies, representadas por partes y miembros del tallo y todos los elementos de la theca en placas ais-ladas; además, abundan Pentacrinidae, Acroticlaris, Holoctipus, Pentago-naster, Ostrea, Bryozoa y más escasos: Cosmocerata, Belemnites, Gry-phaea, Alectryonia, Trigonia, Astarte, Ludria, dientes aislados de Lepido-tos y de un Pygnodontier. Encima de las calizas grises siguen, concor-dantemente, calizas algo arenosas y grises claras hasta amarillentas, con unos 700 m. de espesor; los 50 m. inferiores de éstas incluyen bancos ío-silíferos cuya fauna, en su mayor parte, se compone de Lamelibranquia-ta y, más escaso, Perisphinctes. Estas calizas claras corresponden al Ca-lloviano Superior mientras las calizas inferiores con fauna de Apiocrinus, nueva para América del Sur, pertenecen al Calloviano Inferior. Las po-tentes pizarras de Posidonia ubicadas entre las calizas del Calloviano in-ferior y las calizas arenosas del Bayociano, representan al Batoniano con facies marina. En este caso tampoco se ha encontrado Parkinsonia entre las Cosmocerata; pero, pese a ello, puede expresarse que por lo menos en la parte norte de Chile el Batoniano está desarrollado en facies marina. La estratigrafía del Jurásico de Iquique la ha descrito detalladamente el autor BIESE (1957 b.)

Todavía está pendiente la investigación palentológica detallada de la fauna de Cerritos Bayos y debe señalarse que allí aparecen elementos has-ta ahora poco conocidos o desconocidos en América del Sur. Entre los Ver-tebrata los peces, obtenidos en a lo menos tres géneros, forman un elemen-to nuevo. Para Crinoidea existen pocos hallazgos en América del Sur y ellos se limitan a 5 ó 6 localidades donde se mencionan miembros del ta-llo aislados; en Cerritos Bayos existen calizas de Crinoidea propiamente tales, de varios metros de potencia y en horizontes diferentes del Liásico y Bayociano. Fuera de ésto, la existencia de bancos de Corales en el Liá-sico medio y el desarrollo de calizas de Spongiae oolíticas potentes en el Calloviano inferior, documentan condiciones de facies poco conocidas pa-ra el Jurásico de América del Sur.

De publicaciones anteriores, puede concluirse que los afloramientos del Liásico y Bayociano en el Norte de Chile corresponden a una facie epinerítica pues se han descrito, en primer lugar, calizas claras en varios casos arenosas y, con frecuencia menor, margas claras y coloradas. La profundización del mar, durante el Liásico superior y Aaleniano, señalada en Cerritos Bayos por calizas negras betuminosas y calizas pizarreñas de facies batial está limitada a esta región; es posible, sin embargo, que otras investigaciones, especialmente en la zona de Iquique, comprueben la exis-tencia más al norte del Liásico Superior en facies batial ya que se puede suponer que la profundización del mar se ha extendido más al N. y NE. En todo caso, la profundización del mar comprobada, en Cerritos Bayos, por los sedimentos infraneríticos del Calloviano Superior y Oxfordiano, parece que ya estaba producida en la región de Iquique durante el Ba-yociano Superior y Batoniano Inferior; esto de acuerdo con las margas betuminosas tan potentes de la zona. Al parecer, en el extremo norte del geosinclinal andino se repiten desarrollos de facies semejantes a los des-critos por GROEBER, STIPANICIC y MINGRAMN (1952, pág. 265,

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Lám. XXVIII) para la parte argentina en el sur del geosinclinal andino (ver fig. 6).

Los estudios de la región de Calama pueden dar algunas luces en la cuestión pendiente sobre si el geosinclinal andino ha sufrido movimientos orogénicos durante el Malm, MUÑOZ CRISTI (1950, pág. 71) expresa que, hacia el fin del Calloviano, ocurrió una regresión general causada o por movimientos orogénicos o por el relleno de la cuenca geosinclinal con enormes masas de lavas y tobas; durante el Titoniano empieza una trans-gresión y la sedimentación marina continúa por todo el Cretáceo Infe-rior. GROEBER (1952, pág. 327) opina en contra de un movimiento oro-génico durante el Malm. Seguro es que en el sur, en el borde oriental del geosinclinal, existen discordancias, pero ellas caracterizan solamente mo-vimientos oscilatorios limitados a las zonas marginales. En Cerritos Ba-yos y Caracoles, el Oxfordiano y Kimmeridgiano descansan concordante-mente sobre el Calloviano; la regresión de fines del Calloviano, supuesta por MUÑOZ CRISTI, no afecta a esta sección septentrional del geosincli-nal andino. Mientras en Cerritos Bayos la sedimentación marina sigue sin interrupción hasta el Titoniano (con lo cual tampoco aparece justifi-cada una transgresión en el Titoniano), en Caracoles el ciclo termina en el Kimmeridgiano Inferior por corrientes de lavas porfiríticas; estas di-ferencias dentro de zonas relativamente cercanas constituyen, probable-mente, una comprobación de la suposición de MUÑOZ CRISTI de que "la regresión fue causada por el relleno del geosinclinal con enormes masas de lavas".

Con relación a la región de Calama, aparece indicada una regresión durante el Titoniano; las areniscas, pizarras arcillosas y pizarras de lá-piz corresponden a sedimentos costaneros. Petrográficamente, estos sedi-mentos recuerdan el "Tordillense" de la provincia de Neuquén de Argen-tina. En Calama, al W. de esta serie, no se ha observado Neocomiano ma-rino el cual es conocido en la quebrada de El Way, un poco al S. de Anto-fagasta y a 200 Kms. al SW. de Cerritos Bayos.

Las condiciones de Cerritos Bayos y Calama no obligan a suponer un movimiento orogénico durante el Malm y con esto aparece respaldada la opinión de GROEBER. La fuerte influencia tectónica sobre ciertas par-tes de los sedimentos del Titoniano y su transformación a pizarra de lá-piz en Cerritos Bayos, se debe al movimiento orogénico relacionado con la intrusión del Batolito Andino en el Cretáceo Medio.

Según BRUGGEN (1943, pág. 106) y 1950, pág. 109) las corrientes de lavas liparíticas de la Puna de Atacama avanzan hasta la zona de Chiuchiu y MUÑOZ CRISTI (1960, pág. 109) subraya que estas lavas no alcanzan al faldeo occidental de la Cordillera de Domeyko. El centro de la intrusión liparítica de Cerritos Bayos se encuentra más de 40 Kms. al W. del límite occidental indicado por los autores ya mencionados; por esto, el centro de la intrusión en la parte occidental de la colina Estrellas de-be ser independiente.

Los bancos de liparita de Cerritos Bayos no representan protuberan-cias occidentales, de las grandes capas de liparitas, sino que proceden de un centro intrusivo local que ha causado algún metamorfismo de contac-to en los sedimentos jurásicos ya descritos. En consecuencia, no hay du-

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das de que las areniscas tobíferas, el conglomerado dacitico y los yacimien-tos de sal gema de colina Estrellas y cerro Chintoraste corresponden a la Formación Liparítica del Mioceno. Petrográficamente, estos depósitos podrían pertenecer a la fase salina de la Formación de Purilactis de BRUG-GEN (1942, pág. 345) paralelizada, por el mismo autor, con el Neocomia-no de El Way cerca de Antofagasta. GROEBER (1952, pág. 442) acepta la decisión de BRUGGEN, pero comu-nica que HARRINGTON coloca la Formación de Purilactis en el Tercia-rio y, de acuerdo con los sedimentos correspondientes de Cerritos Bayos, estas dudas de HARRINGTON pue-den ser justificadas mientras la rela-ción entre la Formación de Purilactis y el sistema de Salta-Puca constatada por GROEBER, todavía no aparece comprobada.

te/cfrv/o AOOKrn

infraneríticos. Margas obscuras

__ Batial. Calizas y Margas E-J negras, betuminosas

O Limite del Geosinclinal

Figura 6.—Distribución de las facies del Geosinclinal Andino durante el Liásico Superior y Bayociano Inferior.

B I B L I O G R A F I A

BIESE, WALTER (1950) : Travertino y mármol, una nueva industria en Chile. Bol. Minero N? 598, p. 89-99, Santiago de Chile.

— (1956 a.) : Revisión de los moluscos terrestres y de agua dulce pro-vistos de concha. Bol. Mus. Nac. Hist. Nat. 26, Santiago de Chile.

— (1956 b.) : Zur Verbreitung des marinen Jura im chilenischen Raum der andinen Geosynklinale. Geol. Rdsch, Stuttgart.

— (1957) : Der Jura von Cerritos Bayos-Calama, República de Chile, Provincia Antofagasta. Geolg. Jahrbuch, 72, p. 439-494, Hannover.

BRÜGGEN, JUAN (1934) : Grundzüge der Geologie und Lagerstätten-kunde Chiles. 362 pgs., Heidelberg.

— (1942) : Geología de la Puna de San Pedro de Atacama y sus for-maciones de areniscas y arcillas rojas. Anl. 1er. Congr. panameric. Ingeniería Minas y geología, Tomo 2?, pgs. 342-367, Santiago de Chile.

FUENZALIDA VILLEGAS, HUMBERTO (1937): El rético en la costa de Chile central. Bol. Minas y Petr. Vol. VI, N? 65, p. 739-747, Santiago de Chile.

— (1938) : Las capas de Los Molles. Bol. Mus. Nac. Hist. Nat. Vol. XVI, p. 67-92, Santiago de Chile.

GERTH, H. (1928) : Beiträge zur Kenntnis der mesozoischen Korallenfau-na von Südamerika. Leidsche geol. med. 3, Leiden.

— (1935) : Geologie Südamerikas, II Teil. Berlin. GROBER, P. (1918) : Estratigrafía del Dogger en la República Argentina.

Dir. Gener. Min. Geolg., hidrol. 18, Ser. B, Buenos Aires. STIPANICIC, PEDRO & MINGRAMM, ALBERTO ( 1 9 5 2 ) : Mesozoico. Geografía

de la República Argentina, 2, 541 pgs., Buenos Aires. JAWORSKI, ERICH (1913) : Beiträge zur Kenntnis des Jura in Südamerika.

Teil I. Neues Jb. Mineral usw. B. Bd. 37, p. 285-342. Stuttgart. LEANZA, F . A. (1947) : Ammonites coralianos en el jurásico de Chile. Rev.

Soc. Geol. Argentina, 2, p. 285-295, Buenos Aires. MCERICKE, W . (1895) : Versteinerungen des Lias und Unteroolith von

Chile. Neues Jb. Mineral, usw. B. Bd. 9, p. 1-100, Stuttgart. MUÑOZ CRISTI, JORGE (1938): Geología de la región de Longotoma y Gua-

quen en la provincia de Aconcagua. Depart. Minas y Petrol., 64 pgs., Santiago de Chile.

— (1942) : Rasgos generales de la continuación geológica de la cordi-llera de la costa, especialmente en la provincia de Coquimbo. Anl. ler . Congr. Panameric. Minas y Geología, 2, p. 285-318, Santiago de Chile.

— (1950) : Geología; in Geografía Económica de Chile, 1, p. 55-187, Santiago de Chile.

STEINMANN, G. (1881): Zur Kenntnis der Jura und Kreideformation von Caracoles (Bolivien). Neues Jb. Mineral, usw. 1, p. 239-301, Stutt-gart.

STEINMANN & STEHN, E . ( 1 9 2 3 ) : Beiträge zur Kenntnis des Bathonien und Callovien in Südamerika, neues Jb. Mineral, usw. B. Bd. 49, p. 5 2 - 1 5 8 , Stuttgart.

WETZEL, W . (1927) : Beiträge zur Erdgeschichte des mitleren Atacama. Neues Jb. Mineral, usw. B. Bd. 58, p. 505-576, Stuttgart.

D E S C R I P C I O N D E F O T O G R A F I A S

LAMINA 22: Figuras 1 y 2

LAMINA 23: Figuras 1 y 2

LAMINA 24: Figuras 1 y 2

LAMINA 25: Figuras 1 y 2

Cerro Campamento desde el Sur; desde el punto H 2.

Macizo H 2 desde el Suroeste; desde la Quebrada Campa-mento. Sobreescurrimiento del Bayociano encima del Oxfordiano en el contacto de la Liparita intrusiva.

Cañón del Río Loa desde la desembocadura del valle colgante Quebrada Oriental, visto hacia el W.

Ladera Norte del Cañón del Eío San Salvador en, la zona de la Mina de Antimonio San Salvador. Anticlinal en margas y calizas del Oxfordiano-Caloviano encima de Gabro intrusivo del Batolito Andino.

Lámina 22

Lámina 23

Lámina 24

Lámina 25

Rodados del valle

| c ° ¿-j Terraza del Holoceno

Escombros y Conglomerados

del Loa + H- +

Margas y Cal izas

Gabro