Geólogo / Rocas mesozoicas, sedimentarias e ígneas, afloran de manera discontinua a lo largo de la Precordillera del norte de Chile. La extensa cobertura cenozoica ha limitado el análisis de la deformación de estas unidades, y por ello, se desconoce la influencia de la herencia estructural en el desarrollo de la deformación oligocena-miocena en la Precordillera. Esta Memoria de Título presenta los resultados del modelamiento estructural de la deformación meso-cenozoica en el área de Suca-Camiña, 19,3°S. En esta zona afloran depósitos cretácicos y oligocenos-holocenos. Estas unidades presentan una deformación dividida, según discordancias angulares, en: Episodio 1 (Cretácico Superior bajo), representado por pliegues anticlinales y sinclinales de la Formación Punta Barranco; Episodio 2 (Cretácico Superior alto-Eoceno), representado por la disposición homoclinal hacia el este de la Formación Cerro Empexa; Episodio 3 (Oligoceno-Mioceno), representado por la Flexura Moquella, pliegue monoclinal hacia el oeste, que afecta a todas las unidades del área. Estos eventos son correlacionables con distintas fases tectónicas descritas fuera del área: el Episodio 1 con la Fase Peruana; el Episodio 2 con la Fase Incaica; el Episodio 3 con el evento del Oligoceno tardío al Mioceno tardío. Sin embargo, el amplio rango de edad no permite tener certeza sobre este punto. El modelamiento forward se realizó utilizando el software Move 2011.1. Este considera que una única falla, ciega, con un tip point ubicado inicialmente a c. 4 km de profundidad y un manteo de 60° hacia el este, habría generado la deformación del área desde el Cretácico Inferior durante los distintos episodios, produciendo un alzamiento total de c. 1500m asociado a un acortamiento de c. 400m. Este modelo forward podría aplicarse a otros pliegues de la Precordillera, tales como el Anticlinal Oxaya, la Flexura Humayani y las flexuras de la Quebrada Aroma. Es decir, las fallas ciegas que generaron esta deformación, someras para el Anticlinal Oxaya y la Flexura Humayani, y profundas para las flexuras Humayani y de la Quebrada Aroma, podrían corresponder a fallas inversas de alto ángulo, que han sido reactivadas, en distintos episodios desde el Cretácico Inferior, generando las estructuras asociadas al WTS durante el Oligoceno-Mioceno.

Geólogo / La zona de estudio se ubica en la Precordillera de la región de Tarapacá a los 19°30 S, en donde afloran rocas metasedimentarias de edad Paleozoico Superior, previamente definidas como Formación Quebrada Aroma, y recientemente redefinidas como Complejo Metaturbidítico de Quebrada Aroma. Este último está ligado a procesos que ocurrieron a lo largo del margen del norte de Chile, previo a la formación del arco Gondwánico. Este trabajo incluye nuevos datos de terreno y edades U-Pb LA-ICPMS en circones detríticos, y tiene como objetivo caracterizar de forma detallada las litologías y estructuras presentes, e integrar este complejo dentro de la evolución paleozoica del norte de Chile. El Complejo Metaturbidítico de Quebrada Aroma (CMQA) está compuesto principalmente por metareniscas y metalutitas de origen turbidítico, filitas y esquistos cuarzo micáceos, y marginales milonitas, que presentan un bajo grado metamórfico e intensa deformación. Los análisis U-Pb en circones detríticos permiten acotar la edad máxima de depositación del protolito al Mississippiano Superior (326 Ma) y permiten identificar que el principal aporte de circones proviene del arco Famatiniano, y en menor medida de las orogenias Sunsás, Transamazónica y Pampeana. La similitud del CMQA con otras unidades de posible origen turbíditico que afloran a lo largo de la costa del norte de Chile, y también en la Precordillera y Cordillera de Domeyko, sugiere que podrían pertenecer a un gran sistema acrecionario desarrollado en el periodo posterior a la fase Oclóyica, desde el Silúrico hasta el Carbonífero Superior-Pérmico Inferior, y que incluso podría haberse extendido hasta el Triásico. La intensa deformación, evidenciada por una serie de estructuras de cizalle y deformación milonítica, puede ser explicada como producto de procesos ocurridos dentro de un prisma de acreción. La falta de estudios en circones detríticos en varias de las unidades que afloran a lo largo del norte de Chile, junto con las incertezas que existen actualmente en las metodologías de obtención, visualización, comparación e interpretación de las edades U-Pb en circones detríticos, hacen que la evolución del margen Chileno durante el Paleozoico sea aun tema de controversia.

Geólogo / El norte de Chile constituye el flanco occidental de los Andes Centrales Altiplánicos, abarcando partes de la Precordillera, la Cordillera Occidental y del borde oeste del Altiplano. El conjunto de estas unidades le dan morfológicamente el carácter monoclinal de tal flanco, que se puede explicar mediante un alzamiento tectónico de dos sistemas estructurales contraccionales durante el Neógeno. Uno de ellos corresponde al East-Vergent Thrust System (ETS), situado a lo largo del borde occidental del Altiplano y que reúne estructuras de piel delgada que vergen hacia al este. No obstante, la región de Chucal es la única zona donde este sistema ha sido reportado, lo que motiva un estudio al respecto en la región de Cariquima, ubicada a ~90 km al SSE de Chucal, en el borde oeste del Altiplano. Estudios previos en esta zona señalan características similares. La región de Cariquima se caracteriza por presentar depósitos de tobas, ignimbritas y lavas (formaciones Utayane, Condoriri y Puchuldiza) intercalados por sedimentitas continentales (Fm. Chojña Chaya y Serie de Mauque) durante el Neógeno. La evolución de esta estratigrafía fue contemporánea al desarrollo de estructuras contraccionales que tuvieron su cese en el Plioceno, aun cuando algunas de ellas presentan actualmente sismicidad. La actividad de las estructuras en tal período se evidencia, al menos, en la presencia de estratos de crecimiento en las formaciones Chojña Chaya y Condoriri. Las estructuras presentes en la región se agrupan en dos dominios y muestran orientaciones NNW-SSE a N-S. El dominio occidental consiste en estructuras que vergen hacia el este (flexuras Guanca, Paica y Queñiza), al contrario del dominio oriental que presenta estructuras con vergencia al oeste (anticlinal de Huaitane). La relación entre ambos dominios se puede explicar mediante dos soluciones: (1) que el dominio oriental sea el retrocorrimiento de una falla que provenga del dominio occidental, o (2) que sea parte de un sistema estructural que se desarrolla desde el centro del Altiplano. El acortamiento generado en la región es de 2.13 km, equivalente a un 3.4%. Los datos estratigráficos y estructurales mencionados permiten interpretar la siguiente evolución geológica durante el Neógeno: el alzamiento tectónico generó un aumento del relieve que facilitó la erosión de las unidades volcanogénicas que luego se depositaron en el piedemonte, donde se acumularon las unidades sedimentarias. En la región de Cariquima, el ETS se aprecia en el dominio occidental y es correlacionable con lo reportado en Chucal. No obstante, en aquella zona se presenta un menor número y tamaño de estructuras. Esto implica que el ETS es un sistema estructural que a latitudes mayores se extiende más hacia el este. Una posible explicación a lo anterior reside en que la región de Cariquima se aproxima a la Línea de Gephart, o de mayor acortamiento andino, lo cual se refleja en un mayor desarrollo de estructuras. El ETS es contemporáneo con el West-Vergent Thrust System (WTS), situado a lo largo de la Precordillera. Ambos sistemas nacerían de niveles muy profundos de la corteza que sería la prolongación hacia el norte del Quebrada Blanca Bright Spot (QBBS). Allí habría un desacoplamiento de la corteza que facilitaría el desarrollo de tales estructuras hacia la superficie. Dado que ambos sistemas de vergencia opuesta nacerían del mencionado nivel de despegue, ellos serían responsables de alzar la Cordillera Occidental como un bloque pop-up y de darle la morfología monoclinal al flanco occidental de los Andes Centrales Altiplánicos. Sin embargo, el acortamiento generado por estos sistemas no puede explicar el espesor cortical, lo que hace necesario la adición de un material adicional en la corteza inferior que alce el relieve andino. Esto hace que el WTS y ETS formen parte de la evolución en la corteza superior del orógeno.

Magíster en Ciencias, Mención Geología. Geólogo / Geoquímica de metales preciosos y metaloides en depósitos de sínter silíceo: Implicancias en la incorporación de elementos a fases silíceas Los depósitos de sínter silíceo están compuestos por rocas sedimentarias químicas, ricas en sílice, formadas por el sobre enfriamiento de un fluido alcalino clorurado de pH neutro. Su ocurrencia está asociada a zonas de up-flow de sistemas geotermales y a los niveles superficiales de depósitos epitermales de oro-plata de baja sulfuración. En el sínter se reconocen difernetes grados de cristalinidad de la sílice, junto con variados minerales accesorios que co-precipitan a partir del fluido hidrotermal. Además, diversas especies metálicas pueden ser incorporadas a la matriz silícea. A pesar de que se han registrado diversas concentraciones geoquímicas en el sínter, la relación entre los grados de cristalinidad de la sílice y los enriquecimientos/empobrecimientos en metales preciosos y metaloides no ha sido bien estudiada. Para estudiar la posible relación entre las fases silíceas y las concentraciones de especies metálicas a nivel traza, se investigó el depósito de sínter del campo geotermal de Puchuldiza en el Altiplano del norte de Chile, el cual presenta concentraciones metálicas en el fluido hidrotermal y en los depósitos de sínter y paleo sínter (asociado a fuentes termales inactivas). En esta investigación se combinaron análisis de difracción de rayos X, de microscopía electrónica de barrido (SEM) y de espectrometría de masas por plasma inductivamente acoplado utilizando ablación láser (LA-ICP-MS); para determinar los grados de cristalinidad y minerales accesorios, definir las micro-morfologías de cada fase de sílice y cuantificar la geoquímica en cada fase, respectivamente. En el depósito de sínter de Puchuldiza se reconoce una secuencia diagenética completa para las fases de sílice (ópalo A, ópalo A/CT, ópalo CT y cuarzo), entre fases amorfas hasta micro cristales de cuarzo, con valores del Full Width at Half Maximum (FWHM) variables entre 9.52-0.11 º2Ɵ. Las fases amorfas exhiben morfologías formadas por micro esferas de sílice de 1 a 6 μm, con superficies lisas y concentraciones promedio de Au de 0.23 ppm, Ag 0.74 ppm, As 133-10809 ppm y B 328-3015 ppm; las fases intermedias presentan micro esferas de superficies rugosas-hojosas de 5 a 20 μm con concentraciones promedio de Au de 13.47 ppm, Ag 46 ppm, As 274 ppm y B 65.6 ppm. Finalmente, las fases cristalinas se caracterizan morfológicamente por micro cristales de cuarzo sin orientación, con concentraciones promedio de 22 ppm de Au, 46 ppm de Ag, 11.2-28.4 ppm de As y 58 ppm de B. El grado de cristalinidad de las fases silíceas presenta una marcada correlación con el enriquecimiento en metales, las fases amorfas están enriquecidas en metaloides y las fases cristalinas en metales preciosos. Factores deposicionales durante la formación del sínter como la aglomeración de nano-micro esferas de sílice y la co-precipitación de minerales accesorios favorecerían la incorporación de especies metálicas a las fases amorfas. Posteriormente, factores post deposicionales como los cambios morfo-cristalográficos de las fases de sílice promoverían la incorporación de metales preciosos como oro y plata, y su aglomeración en fases maduras; por lo que la transición diagenética de la sílice se considera preponderante en el tipo de enriquecimiento de metales en depósitos de sínter silíceo. El bajo orden cristalográfico de la fase amorfa de ópalo A coincide con los valores previamente publicados para El Tatio. Esta característica sería una propiedad común de los sínter emplazados en el Altiplano, producto de la posible influencia ambiental en la precipitación de sílice y de la incorporación de especies metálicas a nano escala.

Geólogo / El objetivo principal de este trabajo es definir si la discontinuidad basal de la Fm. Cerro Empexa o alguna posición estratigráfica dentro de ella, juega un rol en el control de la formación de pórfidos cupríferos, con el fin de determinar si puede ser utilizada como un nuevo elemento que aporte a las guías de exploraciones mineras para pórfidos de Cu de edad Cenozoico Inferior. Se elaboraron 2 mapas distritales a escala 1:25:000 para el estudio geológico de la Fm. Cerro Empexa, uno en la porción sur del Sinclinal de Higueritas y otro en el Co. Challacollo, que han sido complementados con el levantamiento de 4 columnas estratigráficas mediante el modelo de facies propuesto por Blanco et al., (2012) para el estudio de esta Formación. Las facies se reconocieron y caracterizaron mediante observaciones de terreno, descripción de secciones petrográficas, reconocimiento mineralógico mediante infrarojo cercano (SWIR) y análisis de litogeoquímica; de igual forma se caracterizaron las alteraciones observadas tanto en las facies volcánicas como sedimentarias. Se interpretaron 2 secciones geológicas (En distrito Challacollo y Sinclinal de Higueritas) que caracterizan la deformación de piel fina y gruesa, identificándose que el nivel estratigráfico en donde se emplazan los principales cuerpos intrusivos, corresponde a la discontinuidad basal y sus vecindades cuando esta es cercana espacialmente a estructuras de tipo escama gruesa; se interpreta que estas estructuras son las que ayudan el transporte de los magmas a niveles someros de emplazamiento en la corteza (2-3 km). Además se realizó un estudio de litogeoquímica a los cuerpos alojados en ella para determinar si poseían una composición distintiva asociada a los magmas productores de depósitos tipo pórfido cuprífero en la Cordillera de Domeyko. Se determinó que la discontinuidad basal que posee esta formación es una anisotropía subhorizontal de escala regional que funciona como trampa para los magmas de edad Paleoceno Eoceno Medio, además los resultados de litogeoquímica en los intrusivos alojados en ella evidencian que tienen composiciones distintivas asociados a pórfidos cupríferos hospedados en la franja de la misma edad. Se interpretó que la composición de las rocas en la Fm. Cerro Empexa favorecería el desarrollo de un sistema tipo pórfido debido a que poseen una reactividad favorable (rocas ricas en minerales ferro-magnesianos) para el desarrollo de alteración hidrotermal como mineralización de tipo PCD Finalmente se recomienda concentrar las áreas prospectivas de pórfidos de edad Paleoceno-Eoceno Medio en las vecindades de esta discontinuidad, siendo la cercanía a esta un elemento clave a evaluar en la elección de zonas explorativas. / Trabajo financiado por la compañía de exploraciones mineras Quantum Pacific Exploration QPX / 18/01/2020

Geólogo / La zona de estudio se enmarca entre los 19ºS y 21ºS; desde la línea de la costa chilena hasta los 69ºW, I región de Tarapacá y parte de XV región de Arica y Parinacota, Chile. Cubre un área aproximada de 27.500 km2. El objetivo principal es evaluar y definir la existencia de patrones geoquímicos en sedimentos de drenajes a escala regional, desarrollando interpretaciones que expliquen cuáles son los controles determinantes de cada patrón, considerando la diversidad y coexistencia de factores geológicos, climáticos y antrópicos. Las muestras de sedimentos de drenajes utilizadas fueron extraídas en terreno, preparadas en laboratorio y enviadas a análisis geoquímico por los profesionales de la unidad de geoquímica de SERNAGEOMIN durante los años 2010-2012. A los sedimentos de drenaje se les realizó un análisis de composición geoquímica de la fracción fina <180 µm por medio de ICP-MS e ICP-ES, obteniendo las concentraciones para un set de 59 elementos, incluyendo óxidos mayores y elementos trazas. En total, las 1311 muestras utilizadas, conforman una malla de baja densidad con una representación aproximada de 20 Km2 por muestra. La base de datos obtenida no será publicada en este trabajo debido a la calidad inédita de parte importante de los datos (véase Lacassie et al., 2012b). Tras obtener los análisis químicos, en este trabajo, se realizaron cálculos estadísticos básicos y mapas univariables para cada elemento. Adicionalmente se realizó un proceso de clustering y visualización multivariable por medio de la implementación de redes neuronales artificiales, obteniéndose 6 clusters con distintivas características químicas, que posteriormente fueron objeto de interpretaciones. Los resultados muestran una evidente segmentación geoquímica entre las principales unidades geomorfológicas, encontrando una fuerte diferencia entre la Cordillera de la Costa (CC) y el resto de las unidades. Las principales anomalías de la CC corresponden a Ca, S, P, y Se. Los controles determinantes en la geoquímica de la CC corresponden a factores geológicos y climáticos entre los que destacan: el periódico aporte de iones desde el océano pacífico hacia el continente por medio de la camanchaca, la abundancia relativa de los iones transportados, la capacidad de absorción iónica superficial de arcillas, óxidos e hidróxidos; la afinidad química entre elementos y condición climática de hiperaridez prolongada. Los controles determinantes en los patrones presentes en la Depresión intermedia (DI) y Precordillera (PR) corresponden a procesos relacionados con la meteorización y transporte de detritos desde la Cordillera Occidental (CO); y la constante deflación eólica a la que es sometida la DI. Esto conlleva a la generación de patrones antagónicos, que representarían, por un lado, fases mineralógicas abundantes en rocas con mayor diferenciación para aquel patrón dominante en quebradas, y por otro lado, fases densas para aquel patrón que domina en pampas. Se obtiene un patrón asociado a las cotas altas de la CO que refleja la mineralogía de la roca fresca de edificios y secuencias volcánicas; y otro patrón asociado principalmente a sectores con alteración hidrotermal y/o actividad de la industria mineral, distribuido en las distintas unidades geomorfológicas. Adicionalmente se reconocieron 2 quebradas con evidente anomalías, que se sugiere como consecuencia de la intervención humana y la industria minera; esta alteración se expresa fuertemente en la anomalía de Cobre (Cu) río abajo de la faena de HMC ubicada en la Qda. Sagasca y la histórica alteración en la concentración de molibdeno (Mo) que posee la Qda. Guatacondo. Se requiere estudio de detalle para confirmar estas sugerencias. Finalmente, fueron comparadas las concentraciones de metales pesados con estándares internacionales a fin de distinguir posibles zonas con concentraciones riesgosas para organismos vivos; en general los sectores donde ciertos elementos como el arsénico (As), cromo (Cr) y cobre (Cu) tienen valores nocivos para la biota, no se encuentran poblados y tampoco se desarrollan grandes ecosistemas de organismos superiores. Se reconocen factores naturales, como la concentración anómala de As en Qda. Camarones, y factores antrópicos como alteraciones puntuales por la industria minera.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / La cuenca del Salar de Atacama, ubicada en la Región de Antofagasta, es un lugar primordial para el estudio de la tectónica de los Andes Centrales, esto por el completo registro estratigráfico y estructural desde el Cretácico hasta el presente que ahí se encuentra, además de las condiciones de hiperaridez que imperan en la región lo que permite la preservación de esta información. Con estos antecedentes, elementos como su estructura interna siguen siendo aún materia de debate. Con el fin de comprender la estructura interna de la cuenca del Salar de Atacama, además de las condiciones que dieron paso a la formación de la Cordillera de la Sal, rasgo estructural de primer orden dentro del área de estudio, se realizó un estudio que implicó la integración de datos estructurales junto con datos de reflexión sísmica, con los que fue posible desarrollar un modelo 3D de las principales estructuras del Salar de Atacama. Se realizó un detallado análisis de la amplia grilla de perfiles sísmicos dentro de la cuenca, especialmente en su vertiente occidental, con especial énfasis en el estudio de la Formación San Pedro, unidad principal que constituye la Cordillera de la Sal. Se trabajó, además, en la elaboración de una serie de perfiles estructurales en el área de la Cordillera de la Sal, los que fueron elaborados y compilados en el software Move (© Midland Valley Exploration Ltd) para la generación del modelo 3D, el que fue posteriormente restaurado también en 3D. El análisis de datos sísmicos muestra que en largos depocentros se acumularon durante el Oligoceno facies aluviales y miembros evaporíticos de la Formación San Pedro, relacionados con procesos de extensión. Esta extensión estuvo controlada por una falla normal de primer orden, ubicada en el flanco occidental de la cuenca. Esta falla aparenta ser un rasgo clave de la estructura interna del Salar de Atacama. Durante el Mioceno medio a superior, el alzamiento de la Cordillera de la Sal involucró compresión y movimientos de rumbo sinestrales en su dominio sur, en combinación con diapirismo salino en su dominio norte. Esta transición está relacionada a cambios en la profundidad del nivel de despegue de 4.000 a 6.000 metros de sur a norte, la asociación de este nivel de despegue con los niveles evaporíticos de la Formación San Pedro permite entender el control que ejercen las series evaporíticas sobre los procesos de deformación Neógena registrados en la cuenca del Salar de Atacama, así como también ocurre en otros cordones orogénicos como los Pirineos y los Cárpatos.

Geólogo / En el norte de Chile, a lo largo del flanco occidental del Altiplano, se encuentran depositadas una serie de mega-remociones en masa distribuidas en el interior de los valles transversales, desde la latitud de Arica hasta los Altos de Pica. De esta evidencia surge el interés por generar un mapeo detallado de dichas remociones, así como también por establecer la influencia de los factores condicionantes y gatillantes (tanto geológicos como geomorfológicos) que podrían haber contribuido en el desencadenamiento de las mismas. La zona de estudio se ubica entre el límite oriental de la Depresión Central y la Precordillera, al interior de la cuenca de la quebrada de Aroma (19º50 S - 19º65`S). Las mega-remociones en masa de la zona de estudio, se dividen en 2 dominios: remociones de quebrada, ubicadas principalmente entre las flexuras Calacala y Aroma, y remociones frontales, ubicadas exclusivamente entre la flexura Soga y los Cerros de Sotoca. El primer dominio consta de 24 ejemplares mapeados, y se define porque sus remociones caen en dirección ~ N-S, hacia el fondo de las quebradas; el segundo, consta de 2 ejemplares mapeados, y se define porque los escarpes de sus remociones se ubican al este de los depósitos. En términos de la clasificación tradicional, se identificaron 19 deslizamientos rotacionales (slumps) de roca, 1 deslizamiento compuesto de roca y 6 avalanchas de roca. El área y volumen total removidos consta de 76,15 km2 y 8,37 km3 respectivamente. Las dos remociones mayores (las avalanchas de Chiapa y Sotoca), aportan con el 55,8% de dicho volumen. Estas dos remociones son de dimensiones comparables a los deslizamientos de Miñimiñi y Latagualla (región de Camiña), pero menores a los de Lluta (región de Belén). En términos morfométricos, las avalanchas de roca alcanzan en promedio dimensiones más grandes que el deslizamiento compuesto de roca, el que a su vez es mayor que el tamaño promedio de los slumps de roca. Se reporta una posible evidencia de ground water sapping (GWS) en las quebradas de Aroma y Sotoca, y se proponen los contactos entre el Miembro Superior e Inferior de la Formación El Diablo, y entre las formaciones El Diablo y Altos de Pica, como los niveles semi permeables que habrían permitido el flujo de aguas subterráneas para generar la socavación. En la zona de estudio no se observa un vínculo genético claro entre la cabecera de los canales de erosión por GWS y las remociones en masa del sector oriental. Con ciertas observaciones geomorfológicas y mediante la aplicación del modelo de incisión por knickzone retreat (se trabajó con el supuesto de que las remociones se desencadenaron solo posteriormente al paso de la onda erosiva), se estimó la edad máxima de las remociones del sector occidental en ~ 3 Ma (Plioceno tardío). La edad de las remociones del sector oriental no pudo ser acotada a través del mismo análisis, aunque se estima que son recientes. Se sugiere un vínculo entre el mecanismo de erosión por GWS con el modelo de incisión por knickzone retreat, en el sentido de que los canales de erosión del GWS acompañarían la propagación de una franja de knickzones , irradiando lateralmente la incisión, y aportando en el ensanchamiento de las quebradas. La influencia directa de las flexuras Soga, Aroma, Calacala, otras flexuras menores y del Anticlinal de Guasquiña sobre la calidad geotécnica de la roca in situ, si bien existe, se considera de carácter local, y se descarta como un factor condicionante en la generación de las remociones en masa de la zona de estudio. Se avala la hipótesis de la sismicidad cortical como gatillante de las remociones, con Mw > 6,3 para slumps, Ms > 6,5 para avalanchas de roca. Considerando un rango de PGA entre 0,6 g y 1,2 g para generar las remociones, se propone que tal input sísmico pudo haber sido suministrado por cualquiera de las fallas asociadas a las flexuras, aunque con mayor probabilidad por las de Aroma y Calacala. De estas fallas, cada una por sí sola pudo haber desencadenado la totalidad de las remociones, destacándose la posibilidad de una contribución de ambas. Los sismos corticales no generarían remociones como las de la zona de estudio más allá de ~ 20 km de distancia epicentral.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / Geólogo / El proceso de construcción de los Andes Centrales, en cuanto a la temporalidad, estilo de deformación y contribución de la deformación pre-neógena, aún es tema de debate. La quebrada de Tarapacá, ubicada en la Precordillera de la Región de Tarapacá, es un lugar idóneo para estudiar lo anterior debido al afloramiento de secuencias mesozoicas y cenozoicas que dan cuenta de la coexistencia de una deformación joven, con la que se podría explicar el alzamiento de la cordillera, con un acortamiento no menor ocurrido previo al Neógeno. Numerosos estudios han abordado el aporte de la deformación neógena a la construcción del orógeno en esta latitud, sin embargo, no existe un modelo estructural mediante el cual se haya cuantificado el acortamiento tectónico acomodado desde el establecimiento de las condiciones contraccionales ni su aporte a la construcción de los Andes en esta región. El presente trabajo tiene como objetivo principal determinar y describir los eventos de deformación que han ocurrido desde el Mesozoico en la Precordillera de la Región de Tarapacá y, con ello, determinar la contribución de los periodos compresivos a la construcción orogénica de los Andes altiplánicos en la región. Para ello, será necesario construir un modelo estructural balanceado y estimar el acortamiento tectónico. Se definieron tres dominios estructurales, de orientación aproximadamente norte-sur, en los que se identificó una migración continua de la deformación hacia el este, desde el Cretácico Superior hasta el Eoceno, y, a partir del Neógeno, una propagación de ésta hacia el oeste. Se reconoce un primer periodo extensional, en el Jurásico Superior, seguido por un gap temporal hasta el Cretácico Superior, expresado en un contacto angularmente discordante entre las unidades de dichos periodos. Esta discordancia estaría asociada a deformación producto de la Fase Peruana, evento que prevalecería durante el depósito de las unidades del Cretácico Superior. Durante este periodo, además, se desarrollaron depósitos lacustres asociados a un régimen extensional local, el que pudo ser debido a un colapso post-orogénico luego de una de las etapas de deformación de la Fase Peruana, o a extensión en un antepaís proximal. Las condiciones contraccionales se establecerían, finalmente, en el Maastrichtiano con el depósito de las secuencias del techo de la Formación Cerro Empexa. La discordancia angular entre estas unidades y la Formación Icanche, del Eoceno Superior, marca un nuevo gap depositacional. El Paleoceno, de hecho, habría sido un periodo de inactividad magmática durante el cual la deformación continuó migrando hacia el este. Las rocas del Eoceno Medio-Superior, por su parte, dan cuenta de una tectónica contraccional durante su depósito. La deformación, que había sido dominantemente de vergencia este, se acomoda a partir del Neógeno a través de fallas profundas, de alto ángulo y vergencia oeste, generando flexuras y depósitos sintectónicos. Entre el Cretácico Superior y el Neógeno ocurrieron ~12 km de acortamiento (19%), aun cuando dicha deformación fue principalmente acomodada entre el Cretácico Superior y el Eoceno.

Geólogo / La cuenca Pampa del Tamarugal, ubicada en la Depresión Central, entre los 20°20 -20°50 S, posee un relleno que se configura en superficie como un extenso pediplano interrumpido por cerros islas alineados en donde el substrato pre-oligoceno aflora. La cuenca ha sido rellenada con material sedimentario-volcánico desde el Oligoceno, cubriendo la ocurrencia de altos del substrato, los cuales, local y espacialmente, se encuentran asociados a pórfidos cupríferos del Cretácico Superior y de la franja Paleocena-Eocena. Debido a lo anterior, la determinación del espesor de la cobertura post-mineral por sobre el substrato pre-oligoceno resulta de gran importancia para la exploración minera. El espesor de la cobertura oligocena-holocena en la zona de estudio fue interpolado, anteriormente, en base a la interpretación y conversión a profundidad teórica de perfiles sísmicos. Sin embargo, la baja densidad de puntos, y la falta de puntos de control del substrato en superficie, no permitieron definir claramente el espesor del relleno en la cuenca y localizar altos del substrato. En este trabajo, se reinterpretaron, y convirtieron a profundidad usando un modelo empírico de velocidades, seis perfiles sísmicos de la Empresa Nacional del Petróleo (ENAP), y luego se interpolaron en conjunto a la actual información catastrada del Servicio Nacional de Geología y Minería (SNGM) de la zona de estudio. Posteriormente, se generó un nuevo mapa isópaco de la cobertura, un modelo tridimensional de la superficie del substrato y, finalmente, integrando la distribución de la cobertura interpolada entre los 20°45 -21°30 S, se construyó un modelo ampliado de la cuenca Pampa del Tamarugal. En el mapa isópaco de la cobertura, y en la superficie tridimensional del substrato, se reconocieron tres depresiones, o sub-cuencas, llamadas A, B y C. Las tres sub-cuencas están delimitadas por altos de substrato con orientaciones NNE-SSO, E-O y NNO-SSE. Los altos de substrato se asociaron en sub-superficie a dos fallas inversas de alto ángulo: la falla Challacollo controló el relleno de la sub-cuenca A y C; mientras que la falla Longacho lo hizo, además, con la geometría de la sub-cuenca B. Estas fallas estuvieron activas principalmente durante el Oligoceno Superior-Mioceno Inferior y hasta al menos el Mioceno Medio en el sur, mientras que al norte se observó escasa deformación asociada a esta edad, lo cual sugiere que la sedimentación ocurrió bajo un mayor control climático que estructural. Se lograron reconocer al menos tres áreas favorables para la exploración en sub-superficie ubicadas, al sur del Cerro Longacho, al este de la quebrada Chacarillas, y en el cordón de cerros islas Challacollo-Antena. Las principales fuentes de errores analizadas, y asociadas a la metodología, corresponden al error de interpretación, ajuste topográfico y del modelo de velocidades.