Andean Geology 36 (1): 37-49. January, 2009
formerly Revista Geologica de Chile
www.andeangeology.cl

 

Transcurrencia a lo largo de la Falla Sierra de Varas (Sistema de fallas de la Cordillera de Domeyko), norte de Chile

 

Strike-slip along the Sierra de Varas Fault (Cordillera de Domeyko Fault-System), northern Chile

 

Hans Niemeyer1, Carlos Urrutia2

1Departamento de Ciencias Geologicas, Universidad Catolica del Norte, Casilla 1280, Antofagasta, Chile. hansn@ucn.cl
2 Exploraciones Mineras Andinas S.A., Avda. Apoquindo 4775, Of. 602, Las Condes, Santiago, Chile. currutia@em.codelco.cl


RESUMEN. El Sistema de Fallas de la Cordillera de Domeyko, de rumbo esencialmente norte-sur, es paralelo a la fosa chileno-peruana en el norte de Chile. Se analizaron los desplazamientos en el rumbo y en la vertical de una de sus fallas maestras: la Falla Sierra de Varas (FS V). esta se estudio en el segmento entre Aguada del Hornito y Aguada del Cerro Alto de Varas, sobre la base del desplazamiento en el rumbo de dos porciones de la unidad de Granitoides paleozoicos con identica petrografia, estructura interna y edad. Se determino una separacion sinistral horizontal de 15,6±1 km con una componente vertical de 4,9±0,1 km, lo cual implica un rechazo neto sinistral-inverso de 16,4±1 km. El alzamiento vertical esta de acuerdo con el espesor estratigrafico erosionado del bloque oriental. Se investigo, ademas, la dinamica y cinematica de la FS V mediante el analisis de mesofallas asociadas a sus desplazamientos. Se determino asi un sistema estructural sinistral-inverso, que tuvo lugar durante el Eoceno medio tardio. Un segundo sistema estructural dextral, con desplazamiento de 0,6 km se sobrepuso sobre el anterior y ocurrio con posterioridad al Mioceno. Los desplazamientos simultaneos, tanto en el rumbo como segun fallas inversas, dados por la existencia de una 'flor inversa en el segmento estudiado, indican que este fue afectado primeramente por una transpresion. El desplazamiento sinistral demostrado paralaFSVy su cambio de rumbo hacia el SE, inmediatamente al sur de Aguada de Alto de Varas, son compatibles con la vergencia hacia el oeste de pliegues y fallas inversas asociadas del cinturon plegado y corrido de El Profeta, el cual tambien habria resultado de la transpresion.

Palabras claves: Falla transcurrente, Mesofallas, Dinamica, Cinematica, Transpresion, Cordillera de Domeyko, Norte de Chile.


ABSTRACT. The north-south trending Cordillera de Domeyko Fault System in northern Chile considered herein is parallel to the Peru-Chile trench. The displacement history of the Sierra de Varas Fault, a master fault of the mentioned system, was examined in detall in the Aguada del Hornito-Aguada del Cerro Alto de Varas segment. Upper Paleozoic granitoids of the same composition, internal structure and age were cut and displaced by the fault. A sinistral horizontal separation of 15.6±1 kmwitha vertical componentof 4.9±0.1 km, suggests a sinistral-reverse net displacement of 16.4±1 km. Thisis consistent with the local stratigraphic section that was eroded from the eastern block. A kinematic and dynamic analysis of mesofaults spatially related to the SVF displacements was conducted to identify the different fault populations and to obtain the stress tensor. Two structural systems were identified: an early reverse-strike-slip system and a late dextral superposed system. The first one ocurred during late middle Eocene, and the second is post-Miocene with an horizontal displacement of 0.6 km. The presence of coeval strike-slip displacements along the Sierra de Varas Fault and reverse displacements in a 'reverse flower' in the studied segment show that the structural evolution of the Sierra de Varas was dominated by a bulk transpression during the late middle Eocene. The left-lateral displacement here demonstrated for the Sierra de Varas Fault and its inflection to the SE, south of the Aguada del Cerro Alto de Varas are compatible with the westward vergence of the folds and reverse faults in the El Profeta fault-and-thrust belt, which should be also the result of the transpression.

Keywords: Transcurrent fault, Mesofaults, Dynamics, Kinematics, Transpression, Cordillera de Domeyko, Northern Chile.


 

1. Introduccion

El Sistema de Fallas de la Cordillera de Domeyko (SFCD) tiene un rumbo general paralelo a la fosa chileno-peruana en el norte de Chile, de la cual dista unos 150 km al interior del continente (Fig. 1), por lo cual puede clasificarse como una 'trench-linked fault' segun la terminologia de Woodcock (1986). Se considera relacionado con un importante componente de transpresion ocurrido durante el Eoceno tardio-Oligoceno a lo largo de sus principales fallas (Mpodozis et al, 1993; Maksaev y Zentilli, 1999).

La Falla Sierra de Varas (FSV) es una estructura maestra del SFCD, extendiendose por cerca de 300 km a lo largo de la Cordillera de Domeyko (Fig. 1), donde constituye el limite occidental de Sierra de Varas (Fig. 2a). Sin embargo, hasta el momento no se dispone de una estimacion de la magnitud de sus desplazamientos, habiendose solo determinado un sentido de movimiento sinistral en su segmento norte (Mpodozis et al, 1993).

El proposito de esta contribucion es determinar la magnitud de los desplazamientos de la FSV en el segmento Aguada del Hornito-Aguada de Cerro Alto de Varas, ademas de efectuar un analisis dinamico y cinematico. Lo primero se obtuvo utilizando como marcadores rocas plutonicas paleozoicas, asi como tambien la estratigrafia de rocas sedimentarias paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas involucradas en los bloques desplazados. Lo segundo se establecio sobre la base de la geometria, sentidos de desplazamientos y relaciones de corte de mesofallas, las que se consideran espacial, temporal y geneticamente ligadas con los desplazamientos de la FSV.

1 Geología de la región de Sierra Exploradora (25°-26°S). Servicio Nacional de Geología y Minería. Informe Registrado IR-96-09, 2 Vols. Santiago.


2. Metodologia de Trabajo

Con el fin de estudiar los desplazamientos a lo largo de la FSV en el segmento Aguada del Hornito-Aguada de Cerro Alto de Varas, se aplico a ella el concepto de 'plano de falla', el cual se asume vertical porpresentaruna traza rectilinea dentro de los limites de ese segmento. Para determinar la separacion horizontal de la falla se utilizo el desplazamiento en el rumbo de dos porciones de granitoides paleozoicos que estuvieronjuntas antes del funcionamiento de la falla, segun se demuestra por su identica petrografia, estructura interna y edad. Para la determinacion de la componente vertical del rechazo se siguieron dos lineas de evidencias independientes que, significativamente, resultaron ser concurrentes. La primera consistio en la utilizacion del 'rake' o barrido de mesofallas aledanas paralelas a la FSV, las cuales pueden ser asignadas a los mismos movimientos ocurridos a lo largo de la traza principal de la FSV, siguiendo el principio de que fallas transcurrentes paralelas tienen el mismo sentido de movimiento (Sylvester, 1988). La segunda consistio en la estimacion del alzamiento tectonico de la Sierra de Varas, mediante la suma de los espesores estratigraficos de formaciones paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas erosionadas del bloque oriental de la FSV Finalmente se calculo el rechazo aplicando Pitagoras. En este ultimo calculo se tomaron en cuenta los errores estimados en la determinacion de los desplazamientos tanto horizontal como vertical y la propagacion de estos a traves de la formula que da el valor de la hipotenusa de un triangulo rectangulo, segun la metodologia 'standard de tratamiento de errores expuesta en Giamberardino (1989).

El analisis dinamico y cinematico de mesofallas asociadas a la FS V se realizo en ocho estaciones ubicadas en el afloramiento de la unidad de Granitoides foliados de Aguada del Hornito (Fig. 2a). Esas rocas cumplen con las condiciones de ser isotropas, intactas y homogeneas, lo que las hace favorables para realizartal analisis. Lafoliacionde los granitoides no constituye una anisotropia respecto del fallamiento fragil, ya que esta es de origen magmatico y el macizo, como un todo, no se encuentra afectado en su comportamiento mecanico por la orientacion mineralogica primaria. Se tiene, ademas, que la foliacion magmatica es interceptada con angulos altos por las mesofallas asociadas a la FS V, lo cual indica que dificilmente ella podria controlar su posicion, cuestion que -por lo demas- no se observa en terreno.

Solo se consideraron en el analisis aquellas fallas con su datum completo, vale decir, fallas con rumbo y manteo, mas 'rake' o barrido de la estria sobre el plano de falla, ademas de su sentido de movimiento definido por uno o mas criterios cinematicos segun Petit (1987). estas se clasificaron segun la geometria definida por los experimentos del tipo Riedel para fallas transcurrentes, tanto en modelos de arcilla (Any Sammis, 1996), arena (Naylor et al, 1986), asi como tambien en experimentos en rocas (Bartlett et al, 1981). Especialmente, se tomo en cuenta el angulo que forman las mesofallas con respecto a la traza de la FSV, ademas de su sentido de movimiento y relaciones de corte, clasificandolas como fallas secundarias del tipo R, R', P, Y, e inversas I, segun nomenclatura de uso comun (e.g., Woodcock y Schubert, 1994). Cabe destacar que las medidas de mesofallas, lejos de ser aleatorias, fueron tomadas mediante un criterio selectivo con el proposito de que ellas correspondieran lo mas aproximadamente posible a mesofallas espacial, temporal y geneticamente ligadas con los desplazamientos de la FSV establecidos mas arriba.

El tratamiento de los datos cinematicos se realizo mediante el programa 'Stress' de Sperner et al. (1993), paraDOS, que, como su nombre lo indica, se trata de un metodo dinamico, es decir, entrega la direccion de los 'stress' principales (Niemeyer, 2008). Por que utilizar un metodo dinamico para procesar datos cinematicos? Esto se debe a que, ante la variedad de 'software' disponible, se llego a la conclusion de que ese programa ofrece dos grandes ventajas. Primero, que al entregar la orientacion de σ1 ≥ σ2 ≥ σ3 relacionada con el conjunto de mesofallas introducido, comparalos sentidos de movimiento de cada una de las mesofallas con el campo de 'stress' calculado para el total de datos ingresados. Cuando una falla no calza en orientacion o sentido de desplazamiento con dicho campo de 'stress', es marcada como un 'valor negativo' por el programa. De esta manera, es posible desechar aquellas fallas geometricamente incompatibles con el campo de 'stress' establecido. Asi se filtraron y revisaron los datos para todas las estaciones de observacion utilizadas en este trabajo. Cabe senalar, que -en este caso- todos los datos introducidos al programa fueron, en realidad, compatibles con las direcciones de 'stress' establecidas para cada estacion de medidas. Segundo, clasifica los datos sobre mesofallas en cuatro grados de confiabilidad establecidos por Hardcastle (1989), que van desde grado 1 (muy confiable) hasta grado 4 (poco confiable), otorgando mayor peso relativo a aquellas medidas con mayor grado de confiabilidad y restando importancia a aquellas con menor grado de confiabilidad.

A pesar de haber utilizado un programa dinamico para procesar los datos de mesofallas, se esbozo, para cada estacion de medidas, la orientacion de la elipse de 'strain' (analisis cinematico) tomando como base la distribucion de los distintos tipos de mesofallas Riedel, procedimiento que es habitualmente empleado en la literatura geologico-estructural (e.g., Sylvester, 1988). Asi, es posible tambien inferir cuales fueronlas direcciones de acortamiento y extension maximas para cada estacion. De este modo, se realiza simultaneamente un analisis dinamico y uno cinematico. En la figura 3 se muestra la aplicacion dinamica del programa 'Stress' a dos estaciones de medidas, ademas de su interpretacion cinematica.

3. Caracteristicas de la FSV en el segmento estudiado

La FSV tiene un rumbo N18°0 y un manteo subvertical en el segmento comprendido entre la Aguada del Hornito y la Aguada de Cerro Alto de Varas, que se infiere por la forma de la traza de la falla en el terreno, la cual no se inflecta en las quebradas que la atraviesan, sino que es rectilinea.

En Aguada del Hornito, la FSV esta dada por el contacto entre calizas, areniscas calcareas y yesos de la Formacion El Profeta del Triasico Superior-Jurasico (Chong, 1973) en el bloque occidental, y la unidad de Granitoides foliados (Smoje y Marinovic, 1994) del Carbonifero superior en el bloque oriental (Fig. 2a). A lo largo de la traza se observa, en afloramientos horizontales, una zona intensamente fracturada de 2-3 m de ancho con relleno de 'pseudocarniole', un tipo de roca de estructura cavernosa originada por la disolucion de las calizas a consecuencia de la reaccion quimica con yeso tectonicamente movilizado (Alberto et al, 2007).

En Aguada Cerro Alto de Varas, la FSV pone en contacto un afloramiento de Granitoides foliados, tambien del Carbonifero Superior (Padilla, 1988), en su bloque occidental con Porfidos daciticos a rioliticos (Carbonifero-Permico; Marinovic et al, 1995) en su bloque oriental (Fig. 2a). En ese lugar la falla se expone como una zona de cataclasita subvertical de 10-15 mde ancho. Tampoco aqui se observa un plano de falla definido, ni en el centro ni en los bordes de dicha zona. Por otro lado, se tiene que ella controla la hidrologia del sector, provocando la surgencia de agua en las dos aguadas que definen el segmento estudiado (Herrera, 1995).

4. Marcador del desplazamiento de la FSV

Se infiere un movimiento transcurrente sinistral de la FSVpor la separacion de los dos afloramientos de Granitoides foliados del Carbonifero Superior mencionados arriba. El primero de ellos se ubica en Aguada del Hornito, al este de la FSV y, el segundo, en Aguada Cerro Alto de Varas, al oeste de dicha traza (Fig. 2b). A continuacion se exponen tres argumentos que apoyan la hipotesis de que dichos afloramientos formaron parte de un mismo cuerpo con anterioridad a la actividad de la FSV

Primero, se comparo su petrografia, tomando siete muestras del afloramiento de Aguada del Hornito y cuatro muestras del afloramiento de Aguada Cerro Alto de Varas (Fig. 2b). Se comprobo que esta es identica y corresponde a tonalitas en ambos afloramientos. Esto surge de la comparacion de conteos modales practicados en cortes transparentes de las muestras recolectadas (Fig. 4).

Segundo, se comparo su estructura magmatica. Se constato que ambos afloramientos presentan una foliacion magmatica, de orientacion similar, anterior al desplazamiento de la FSV. De este modo, en el sector sur del afloramiento de Aguada del Hornito la fabrica foliada del granitoide tiene un rumbo NE con manteos al NO, la cual se trunca contra la FSV. En Aguada Cerro Alto de Varas la foliacion tiene la misma actitud general que en Aguada del Hornito (Fig. 2b). Esto sugiere que el lugar de mejor correspondencia del afloramiento de Aguada Cerro Alto de Varas es con la porcion meridional del afloramiento de Aguada del Hornito.

Tercero, se compararon las edades de ambos afloramientos de la unidad de Granitoides foliados disponibles en la literatura. Se comprobo que son concordantes dentro de su error analitico, mas aun si fueron hechas por el mismo metodo y en el mismo mineral. Efectivamente, en Aguada del Hornito se dispone de una edad K-Ar de 284±7 Ma en biotita (Smoje y Marinovic, 1994), que se homologa con otra edad K-Ar de 288±7 Ma tambien en biotita procedente de Aguada Cerro Alto de Varas (Padilla, 1988). Debe agregarse que la edad radiometrica de los afloramientos de granitoides de Aguada del Hornito se ubica en la porcion sur del afloramiento, que es la que se correlaciona con el afloramiento de Aguada Cerro Alto de Varas. En esa misma porcion se localiza ademas una edad convencional U-Pb en grupos de circones de 288-2/+7 Ma (Marinovic et al, 1995) que tambien es concordante, dentro de su error analitico, con las otras dos edades (Fig. 2a). Lo anterior indica que las edades K-Ar no acusan rejuvenecimiento y que, por lo tanto, se estan comparando dos porciones de roca plutonica que se emplazaron y enfriaron al mismo tiempo.

5. Rechazo de la FSV

Un desplazamiento sinistral de la FSV en el segmento Aguada del Hornito-Aguada Cerro Alto de Varas se basa en la separacion horizontal de los respectivos limites septentrionales de los afloramientos de Granitoides paleozoicos (Fig. 2b). El error de la separacion se estima en ± 1 km (6% de error relativo; Portuondo, 1988), quedando, por lo tanto, la separacion horizontal en 15,0±1 km. Sin embargo, debe sumarse a este valor el desplazamiento relacionado con una posterior reactivacion posmiocena de 0,6 km en sentido dextral de la falla (Herrera, 1995), y se obtiene una separacion horizontal anterior al movimiento dextral de 15,6±1 km (Fig. 5).

Ademas, es necesario explicar el alzamiento vertical del bloque oriental en Aguada del Hornito, donde solo afloran rocas paleozoicas, respecto del bloque occidental, enel cual se exponenrocas mesozoicas y cenozoicas. Se utilizo el 'rake' o barrido de mesofallas aledanas paralelas a la FSV, las cuales se asignan a los mismos movimientos ocurridos a lo largo de la traza principal de la FSV (ver Metodologia de trabajo). Asi, se obtiene como promedio aritmetico 17°S para el 'rake' o barrido de esas fallas (Tabla 1).

Como ya quedo dicho, elvalordel 'rake' de 17°S se puede extrapolar al 'plano de falla' de la FSV. Por lo tanto, es posible reconstruir un rechazo sinistral-inverso para ella. De este modo se determina, para la separacion horizontal de 15,6±1 km, un alzamiento del bloque oriental de la FSV de 4,9 km (Fig. 5). Mas abajo se determina el error en la estimacion de dicho alzamiento, sobre la base de consideraciones estratigraficas.

Una manera independiente de estimar el rechazo vertical de la FSV consiste en sumar los espesores de rocas estratificadas que fueron erosionadas del bloque oriental de la FSV en el sector de Aguada del Hornito. En efecto, segun Marinovic et al. (1995), los espesores de esas rocas son: Formacion La Tabla (0,8-1,0 km), Formacion Sierra de Varas (0,1 km), Formacion El Profeta (2,1 km), Formacion Santa Ana (0,5 km), FormacionAugusta Victoria (1,0 km) y Formacion Pampa de Muias (0,3-0,4 km). Consecuentemente, la suma de los espesores de rocas paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas erosionadas al este de la FSV da como resultado un minimo de 4,8 km y un maximo de 5,1 km. Se constata, por lo pronto, que el alzamiento estimado mediante el 'rake' queda comprendido entre esos dos valores extremos. Esto significa que, como maximo, se puede tolerar un error de ±0,1 km en la estimacion del rechazo vertical (2% de error relativo; Portuondo, 1988). Por lo tanto, el rechazo vertical de la falla puede cuantificarse en un minimo de 4,9±0,1 km (Fig. 5), ya que la cupula del pluton paleozoico expuesto en Aguada del Hornito se encuentra erosionada en su mayor parte (Gonzalez, 2007).

En consecuencia, aplicando el teorema de Pitagoras al triangulo de la figura 5, se obtiene un rechazo neto sinistral-inverso de 16,35±0,98 km, una vez estudiada la propagacion de los errores individuales a traves de la formula que da el valor de la hipotenusa. Luego, aproximando, se tiene que la magnitud del rechazo neto sinistral-inverso es de 16,4±1 km.


6. Analisis dinamico y cinematico

En lo que sigue se efectua un analisis dinamico y cinematico de mesofallas asociadas a los desplazamientos de la FSV Se identifican dos sistemas estructurales asociados a la transcurrencia de la FSV: sistema sinistral-inverso y sistema dextral.

6.1. Sistema estructural sinistral-inverso

Corresponde al sistema de fallas mejor desarrollado en el segmento de FSV estudiado. Mesofallas relacionadas con este sistema se encuentran en las estaciones I, II, Ha, III, IV, V y VI. Alli se logro realizar una cantidad de 75 medidas de fallas con su datum completo. En este sistema se desarrollan claramente distintas mesofallas secundarias: fallas R, fallas R', fallas Py fallas inversas I, ademas de fallas Y, paralelas a la traza de la FSV. Es caracteristico de este sistema el desarrollo de fallas inversas I de rumbo NE (Estaciones III, IVy VI). Las respectivas mesofallas de este sistema se ilustran en la figura 6, donde, ademas de su posicion, se indica la de la estria y el movimiento del bloque colgante para cada una de ellas.

La estacion I corresponde a un afloramiento de mala calidad donde solo fue posible identificar un par de fallas en posicion R y P. En la estacion II los datos corresponden a mesofallas en posicion R, R'. P e Y. La estacion Ha se situa sobre una zona con cataclasis antigua que no se relaciona con la FSV (Niemeyer et al, 2004), donde las mesofallas nuevas mas comunes son las R' seguidas de las R. La estacion III presenta mesofallas en posicion R, R' e Y, ademas de fallas inversas I. En la estacion IV se observan fallas en posicion P y fallas inversas I. En la estacion V se observan mesofallas del tipo R. R', P e Y, asi como tambien se observan fracturas T con rellenos de calcita de 5-7 mm de espesor. En la estacion VI estan muy bien desarrolladas las mesofallas, entre las cuales las mas abundantes son las R (Fig. 7), seguidas de las R', P e Y, con algunas fallas en posicion inversa I.

El resultado del analisis dinamico de este sistema se indica en la columna izquierda de la figura 8, donde, por medio de flechas negras, se dibujan las respectivas direcciones de σp las que ocupan posiciones variables NNO a NO, entregadas por el programa 'Stress', desde la Estacion I a la Estacion VI. En particular, se observa que las fallas inversas I resultan ser perpendiculares a la direccion de a, obtenida del analisis dinamico. Ademas, se indican esquematicamente las respectivas elipses de 'strairi inferidas de la orientaciony cinematica de las meso-fallas para cada estacion.



6.2 Sistema estructural dextral

Corresponde a un sistema con menor expresion que el sistema sinistral-inverso, por cuanto la cantidad de mesofallas es menor. El sistema se encuentra representado en las estaciones II, III, IV, V, VI y VIL donde se realizaron 44 medidas de mesofallas con su datum completo. Las respectivas mesofallas de este sistema se ilustran en la figura 9, donde, ademas de su posicion, se indica la posicion de la estria y el movimiento del bloque colgante para cada una de ellas.

Las direcciones mejor expuestas de este sistema son las fallas R y las fallas P, mientras que aquellas en posicion R' se desarrollan de una manera menor. Tambien se asocian fallas inversas de orientacion NO. En la estacion II se registran mesofallas en posicion R' e inversa. En la estacion III se observan escasas fallas en posicion R y P. La estacion IV exhibe mesofallas R'y P, donde las fallas mas claramente desarrolladas son las de posicion P, con orientacion NNO. En la estacion V se observan fallas R' de rumbo NE y abundantes fallas P en posicion NNO (Fig. 10). En la estacion VI predominan las fallas en posicion R, pero tambien se observo una falla Y. ademas de otrafalla inversa! En la estacion VII solo se observaron abundantes fallas en posicion R.

El resultado del analisis dinamico de este sistema se ilustra en la columna derecha de la figura 8, donde, por medio de flechas blancas, se dibujan las respectivas direcciones de σ1 las que ocupan posiciones variables NNE a NE, entregadas por el programa 'Stress', desde la Estacion II a la Estacion VIL Ademas, se indican esquematicamente las respectivas elipses de 'strain' inferidas de la orientacion y cinematica de las mesofallas para cada estacion.

El hecho de que fallas sinistrales de rumbo NNO (en posicion R del sistema sinistral-inverso) se observen cortadas y desplazadas por fallas dextrales NNE (enposicionR del sistema dextral) es indicativo de que el sistema dextral sucedio en el tiempo al sistema sinistral-inverso, lo cual concuerda con los datos regionales arriba expuestos. Otra caracteristica importante de este sistema es que reactiva fracturas T del movimiento sinistral-inverso antiguo, quedando estas fracturas en una posicion cercana a las fallas P, respecto al sistema dextral.

Una forma independiente de determinar el movimiento dextral tardio y su direccion de a, asociada, es mediante la orientacion de pliegues 'chevron' centimetricos y asimetricos convergencia al NE en capas de calizas finamente laminadas de la Formacion El Profeta en la Estacion VII (Fig. 11). Se observa que la direccion de cs1 determinada por este metodo es coincidente con la determinada sobre la base del analisis cinematico de mesofallas en la misma estacion (ver figura 8).



7. Discusion

En el segmento estudiado se han descrito estructuras contemporaneas de transcurrencia sinistral. dadas por la FSV (McElderry et al, 1997), y acortamiento, dado por la existencia de una 'flor inversa' ubicada 3 km al NE de Aguada del Hornito (Herve et al, 1991) (Fig. 2a). Esta ultima se caracteriza por estar conformada por fallas inversas de rumbo norte-sur y vergencia opuesta, y que la limitan por el oeste y por el este, dejando entre medio una zona estrecha de rocas de la Formacion Sierra de Varas intensamente deformadas (Fig. 2a). Lo anterior constituye una evidencia de que el desplazamiento sinistral-inverso de la FSV se encuentra estrechamente relacionado con una transpresion.

La dificultad mayor que presenta el estudio de las fallas de rumbo es que, generalmente, no se dispone de marcadores fehacientes para establecer la magnitud de sus movimientos (Sylvester, 1988). Esto se debe a que ellas poseen desplazamientos paralelos al rumbo de la estratificacion en las rocas sedimentarias que, en el caso de la Sierra de Varas, estan materializadas principalmente por las capas triasico-jurasicas de la Formacion El Profeta (Chong, 1973). Es precisamente en estas secuencias, en que las fallas inversas pueden ser mas notorias al realizar perfiles estructurales este-oeste, donde ciertos autores han llegado a la conclusion erronea de que solo ocurre una tectonica compresional en la Cordillera de Domeyko (Amilibia, 2001; Amilibia y Skarmeta, 2003). Sin embargo, el desplazamiento sinistral demostrado aqui para la FSV y su cambio de rumbo hacia el SE, inmediatamente al sur de la Aguada de Alto de Varas, es compatible con la vergencia hacia el oeste de pliegues y fallas inversas del Cinturon plegado y corrido de El Profeta (CPCEP Fig. 1; Chong y Reutter, 1985). Esto ultimo sugiere que ese cinturon es tambien el resultado de una transpresion sinistral. Al respecto se puede agregar que, mas al sur, la relacion causa-efecto entre el desplazamiento sinistral de varios kilometros de la Falla de Sierra Castillo (FSC, Fig. 1) y el Cinturon plegado y corrido de Potrerillos (CPCP, Fig. 1) esta fehacientemente demostrada (Tomlinson et al, 1993;Tomlinsone et al., 1994). Seenfatizaaqui,porlo tanto, la idea de que fallas inversas y fallas de rumbo no son excluyentes. Por el contrario, son coetaneas. Efectivamente, ellas -en conjunto- dan cuenta de un ambiente tectonico transpresivo.

Aunque no se dispone de un elemento cronologico directo que permita fijar la edad de la transpresion, se tiene que el porfido de LaEscondida, conuna edad U-Pb convencional de 37,9±1,1 Ma (Richards etal, 1999) y ubicado 40 km al norte, dentro de un lente de cizalle del SFCD (Mpodozis etal, 1993), se emplazo dentro de un ambiente tectonico transpresivo sinistral (Padilla et al, 2001). Por consiguiente, se puede sugerir que la actividad tectonica transpresi-va sinistral se habria producido durante el Eoceno Medio Tardio en el segmento analizado.

Finalmente, debe agregarse que la presencia de clastos procedentes de las diferentes formaciones, tanto paleozoicas como mesozoicas de la Sierra de Varas dentro de la Formacion Pampa de Muias (Marinovic et al, 1995), indica que el relieve tectonico principal de dicha Cordillera ya estaba construido en el Mioceno. De este modo, es posible relacionar directamente el alzamiento de la Sierra de Varas con el regimen tectonico transpresivo que en ella impero durante el Eoceno medio tardio.

8. Conclusiones

La FSV presenta dos eventos de movimientos transcurrentes: uno que ha quedado registrado por un desplazamiento sinistral-inverso de la unidad de Granitoides foliados del Carbonifero Superior (Smoje y Marinovic, 1994), el cual se desarrollo durante el Eoceno Medio Tardio, y el otro, por un desplazamiento posterior al Mioceno, de caracter dextral. El desplazamiento sinistral-inverso tiene una componente horizontal de 15,6±1 km, con una importante componente enla vertical de 4,9±0,1 km. Este ultimo valor surge de dos lineas de evidencias independientes: una a partir del 'rake' o barrido de ~17°S atribuido a la estria de su 'plano de falla', el cual se asume vertical, y la otra, a partir de la erosion de las sucesiones estratigraficas de rocas paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas de su bloque oriental. Se llega asi a un rechazo compuesto sinistral-inverso de 16,4±1 km. La cinematica de ambos eventos ha quedado marcada, respectivamente, en dos sistemas estructurales de mesofallas secundarias dentro de la unidad de Granitoides foliados del Carbonifero Superior. El primer evento dejo mesofallas muy marcadas en las siguientes posiciones: R, R', P y fallas inversas I, ademas de fallas Y, paralelas a la traza de la FSV El analisis dinamico entrego posiciones de σ1 variables entre NNO y NO para este evento. El segundo evento de transcurrencia se superpuso sobre el anterior, originando un movimiento dextral de 0,6 km, con posterioridad al Mioceno. Este ultimo se expresa en mesofallas superpuestas que, en parte, reactivaron fracturas del desplazamiento anterior, correspondientes al sistema sinistral-inverso. El analisis dinamico entrego posiciones de σ1 variables entre NNE y NE para este ultimo evento. En forma independiente, para una de las estaciones de medidas, se estimo la posicion de σ1 sobre la base de la geometria y vergencia de pliegues centimetricos 'chevrori encauzas finamente laminadas, que coincidio con esa misma direccion, establecida por el analisis dinamico de mesofallas.

Agradecimientos

Los autores agradecen las observaciones de J. Cembrano (Departamento de Ciencias Geologicas, Universidad Catolica del Norte), que contribuyeron a mejorar esta publicacion. Asimismo, agradecen las observaciones de un corrector anonimo y de A. Rodriguez Perea (Universitat de les Illes Balears, Espana). El financiamiento de las campanas de terreno se debe a la Direccion de Investigaciones y Postgrados de la Universidad Catolica del Norte. L. Jofre (Departamento de Ciencias Geologicas, Universidad Catolica del Norte) confecciono los dibujos para esta publicacion.

Referencias

Alberto, W.; Carraro, E; Giardino, M.; Tiranti, D. 2007. Genesis andevolutionof 'pseudocarniole': preliminary observations from the Susa Valley (Western Alps). In Evaporites through space and time (Schreiber, B.; Lugli, C; Ba, Bel, M.; editors). Geological Society, London, Special publication 285: 155-168.        [ Links ]

Amilibia,A. 2001. Inversion tectonica en la Cordillera de Domeyko, Andes del Norte de Chile. Tesis de Doctorado (Inedito), Universidad de Barcelona, Departamento de Geodinamica y Geofisica: 149 p.        [ Links ]

Amilibia, A.; Skarmeta, J. 2003. La inversion tectonica en la Cordillera de Domeyko en el norte de Chile y su relacion con la intrusion de sistemas porfiricos de Cu-Mo. In Congreso Geologico Chileno, No. 10, Actas, Sesion Tematica 2: 1-7. Concepcion.        [ Links ]

An, L.-J.; Sammis, C.G. 1996. Development of strike-slip faults: shear experiments in granular materials and clay using a new technique. Journal of Structural Geology 18(8): 1061-1077.        [ Links ]

Bartlett, W.L.; Friedman, M.; Logan, J.L. 1981. Experimental folding and faulting of rocks under confining pressure, Part IX. Wrench faults in limestone layers. Tectonics 79: 255-277.        [ Links ]

Chong, G. 1973. Reconocimiento geologico del area Catalina-Sierra de Varas y estratigrafia del Jurasico del Profeta, Provincia de Antofagasta. Memoria de Titulo (Inedito), Universidad de Chile, Departamento de Geologia: 284 p.        [ Links ]

Chong, G.; Reutter, K.J. 1985. Fenomenos de tectonica compresiva en las Sierras de Varas y de Argomedo, Precordillera chilena, en el ambito del paralelo 25° sur. In Congreso Geologico Chileno, No. 4, Actas: 219-238. Antofagasta.        [ Links ]

Gonzalez, R. 2007. Mecanismo de emplazamiento del Pluton Sierra de Varas, Cordillera de Domeyko, Norte de Chile. Tesis de Doctorado (Inedito), Universidad Catolica del Norte, Departamento de Ciencias Geologicas: 222 p.        [ Links ]

Giamberardino, V 1989.Teoria de los errores. Editorial Reverte Venezolana S.A.: 168 p. Caracas.        [ Links ]

Hardcastle, K.C. 1989. Possible paleostress tensor configurations derived from strike-slip data in eastern Vermont and western New Hampshire. Tectonics 8 (2): 265-284.        [ Links ]

Herrera,C. 1995. Geologia e hidrogeologia del area Sierra de Varas-Sierra Vaquillas Altas (24°30'-25°30' de latitud sur y 69°00'-69°30' de longitud oeste). Memoria de titulo (Inedito), Universidad Catolica del Norte, Departamento de Ciencias Geologicas: 137 p.        [ Links ]

Herve, M.; Marinovic, N; Mpodozis, C; Smoje, I. 1991. Mapa Geologico de la Hoja Sierra de Varas (1:100.000), Region de Antofagasta. Servicio Nacional de Geologia y Mineria, Documento de Trabajo 2.        [ Links ]

Maksaev, V; Zentilli, M. 1999. Fission Track Thermo-chronology of the Domeyko Cordillera, Northern Chile: Implications for Andean Tectonics and Porphyry Copper Metallogenesis. Exploration and Mining Geology, Special Issue on Latin American Mineral Deposits 8 (1-2): 65-89.        [ Links ]

Marinovic, N; Smoje, L; Maksaev, V; Herve, M.; Mpodozis, C. 1995. Hoja Aguas Blancas, Region de Antofagasta. Servicio Nacional de Geologia y Mneria, Carta Geologica de Chile 70. Santiago.        [ Links ]

McEldeny, S.; Prior, D.J.; Chong-Diaz, G.; Potts, G.S.; Flint, S. 1997. Kinematics of the West Fissure Fault System. In Congreso Geologico Chileno,No. 8,Actas 3: 684-688. Antofagasta.        [ Links ]

Mpodozis, C; Marinovic,N; Smoje, I.1993. Eocene left lateral strike slip faulting and clockwise block rotations in the Cordillera de Domeyko, west of Salar de Atacama, northern Chile. In International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG), No. 2, Actas: 25-228. Oxford, United Kingdom.        [ Links ]

Naylor,M.A.; Mandl, G.; Sijpesteinjn, C.H.K. 1986. Fault geometries in basement-induced wrench faulting under different initial stress states. Journal of Structural Geology 8: 737-752.        [ Links ]

Niemeyer, H. 2008. Geologia Estructural. Editorial RIL: 292 p. Santiago.        [ Links ]

Niemeyer, H; Berrios, H; Ruiz-Cruz, M.D. 2004.Temperaturas de formacion en cataclasitas triasicas de la Cordillera de Domeyko, Antofagasta, Chile. Revista Geologica de Chile 31(1): 3-18.        [ Links ]

Padilla, H. 1988. Eventos intrusivos y deformaciones en la Cordillera de Domeyko a la latitud del Salar de Punta Negra: Antecedentes geocronologicos K-Ar. In Congreso Geologico Chileno, No. 5, Actas 3: 1229-1243. Santiago.        [ Links ]

Padilla, R.A.; Titley, S.R.; Pimentel, F. 2001. Geology of the Escondida Porphyry Copper Deposit, Antofagasta Region, Chile. Economic Geology 96: 307- 324.        [ Links ]

Petit, J. 1987. Criteria for the sense of movement on fault surfaces inbrittle rocks. Journal of Structural Geology 9: 593-608.        [ Links ]

Portuondo, R. 1988. Procesamiento de datos experimentales. Editorial ENPE: 292 p. La Habana.        [ Links ]

Richards, J.P; Noble, S.P; Pringle, M.S. 1999. A Revised Late Eocene Age for Porphyry Cu Magmatism in the Escondida area, Northern Chile. Economic Geology 94: 1231-1248.        [ Links ]

Smoje, L; Marinovic, N. 1994. Intrusivos del Carbonifero-Permico en la Cordillera de Domeyko: Nuevos antecedentes radiometricos. In Congreso Geologico Chileno, No. 7, Actas 2:1213-1216. Concepcion.        [ Links ]

Sperner, B.; Ratschbacher, L.; Ott, R. 1993. Fault-striae analysis:a turbo pascal program package for graphical presentation and reduced stress tensor calculation. Computer and Geosciences 19(9): 1361-1388.        [ Links ]

Streckeisen, A. 1974. Rocas plutonicas. Clasificacion y nomenclatura recomendada por la Union Internacional de Ciencia Geologicas (IUGS). Subcomision en sistematica de rocas igneas. Instituto de Investigaciones Geologicas (Inedito-Traduccion al castellano de Neues Jahrbuch fr Mineralogie, Abhandlungen 107: 144-240).        [ Links ]

Sylvester,AG. 1988. Strike-slipfaults. Geological Society of America Bulletin 100: 1666-1703.        [ Links ]

Tomlinson, A.I; Mpodozis, C; Cornejo, R; Ramirez, C.F 1993. Structural Geology of the Sierra Castillo-Agua Amarga Fault System, Precordillera of Chile, El Salvador-Potrerillos. In International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG) No. 2, Actas: 259-262. Oxford, United Kingdom.        [ Links ]

Tomlinson, A.J.; Mpodozis, C; Cornejo, R; Ramirez, C.F.; Dumitru, T. 1994. El Sistema de fallas Sierra Castillo-Agua Amarga: transpresion sinistral eocena en la Precordillera de Potrerillos-El Salvador. In Congreso Geologico Chileno, No. 7, Actas 2: 1459-1463. Concepcion.        [ Links ]

Woodcock, N.H. 1986. Theroleof strike-slip fault systems at plate boundaries. Philosophical Transactions of the Royal Society A317: 13-29. London.        [ Links ]

Woodcock, N.H.; Schubert, C. 1994. Continental Strike-Slip Tectonics. In Continental Deformation (Hancock, P.L.; editor), Pergamon Press: 421 p.        [ Links ]

Manuscrito recibido: abril 13, 2007; aceptado: julio 8, 2008

2010 Servicio Nacional de Geologia y Mineria