Universidad Andrés Bello Facultad de Ingeniería Geología
ESTUDIO DE ROCAS CRETÁCICAS APARENTEMENTE PEPERÍTICAS EN CERCANÍAS DE PUERTO INGENIERO IBÁÑEZ (~46°17’S), REGIÓN DE AYSÉN, CHILE
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGA
CONSTANZA INÉS ARRAÑO VARGAS
Profesor guía: Manuel Suárez Dittus
Miembros de la comisión: Jean-Baptiste Gressier Carlos Ramírez Ramírez
Santiago de Chile 2018
Estudio de rocas Cretácicas aparentemente peperíticas en cercanías de Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17’S), Región de Aysén, Chile
Peperita es un término textural comúnmente utilizado para describir rocas clásticas que comprenden componentes ígneos y sedimentarios, formadas por procesos de fragmentación magmática y mezcla con sedimentos no consolidados, típicamente húmedos. Rocas con texturas peperíticas han sido descritas por diversos autores hasta el día de hoy, sin embargo se han observado características que no se consideran dentro del término.
El presente trabajo expone un estudio tanto microscópico como macroscópico de un afloramiento compuesto por lutitas negras Cretácicas que han sido intruídas por un cuerpo magmático diorítico hipabisal, que presenta texturas peperíticas. Las lutitas pertenecientes a la Formación Katterfeld (Valanginiano-Hauteriviano), se encuentran en los alrededores de Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17‘S).
En el afloramiento bajo estudio se hallaron estructuras que evidencian un estado consolidado previo a la intrusión. A su vez, se realizó una datación radiométrica en circones del cuerpo intrusivo, que resulta en una diferencia de 50 Ma con la roca de caja, lo que indicaría la generación de texturas peperíticas en roca consolidada. Los procesos de mezcla y fragmentación magmática que originan a una peperita se evidencian en el afloramiento mediante los clastos juveniles inmersos en la roca de caja. Además, se interpreta que la mezcla de ambos componentes fue promovida por fluidos hidromagmáticos transportados durante el emplazamiento de la intrusión, los cuales a su vez generaron una brechización en las lutitas correspondientes a la roca de caja.
Dado lo anterior, en este trabajo se propone una modificación a la definición del término peperita. Se sugiere que se utilice para referirse a rocas formadas por una unidad magmática que se ha fragmentado in situ con una unidad sedimentaria, independiente de su estado de consolidación, evidenciando una interacción dinámica entre ambos componentes.
En base a la definición propuesta, se concluye la existencia de dos tipos de peperitas: las ―tipo S‖, en donde el cuerpo ígneo asociado interactúa con sedimento húmedo o seco; y ―tipo L‖, para referirse a aquellas emplazadas en rocas litificadas. Esta definición permitiría comprender de mejor forma el origen de estas rocas.
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Study of apparently peperitic Cretaceous rocks near Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17'S), Aysén Region, Chile
Peperite is a textural term commonly used to describe clastic rocks that contain igneous and sedimentary components. These are formed by processes of magmatic fragmentation and mingling with unconsolidated, typically wet sediments. Several studies have described rocks with peperitic textures. Nevertheless, research has failed to englobe the described characteristics into the term.
In this thesis an outcrop composed of Cretaceous black shales has been studied at a microscopic and macroscopic level. The shales have been intruded by a hypabyssal dioritic magmatic body, which presents peperitic textures. The shales belonging to the Katterfeld Formation (Valanginian-Hauterivian) are located near Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17'S).
Structures with a consolidated state prior the intrusion were found in the outcrop under study. Moreover, a radiometric dating was made in zircons of the intrusive body. As a result, a difference of 50 Ma with the host rock was found, which would indicate the generation of peperitic textures in consolidated rock. The mingling and magmatic fragmentation processes that form a peperite are evidenced in the outcrop by juvenile clasts immersed in the host rock. Furthermore, it is interpreted that the mixture of both components was promoted by hydromagmatic fluids transported during the emplacement of the intrusion. This intrusion generates a breccia in the host rock.
Based on the above, this work proposes to modify the term peperite. It is suggested to use the term when referring to rocks formed by a magmatic unit that has been fragmented in situ with a sedimentary unit, independently of its state of consolidation, evidencing a dynamic interaction between both components.
Given the proposed definition, the existence of two types of peperites is concluded: type S, where the associated igneous body interacts with wet or dry sediment; and type L, to refer to those emplaced in lithified rocks. This definition allows for a better understanding on the origin of these rocks.
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AGRADECIMIENTOS
Gracias en primera instancia a mis padres, por el incondicional apoyo a lo largo de mi trayectoria como estudiante, por apoyarme en el cambio de Universidad y carrera, sin ellos nada de esto hubiera sido posible. También agradecerles por el amor entregado, y no me refiero únicamente al cariño recibido, si no al amor que le entregan a todo: a la naturaleza, al trabajo propio y al del resto, a las cosas simples de la vida y mucho más, gracias a eso soy lo que soy hoy en día. Agradecerles a mis hermanos, al Feli por ser siempre un ejemplo a seguir, estoy orgullosísima de él y de todos sus logros. Eres seco y me inspiras a seguir mis sueños! A la Sofi por ser una chicoca que irradia energía, que a pesar de que me saca canas verdes cuando estudio, me alegra la vida (y gracias por escuchar millones de veces mi defensa final!!!).
Al proyecto FIC Aysén 40000501 por financiar el presente estudio, sobre todo a los profesores Manuel y Jean-Baptiste por depositar su confianza en mí para formar parte de la investigación. A los que conformaron el grupo de terreno: Mati, Gabo, Cami y al profe Herne por brindarnos ayuda durante la campaña, una experiencia inolvidable.
A todos los profes que me han enseñado, acompañado y ayudado a lo largo de mis 5 años de carrera, especialmente a Reynaldo Charrier, Pancho Hervé y Francisco Fuentes, se les nota cuanto les gusta lo que hacen, y eso se agradece muchísimo.
Como no agradecer también a los compañeros de tan linda carrera, por los terrenos vividos, las cervezas y vinos compartidos. Además de las grandes amistades aquí formadas, para qué nombrarlos si ellos ya lo saben.
A mis amigas incondicionales de toda la vida (Maki, Chiu, Cami, Coni, Klauditz) por dejar de invitarme a carretear y así hacer más fácil mi estudio JAJAJ. Las amo afírmense que vuelvo con todo! En especial a la Makito por ser mi asesora en la edición de imágenes.
Finalmente agradecer a mi watontin por bancarme, aguantarme y quererme a pesar de ser una maña con patas durante todo este último año de carrera (espero que solo haya sido este año jijiji).
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ÍNDICE DE CONTENIDOS
ÍNDICE DE FIGURAS ...... VII
I. INTRODUCCIÓN ...... 1
I.1 Presentación ...... 1
I.2 Problemática ...... 3
I.3 Objetivos ...... 4 I.3.1 Objetivos Generales ...... 4 I.3.2 Objetivos Específicos ...... 4
I.4 Metodología ...... 4 I.4.1 Trabajo Pre-Terreno ...... 5 I.4.2 Trabajo de Terreno ...... 5 I.4.3 Trabajo Post-Terreno o de Gabinete ...... 8
I.5 Ubicación y Vías de Acceso ...... 9
II. MARCO GEOLÓGICO ...... 11
II.1 Evolución Tectónica ...... 11
II.2 Estratigrafía Local ...... 13 II.2.1 Complejo Metamórfico ...... 14 II.2.2 Unidades Estratificadas ...... 14 II.2.3 Unidades Intrusivas ...... 20 II.2.4 Depósitos Cuaternarios ...... 23
III. MARCO TEÓRICO ...... 25
III.1 Etimología del término ―Peperita‖ ...... 25
iv
III.2 Ambientes Relacionados ...... 27
III.3 Características de las Peperitas ...... 27
III.4 Clasificación y Descripción de sus Componentes ...... 29 III.4.1 Peperitas de Bloque ...... 30 III.4.2 Peperitas Globulares ...... 31 III.4.3 Peperitas Mixtas ...... 31 III.4.4 Otras Ocurrencias...... 33 III.4.5 Sedimento Huésped ...... 33
III.5 Procesos Involucrados en la Formación de Peperitas ...... 35 III.5.1 Fragmentación del Magma ...... 36 III.5.2 Fluidización del Sedimento ...... 41
III.6 Identificación de las Peperitas ...... 44
IV. RESULTADOS ...... 47
IV.1 Aspectos Generales ...... 47
IV.2 Descripción del Afloramiento ...... 51 IV.2.1 Descripción del Contacto Inferior ...... 55 IV.2.2 Descripción del Contacto Superior ...... 59 IV.2.3 Descripción del Contacto Lateral ...... 61
IV.3 Dataciones ...... 63
IV.4 Interpretación ...... 64
IV.5 Peperita Los Molles ...... 65 IV.5.1 Ubicación y Vías de Acceso ...... 65 IV.5.2 Aspectos Generales ...... 66 IV.5.3 Descripción General del Afloramiento ...... 68 IV.5.4 Evidencias de Peperita ...... 71
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IV.5.5 Interpretación ...... 74
V. DISCUSIÓN ...... 75
V.1 Definición ...... 75 V.1.1 Sentido Descriptivo ...... 75 V.1.2 Sentido Genético ...... 76 V.1.3 ―Peperita Modelo‖, Los Molles ...... 78
V.2 Brechización de la Roca de Caja, Puerto Ingeniero Ibáñez ...... 78
V.3 Clasificación del Afloramiento, Puerto Ingeniero Ibáñez ...... 78
V.4 Identificación de Peperita...... 80
VI. CONCLUSIÓN ...... 83
Trabajos Futuros ...... 84
VII. REFERENCIAS ...... 85
ANEXO I: DISTINCIÓN DE PEPERITAS CON OTROS TIPOS DE ROCA ...... 106
vi
ÍNDICE DE FIGURAS
FIGURA 1. 1 MAPA ESQUEMÁTICO DE LA PLACA SUDAMERICANA Y LAS PLACAS
OCEÁNICAS DEL PACÍFICO, MOSTRANDO LOS CUATRO SEGMENTOS VOLCÁNICOS
ACTIVOS DE LOS ANDES (TOMADO DE STERN, 2004)...... 3
FIGURA 1. 2 UBICACIÓN DE LA ZONA DE ESTUDIO EN DONDE SE MUESTRAN LAS
PRINCIPALES LOCALIDADES CERCANAS. A: MAPA DE LA CUENCA AUSTRAL
(MODIFICADO DE DEMANT ET AL., 2010). B: MAPA DE UBICACIÓN DEL ESTERO
LECHOSO EN EL MARGEN NORTE DEL LAGO GENERAL CARRERA, CHILE
(MODIFICADO DE AGUIRRE ET AL., 2007). EN ASTERISCO ROJO SE OBSERVA EL
ÁREA DE ESTUDIO...... 9
FIGURA 2. 1 ETAPAS SIMPLIFICADAS DE LA EVOLUCIÓN GEOLÓGICA EN PATAGONIA,
SUCESIÓN ESTRATIGRÁFICA DE LA REGIÓN DE AYSÉN (MODIFICADO DE CHARRIER
ET AL., 2007; BASADO EN DIVERSOS AUTORES, VER TEXTO)...... 13
FIGURA 2. 2 ESTRATIGRAFÍA GENERALIZADA DEL JURÁSICO-CRETÁCICO AL ESTE DE LA
CORDILLERA PATAGÓNICA CENTRAL, CHILE (TOMADA DE SUÁREZ ET AL., 2009). .... 17
FIGURA 2. 3 MAPA GEOLÓGICO DE LOS ALREDEDORES DE PUERTO INGENIERO IBÁÑEZ.
EN ROJO SE ENMARCA EL ÁREA DE ESTUDIO INDICANDO LAS PRINCIPALES
UNIDADES DESCRITAS (MODIFICADO DE QUIROZ Y BRUCE 2010)...... 24
FIGURA 3. 1 CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LOS DOMINIOS DE PEPERITAS
(MODIFICADO DE SKILLING ET AL., 2002)...... 29
FIGURA 3. 2 MORFOLOGÍA DE LOS CLASTOS JUVENILES (MODIFICADO DE SKILLING ET
AL., 2002)...... 32
vii
FIGURA 3. 3 EVIDENCIA DE LA NATURALEZA NO CONSOLIDADA DEL SEDIMENTO
HUÉSPED (MODIFICADO DE SKILLING ET AL., 2002)...... 35
FIGURA 3. 4 GENERACIÓN DE CLASTOS JUVENILES (MODIFICADO DE SKILLING ET AL., 2002)...... 40
FIGURA 3. 5 MEZCLA DE CLASTOS JUVENILES Y SEDIMENTO HUÉSPED (MODIFICADO DE
SKILLING ET AL., 2002)...... 43
FIGURA 3. 6 ESQUEMAS IDEALIZADOS DE LAS CARACTERÍSTICAS DISTINTIVAS DE
PEPERITAS. LAS CRUCES REPRESENTAN UN CUERPO INTRUSIVO O UN FLUJO DE
LAVA CRISTALIZADA, LA FALTA DE CRUCES INDICA ENFRIAMIENTO. A) CONTACTO
ENTRE UN DIQUE CON PEPERITA GLOBULAR Y SEDIMENTOS, ALTAMENTE
DISCORDANTE A LA ESTRATIFICACIÓN. B) DESTRUCCIÓN COMPLETA DE LAS
ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS EN EL MARGEN DE UNA PEPERITA CON TEXTURA DE
BLOQUES. LOS CLASTOS DE BLOQUE MUESTRAN CONTACTO GRADACIONAL CON EL
CUERPO INTRUSIVO PRINCIPAL. C) INCLUSIONES DE SEDIMENTOS ATRAPADOS EN EL
INTERIOR DE LA INTRUSIÓN. D) CONTACTO DE ENFRIAMIENTO DE INTRUSIONES
PEPERÍTICAS CON UN DIQUE SEDIMENTARIO EN BLOQUE. E) SEDIMENTOS
ENDURECIDOS O ALTERADOS EN LA ZONA PEPERÍTICA MOSTRADOS POR LÍNEAS
ONDULADAS. F) PEPERITA DE CLASTO MIXTO (DE BLOQUE Y GLOBULAR) (TOMADO
DE DOWNEY, 2017)...... 46
FIGURA 4. 1 UBICACIÓN DEL AFLORAMIENTO EN ESTUDIO. SE OBSERVA LA
ORIENTACIÓN NE-SW DEL ARROYO AGUAS SALVADORAS (LÍNEA AMARILLA).LOS
AFLORAMIENTOS PEPERÍTICOS SE ENCUENTRAN INDICADOS EN ROJO, LA ESTRELLA
MARCA EL AFLORAMIENTO PRINCIPAL DE ESTUDIO Y EL CÍRCULO EL AFLORAMIENTO
UBICADO EN LA ZONA SUPERIOR DE LA QUEBRADA. MODIFICADA DE GOOGLE
EARTH...... 49
viii
FIGURA 4. 2 SIMBOLOGÍA EMPLEADA PARA LA CONSTRUCCIÓN DE LA COLUMNA
ESTRATIGRÁFICA DEL ÁREA DE ESTUDIO EXPUESTA EN LA PÁGINA SIGUIENTE...... 49
FIGURA 4. 3 IMAGEN COMPUESTA. A LA IZQUIERDA SE APRECIA LA COLUMNA
ESTRATIGRÁFICA TOTAL DEL ÁREA DE ESTUDIO. Y A LA DERECHA UNA COLUMNA
DETALLADA DE LA FORMACIÓN KATTERFELD, EN DONDE SE OBSERVAN DOS
CONTACTOS APARENTEMENTE PEPERÍTICOS SEPARADOS POR UNA SUCESIÓN
SEDIMENTARIA DE APROXIMADAMENTE 100 METROS DE ESPESOR. LEYENDAS Y
SIMBOLOGÍAS SE ENCUENTRAN EN LA PÁGINA ANTERIOR (ARRAÑO Y ORMAZÁBAL;
EN ORMAZÁBAL, 2018)...... 50
FIGURA 4. 4 MICROFOTOGRAFÍA DEL CUERPO INTRUSIVO. LA FOTOGRAFÍA DE LA
IZQUIERDA TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE LA DERECHA A NÍCOLES
CRUZADOS. SE MUESTRAN LOS FENOCRISTALES DE PLAGIOCLASAS Y ANFÍBOLAS
INMERSAS EN UNA MATRIZ MICROCRISTALINA CRECIDA COMPUESTA
PRINCIPALMENTE DE PLAGIOCLASAS Y EN MENOR PROPORCIÓN FELDESPATO. SE
PUEDEN OBSERVAR LOS FENOCRISTALES DE PLAGIOCLASAS AGRUPADAS EN
CÚMULOS GENERANDO UNA TEXTURA GLOMEROPORFÍRICA...... 51
FIGURA 4. 5 CUERPO INTRUSIVO HIPABISAL DE COMPOSICIÓN MICRODIORÍTICA QUE
PRESENTA DISYUNCIÓN COLUMNAR (LÍNEAS ROJAS). EN A SE OBSERVA UNA
DISPOSICIÓN RADIAL EN LAS COLUMNAS, CON DIACLASAS PERPENDICULARES AL
CONTACTO, INDICANDO EL BORDE O SUPERFICIE DE ENFRIAMIENTO MARCADO EN LA
FOTO (LÍNEA AMARILLA), EN EL CONTACTO SW DEL AFLORAMIENTO PRINCIPAL DE
ESTUDIO. EN B SE MUESTRA LA DISYUNCIÓN COLUMNAR DEL INTRUSIVO PRESENTE
EN EL SEGUNDO AFLORAMIENTO APARENTEMENTE PEPERÍTICO AL NE DE LA
QUEBRADA. LA FLECHA DE COLOR CELESTE INDICA LA CAÍDA DE AGUA...... 53
ix
FIGURA 4. 6 ESQUEMA DEL AFLORAMIENTO EN ESTUDIO. LOS NÚMEROS INDICAN LAS
DIFERENTES ZONAS A LO LARGO DEL CONTACTO ENTRE LA ROCA DE CAJA (LT) Y EL
CUERPO INTRUSIVO (IX), QUE SERÁN ESTUDIADAS DE MANERA INDEPENDIENTE: 1)
CONTACTO ―INFERIOR‖. 2) CONTACTO ―SUPERIOR‖. 3) CONTACTO ―LATERAL‖. A:
DISYUNCIÓN COLUMNAR DEL INTRUSIVO. B: FOLIACIÓN TECTÓNICA DE LA ROCA DE
CAJA. C: BRECHIZACIÓN DEL INTRUSIVO. D: FRAGMENTOS DE LUTITA FOLIADOS
INMERSOS EN EL INTRUSIVO. E: CLASTO JUVENIL CON INCLUSIONES DE LUTITA EN
SU INTERIOR. F: BRECHIZACIÓN DE LA ROCA DE CAJA. G: CLASTOS JUVENILES
INMERSOS EN LA ROCA DE CAJA. H: AUMENTO DE LA ZONA DEL CONTACTO
INFERIOR, MOSTRANDO LA DISMINUCIÓN GRANULOMÉTRICA DE LOS CRISTALES DE
PLAGIOCLASAS DEL INTRUSIVO. ELABORACIÓN PROPIA...... 54
FIGURA 4. 7 INCLUSIONES DE LUTITA PREVIAMENTE FOLIADAS EN EL CUERPO INTRUSIVO
OBSERVADAS EN LA ZONA DEL CONTACTO INFERIOR. A: FOTOGRAFÍA SIN
MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, LAS LÍNEAS ROCAS DISCONTINUAS
REPRESENTAN LA FOLIACIÓN PRESENTE EN LAS INCLUSIONES DE LUTITA...... 56
FIGURA 4. 8 BRECHIZACIÓN DEL CUERPO INTRUSIVO OBSERVADO EN LA ZONA DEL
CONTACTO INFERIOR, EL MATERIAL DE RELLENO SE OBSERVA DE COLOR GRIS. A:
FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, LAS LÍNEAS ROJAS
DISCONTINUAS ENMARCAN LA ZONA DE BRECHIZACIÓN...... 57
FIGURA 4. 9 MICROFOTOGRAFÍA DEL CONTACTO INFERIOR DEL AFLORAMIENTO DE
ESTUDIO. LA FOTOGRAFÍA DE LA IZQUIERDA TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE
LA DERECHA A NÍCOLES CRUZADOS. SE OBSERVAN LOS 3 COMPONENTES
INVOLUCRADOS EN EL CONTACTO; LA LUTITA BRECHIZADA (LT), LA MICRODIORITA DE
ANFÍBOLA (IX) Y EL MATERIAL DE RELLENO ENTRE AMBOS CUERPOS (MR)
COMPUESTO PRINCIPALMENTE POR MICROLITOS DE PLAGIOCLASAS...... 58
x
FIGURA 4. 10 MICROFOTOGRAFÍA DE LA LUTITA PRESENTE EN LA ZONA DEL CONTACTO
INFERIOR DEL AFLORAMIENTO DE ESTUDIO. LA FOTOGRAFÍA DE LA IZQUIERDA
TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE LA DERECHA A NÍCOLES CRUZADOS. SE
OBSERVA LA BRECHIZACIÓN DE LA LUTITA GENERANDO LAS TEXTURAS TIPO PUZLE
(―JIGSAW-FIT‖)...... 58
FIGURA 4. 11 IMAGEN COMPUESTA DEL CONTACTO SUPERIOR DEL AFLORAMIENTO DE
ESTUDIO. A: MUESTRA EL CONTACTO SUPERIOR DESDE EL CONTACTO LATERAL. B:
FOTO AUMENTADA DEL SECTOR 4.11 A ENMARCADO EN COLOR AMARILLO. SE
PUEDE OBSERVAR LO IRREGULAR DE LAS INCLUSIONES ÍGNEAS, CON BORDES
CÓNCAVOS Y TERMINACIONES EN PUNTA COMO ALFILER, ADEMÁS SE OBSERVA LA
BRECHIZACIÓN PRESENTE EN LA LUTITA...... 60
FIGURA 4. 12 MICROFOTOGRAFÍA DE LA BRECHA DE LUTITA (LT) UBICADA EN EL
CONTACTO SUPERIOR DEL AFLORAMIENTO DE ESTUDIO. LA FOTOGRAFÍA DE LA
IZQUIERDA TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE LA DERECHA A NÍCOLES
CRUZADOS. SE PUEDE OBSERVAR COMO LA ESMECTITA (SM) SE ENCUENTRA
RELLENANDO LOS ESPACIOS GENERADOS ENTRE LOS CLASTOS DE LA LUTITA...... 60
FIGURA 4. 13 GLÓBULO IRREGULAR DEL CUERPO MAGMÁTICO INMERSO EN LA ROCA DE
CAJA, UBICADO EN LA ZONA DEL CONTACTO LATERAL DEL AFLORAMIENTO DE
ESTUDIO. A: FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, LA
LÍNEA AMARILLA DISCONTINUA ENCIERRA LA INCLUSIÓN MAGMÁTICA...... 61
FIGURA 4. 14 INCLUSIÓN MAGMÁTICA EN LA ROCA DE CAJA QUE A SU VEZ PRESENTA
SEGUNDAS INCLUSIONES DE LUTITA EN SU INTERIOR, OBSERVADA EN LA ZONA DEL
CONTACTO LATERAL DEL AFLORAMIENTO DE ESTUDIO. A: FOTOGRAFÍA SIN
MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, LA LÍNEA AMARILLA DISCONTINUA
ENCIERRA LA INCLUSIÓN MAGMÁTICA...... 62
xi
FIGURA 4. 15 CONTACTO SINUOSO ENTRE LA ROCA DE CAJA Y EL CUERPO MAGMÁTICO,
ADEMÁS SE OBSERVA LA BRECHIZACIÓN DE LA LUTITA UBICADA EN LA ZONA DEL
CONTACTO LATERAL. A: FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA
MODIFICADA, CONTACTO INDICADO CON LÍNEA AMARILLA DISCONTINUA...... 62
FIGURA 4. 16 MICROFOTOGRAFÍA DE LA BRECHIZACIÓN PRESENTE EN UNA INCLUSIÓN
DE LUTITA INMERSA EN EL CUERPO MAGMÁTICO PRESENTE EN LA ZONA DEL
CONTACTO LATERAL DEL AFLORAMIENTO DE ESTUDIO. LA FOTOGRAFÍA DE LA
IZQUIERDA TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE LA DERECHA A NÍCOLES
CRUZADOS. SE OBSERVAN LOS FRAGMENTOS DE LUTITA BRECHIZADOS INMERSOS
EN UNA MATRIZ DE CALCITA, ESMECTITA, PREHNITA, CUARZO Y ALBITA...... 63
FIGURA 4. 17 UBICACIÓN DE LA ―PEPERITA LOS MOLLES‖ (GLOBO CELESTE), UBICADA
EN EL BIOPARQUE PUQUÉN (GLOBO ROJO), LOS MOLLES. EL SENDERO COSTA SE
ENCUENTRA SEÑALADO DE COLOR ROSADO DESDE LA ENTRADA DEL PARQUE HASTA
EL AFLORAMIENTO ―PEPERITA LOS MOLLES‖...... 66
FIGURA 4. 18 AFLORAMIENTO EN ESTUDIO EJEMPLAR DE PEPERITA, DENOMINADA PARA
ESTE TRABAJO COMO ―PEPERITA LOS MOLLES‖, UBICADA EN EL BIOPARQUE
PUQUÉN, LOS MOLLES. SE OBSERVA CON LÍNEAS DISCONTINUAS DE COLOR ROJO
EL CONTACTO ENTRE EL CUERPO INTRUSIVO (IX) Y LA ROCA DE CAJA (RC), ADEMÁS
SE OBSERVA COMO EL CUERPO INTRUSIVO SE PRESENTA EN FORMA DE DIQUES EN
CIERTOS SECTORES. LAS LÍNEAS DISCONTINUAS DE COLOR VERDE REPRESENTAN LA
ESTRATIFICACIÓN ORIGINAL (SO) DE LA ROCA DE CAJA...... 67
xii
FIGURA 4. 19 GRADACIÓN DESDE EL CUERPO MAGMÁTICO HOMOGÉNEO (IX) A BRECHAS
CON CLASTOS JUVENILES EN LAS CERCANÍAS DEL CONTACTO (LÍNEA CONTINUA DE
COLOR AMARILLO) CON LA LUTITA (LT). LA FLECHA INDICA EL SENTIDO DE DICHA
GRADACIÓN. SE PUEDE OBSERVAR UNA VARIACIÓN EN LA TEXTURA DE LA ROCA
HUÉSPED, DESDE UNA TEXTURA ENDURECIDA Y HOMOGÉNEA EN LA ZONA DE
BRECHA (ENTRE LA LÍNEA CONTINUA Y LA DISCONTINUA DE COLOR AMARRILLO), EN
CONTRASTE CON LA ESTRATIFICADA ORIGINAL (SO) PRESENTE EN LAS ZONAS MÁS
DISTALES DEL CONTACTO. A: FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA
MODIFICADA, MOSTRANDO LOS DIFERENTES ELEMENTOS ANTES MENCIONADOS...... 69
FIGURA 4. 20 GRADACIÓN DESDE EL CUERPO MAGMÁTICO HOMOGÉNEO (IX) A BRECHAS
CON CLASTOS JUVENILES EN LAS CERCANÍAS DEL CONTACTO (LÍNEA CONTINUA DE
COLOR AMARILLO) CON LA LUTITA (LT). LA FLECHA INDICA EL SENTIDO DE DICHA
GRADACIÓN. SE PUEDE OBSERVAR COMO LA BRECHA Y LOS CLASTOS JUVENILES
SIGUEN DE FORMA PARALELA AL CONTACTO ENTRE EL CUERPO MAGMÁTICO Y LA
ROCA DE CAJA (LÍNEA DISCONTINUA DE COLOR AMARILLO). A: FOTOGRAFÍA SIN
MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, MOSTRANDO LOS DIFERENTES
ELEMENTOS ANTES MENCIONADOS...... 70
xiii
FIGURA 4. 21 CONTACTO (LÍNEA DE COLOR AMARILLO) ENTRE EL CUERPO INTRUSIVO
(IX) Y LA LUTITA (LT), SE OBSERVA UNA INCLUSIÓN DE LA ROCA DE CAJA
(ENCERRADA DE COLOR AZUL) QUE ADEMÁS PRESENTA VARIOS CLASTOS JUVENILES
PROVENIENTES DEL CUERPO MAGMÁTICO ASOCIADO. LOS NÚMERO 1 Y 2
SEPARADOS POR LA LÍNEA DISCONTINUA DE COLOR AMARILLO INDICAN ZONAS CON
DISTINTO COMPORTAMIENTO: EL SECTOR 1 PRESENTA CLASTOS JUVENILES
INMERSOS EN LA ROCA DE CAJA EVIDENCIANDO EL TRANSPORTE Y LA FLUIDIZACIÓN
DEL SEDIMENTO HUÉSPED MEDIANTE LA DESTRUCCIÓN DE LA ESTRATIFICACIÓN
ORIGINAL DE LA ROCA DE CAJA (SO); MIENTRAS QUE EN EL SECTOR 2 SE OBSERVA
LA ESTRATIFICACIÓN ORIGINAL INDICADA CON LÍNEAS DISCONTINUAS DE COLOR
VERDE, SIN LA PRESENCIA DE CLASTOS JUVENILES INMERSOS EN LA ROCA DE CAJA.
A: FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, MOSTRANDO
LOS DIFERENTES ELEMENTOS ANTES MENCIONADOS...... 72
FIGURA 4. 22 DIQUES SEDIMENTARIOS DE 4 A 20 CM DE ANCHO APROXIMADAMENTE
QUE CORTAN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS PRESENTES EN EL AFLORAMIENTO DE
ESTUDIO PEPERITA LOS MOLLES. EN B SE PUEDE OBSERVAR LA TEXTURA DE
BLOQUE TÍPICA DE PUZLE (―JIGSAW-FIT‖)...... 73
FIGURA 4. 23 FOTO AUMENTADA DE LA FIGURA 4.22 B, EN DONDE SE OBSERVA UN
DIQUE SEDIMENTARIO CON FRAGMENTOS DEL INTRUSIVO PRESENTANDO LA
TEXTURA DE BLOQUE TÍPICA DE PUZLE (―JIGSAW-FIT‖)...... 73
FIGURA 5. 1 MODELO DE MAPA CONCEPTUAL CON EL FIN DE LOGRAR UNA CORRECTA
IDENTIFICACIÓN DE UNA PEPERITA EN TERRENO. ADEMÁS SE INCLUYEN ROCAS CON
APARIENCIAS SEMEJANTES, INDICANDO LAS CARACTERÍSTICAS DISTINTIVAS DE
ESTAS PARA SU CORRECTA IDENTIFICACIÓN. EXISTEN DIFERENTES CATEGORÍAS
DENTRO DE LAS BRECHAS VOLCÁNICAS, POR LO QUE SE RECOMIENDA REVISAR
FISHER (1960) PARA UNA MEJOR IDENTIFICACIÓN DE ESTE TIPO DE BRECHAS...... 82
xiv
I. INTRODUCCIÓN
I.1 Presentación
Chile se ubica en el margen occidental de Sudamérica, margen convergente que se caracteriza por el desarrollo de la cadena Andina y a su vez por los intensos terremotos e impresionantes erupciones volcánicas que se generan a lo largo de esta. El magmatismo de los Andes chilenos ha tenido lugar desde aproximadamente 300 Ma, presentando diversas características debido a las variaciones en las condiciones de subducción a lo largo de la historia geológica. Hoy en día, se pueden diferenciar cuatro zonas volcánicas activas que recorren la Cordillera de los Andes de norte a sur: la Zona Volcánica Norte, Central, Sur y Austral (Figura 1.1). No obstante, el magmatismo no solo se observa en los volcanes, sino que también se evidencia en las diversas rocas intrusivas emplazadas, de hecho estas rocas son las que dominan notoriamente el volumen de la corteza terrestre. Un claro ejemplo es el denominado Batolito Patagónico ubicado en el sur de Chile, uno de los más grandes batolitos del mundo asociado a subducción, extendiéndose por más de 1300 km.
Por otro lado, las diversas rocas expuestas en la corteza sufren un proceso continuo de meteorización y erosión generando múltiples sedimentos que posteriormente se transportan y depositan lentamente en diversas cuencas a lo largo de nuestro país. La Cordillera de los Andes no es solo parte un paisaje maravilloso, si no que conforma una morfoestructura de importante altura desarrollada durante la Orogénesis Andina, la cual se considera una fuente importante de sedimentos debido a su gran tamaño y extensión, los múltiples procesos de meteorización y erosión que se generan producto de las condiciones climáticas y meteorológicas presentes y por su gran aporte de material volcano-sedimentario. Adicional a esto, en Chile también existe la
1 denominada erosión tectónica vinculada a la subducción, la cual produce un adelgazamiento de la placa superior y con esto un aporte de sedimentos. El Grupo Coyhaique ubicado en la región de Aysén, por ejemplo, representa los sedimentos marinos acumulados tras la transgresión marina de la Cuenca Austral (Figura 1.2) en la cordillera Patagónica central (43º-48ºS; Haller y Lapido, 1980), la cual se inició durante el Titoniano (De la Cruz et al., 1996; Suárez et al., 2009).
Dicho esto, nos encontramos con que Chile es un país que cumple con todas las características geológicas necesarias para la formación de afloramientos peperíticos, ya que éstas son comunes en secuencias relacionadas con el arco magmático y otras secuencias volcano-sedimentarias, en depósitos freatomagmáticos y en los contactos entre sedimentos e intrusiones, lavas y depósitos volcanoclásticos calientes en diversos ambientes (Skilling et al., 2001).
Este estudio se ha enfocado en el entendimiento de mecanismos de emplazamiento de magmas relacionados al volcanismo y plutonismo activo durante el Jurásico Superior-Cretácico, ubicados en la Cuenca de Aysén. Durante este periodo en la región vivieron varias especies de dinosaurios, como el reciente reconocido terópodo Chilesaurus diogosuarezi, siendo el primer dinosaurio del período Jurásico descubierto en Chile, además de otras tres especies de saurópodos.
2
I.2 Problemática
Durante las campañas de terreno realizadas bajo el proyecto FIC Aysén, se hallaron en 5 diferentes puntos de la Formación Katterfeld afloramientos aparentemente peperíticos. Dichos afloramientos abarcan más de 500 metros de columna estratigráfica y en algunos casos los cuerpos sedimentarios involucrados presentan foliación tectónica, surgiendo las siguientes interrogantes: ¿Puede ocurrir una peperita en sedimento litificado? ¿Cuáles son las condiciones para la formación de una peperita? ¿Los afloramientos encontrados son realmente peperitas?
Figura 1. 1 Mapa esquemático de la placa Sudamericana y las placas oceánicas del Pacífico, mostrando los cuatro segmentos volcánicos activos de los Andes (Tomado de Stern, 2004).
3
I.3 Objetivos
I.3.1 Objetivos Generales
Expuestas las diversas interrogantes y problemáticas se han determinado los siguientes objetivos:
1. Determinar detalladamente las diversas condiciones necesarias para la génesis de una peperita. 2. Caracterizar si los afloramientos encontrados en la Formación Katterfeld, son realmente peperíticos. 3. Proponer un modelo de génesis para el afloramiento principal de estudio. 4. Comparación con ―Peperita Modelo‖ ubicada en el BioParque Puquén, Los Molles.
I.3.2 Objetivos Específicos
Para llevar a cabalidad los objetivos generales detallados anteriormente se busca cumplir las siguientes metas particulares:
1. Recopilación de material bibliográfico en relación a los afloramientos de peperitas. 2. Determinar las diversas texturas presentes en los afloramientos peperíticos. 3. Identificación de afloramientos peperíticos.
I.4 Metodología
La investigación ha sido llevada a cabo gracias a la colaboración del proyecto FIC Aysén 40000501 titulado "Puesta de valor en Geología y conocimiento de dinosaurios" a cargo del Dr. Manuel Suárez Dittus, y co-guía el Dr. Jean Baptiste Gressier.
La metodología utilizada a lo largo del presente trabajo puede dividirse en tres etapas, los cuales se detallan a continuación: 4
I.4.1 Trabajo Pre-Terreno
En primera instancia, se realizó un trabajo de gabinete que consistió en la recopilación de antecedentes bibliográficos y mapas geológicos que permitieran establecer con claridad las unidades sensibles, adicionalmente se complementó con imágenes satelitales de Google Earth.
En la ciudad de Coyhaique, durante los días 18, 19 y 20 de Enero del 2018, se realizó la planificación y compras de los respectivos materiales, alimentos y bebestibles necesarios para la campaña de terreno de los próximos días. En cuanto a la movilización, se arrendó una camioneta que cumpliera con las condiciones necesarias para el transporte durante la expedición, adicional a esto, el profesor Manuel Suárez facilitó su camioneta que se encontraba cercana a la zona, para una mayor comodidad debido al número de personas que realizaríamos la campaña de terreno.
Finalmente, se procedió ir a la PDI para obtener la documentación de Salvoconducto, debido a que posiblemente pasaríamos hacia Argentina por el Paso Ingeniero Ibáñez-Pallavicini, el cual no está incorporado en el sistema informático institucional de la Policía de Investigaciones.
I.4.2 Trabajo de Terreno
Se realizó una campaña de terreno desde el 21 de Enero hasta el 6 de Febrero del presente año, la cual tuvo lugar al noreste de la localidad de Puerto Ingeniero Ibáñez, durante los días de campaña de terreno se trabajó en conjunto con Matías Ormazábal, debido a las dificultades del terreno.
La expedición estuvo a cargo del Dr. Manuel Suárez y el Dr. Jean Baptiste Gressier, adicionalmente se tuvo la colaboración de Camila Oportus y Gabriel Orellana, dos alumnos practicantes de Geología de la Universidad Andrés Bello, y la del geólogo Herne Etchart que nos apoyó durante algunos días.
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La campaña consistió principalmente en el muestreo, descripción, toma de datos estructurales e interpretación geológica de afloramientos de rocas sedimentarias e ígneas, llevando un registro detallado y exhaustivo en las libretas de terreno (tanto del muestreo como de la toma de datos), en conjunto con la realización de esquemas representativos y toma de fotografías complementarias.
Con finalidad de detallar a grandes rasgos las labores de terreno se presenta a continuación un resumen de la campaña:
. Día 1: Reconocimiento de la zona y levantamiento del campamento, en donde se escoge una ubicación estratégica cercana al lecho de un arroyo junto con la presencia de grandes árboles para una mayor protección del viento y el sol.
. Día 2: Reconocimiento, descripción y muestreo de afloramientos en las formaciones sedimentarias Katterfeld y Apeleg, realización de columna estratigráfica en Fm. Apeleg. Se descubre afloramiento de peperitas en Fm. Katterfeld.
. Día 3: Expedición por la quebrada del Estero Lechoso; descripción a mayor detalle del afloramiento de peperitas encontrado el día anterior, confección de perfil ladera oeste del estero, hallazgo de diferentes fósiles marinos en lutitas (amonites, bivalvos y restos de troncos fósiles), descripción de afloramiento de cuerpo ígneo columnar.
. Día 4: Expedición hacia el sector NW del campamento, toma de manteos aparentes de la Fm. Divisadero y techo de Fm. Apeleg, toma de datos estructurales de dique sedimentario hallado en secuencia volcanosedimentaria.
. Día 5: Descripción y toma de datos en mayor detalle en afloramientos fosilíferos y no fosilíferos de Fm. Katterfeld, realización de columna estratigráfica.
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. Día 6: Realización de columna estratigráfica en Fm. Apeleg.
. Día 7: Descripción de afloramientos en la Fm. Ibáñez, con el fin de completar y obtener datos de la base de las columnas estratigráficas realizadas los días anteriores.
. Día 8: Trabajo de gabinete en Puerto Ingeniero Ibáñez.
. Día 9: Expedición hacia Fm. Divisadero, hallazgo de otro afloramiento peperítico y posible diente fósil en Fm. Katterfeld.
. Día 10: Realización de columna estratigráfica en formaciones Katterfeld y Apeleg, descripción a mayor detalle en afloramientos pertenecientes a la Fm. Apeleg.
. Día 11: Expedición hacia Fm. Apeleg, hallazgo de afloramiento posiblemente peperítico.
. Día 12: Realización de columna estratigráfica en Fm. Katterfeld, hallazgo de Belemmnites fósiles.
. Día 13: Realización de columna estratigráfica a gran detalle en las formaciones Katterfeld y Apeleg, con el fin de hallar contactos.
. Día 14: Realización de columna estratigráfica en las formaciones Apeleg y Divisadero, con el fin de hallar contactos.
. Día 15: Expedición hacia Cerro Pirámide. Toma de gran cantidad de muestras de afloramiento peperítico del día 1.
. Día 16: Expedición hacia el Paso Ingeniero Ibáñez-Pallavicini. Toma de datos estructurales en falla y pliegues sinsedimentarios hallados en la Fm. Apeleg.
. Día 17: Se desarma el campamento. Realización de charla a la Familia Kunick sobre el trabajo realizado durante los días anteriores y regreso a la ciudad de Coyhaique.
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Durante los días 7 y 8 de Febrero se procedió en la ciudad de Coyhaique a la devolución de la camioneta arrendada, envío de muestras hacia la ciudad de Santiago mediante la empresa Transportes Zona Sur y realización de charla en el Museo Nacional de Aysén a cargo del Dr. Manuel Suárez. Finalmente el 9 de Febrero se regresó a la ciudad de Santiago.
Posteriormente se realizó una segunda campaña de terreno durante el día 26 de Abril del 2018 en la localidad de Los Molles, ubicada en la comuna de La Ligua, Provincia de Petorca, V Región de Valparaíso, Chile. Esta campaña consistió específicamente en la toma de la mayor cantidad de datos estratigráficos, sedimentológicos, petrográficos y estructurales, muestreo de las distintas unidades identificadas y capturas fotográficas del afloramiento peperítico ubicado en el BioParque Puquén. Este trabajo de terreno se realizó con la finalidad de un posterior estudio y comparación con los afloramientos encontrados en la Formación Katterfeld.
I.4.3 Trabajo Post-Terreno o de Gabinete
Durante el mes de Febrero y finales de Marzo del 2018 se realizaron variados trabajos, los cuales consistieron básicamente en la recepción y ordenamiento de muestras; digitalización en Excel con la información de las muestras tomadas; selección de muestras para cortes transparentes y dataciones; envío de muestras para datación a México y realización de informe de práctica.
Adicionalmente se elaboró el informe de Taller de Título I a lo largo del primer semestre del 2018, dentro del cual destaca el trabajo bibliográfico realizado. Durante el segundo semestre del 2018 se continuó con la entrega de resultados, discusión y conclusiones en Taller de Título II, para así finalizar la investigación mediante la presentación y defensa de la Memoria de Título a fines del 2018 con el fin de optar al título de Geóloga.
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I.5 Ubicación y Vías de Acceso
La zona de estudio se encuentra ubicada en la XI Región de Aysén, en la comuna de Rio Ibáñez, en la localidad de Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17‘S), aproximadamente 130 km al sureste de la ciudad de Coyhaique y 2000 km al sur de la ciudad de Santiago.
Para acceder a la zona de estudio se recomienda llegar a la ciudad de Balmaceda por vía aérea, desde allí es necesario dirigirse a la Ruta 7 o mejor conocida como ―Carretera Austral‖ mediante la Ruta 245 CH. Desde la Ruta 7, se recorren aproximadamente unos 30 km al sur hasta conectar con la Ruta X- 65, la cual conduce a la localidad de Puerto Ingeniero Ibáñez, desde allí se procede hasta alcanzar el predio de la Familia Kunick, desde donde se puede llegar a la zona de estudio mediante el camino privado que conduce a la Laguna Huncal (Figura 1.2).
Figura 1. 2 Ubicación de la zona de estudio en donde se muestran las principales localidades cercanas. A: Mapa de la cuenca Austral (Modificado de Demant et al., 2010). B: Mapa de ubicación del Estero Lechoso en el margen norte del Lago General Carrera, Chile (Modificado de Aguirre et al., 2007). En asterisco rojo se observa el área de estudio.
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El presente trabajo se organiza en 7 capítulos, los cuales serán explicados de manera sintética a continuación. En el Capítulo I se expuso una breve reseña de aspectos geológicos característicos de Chile asociándolo a un ambiente factible para la génesis de afloramientos peperíticos, las diversas problemáticas, los objetivos generales y específicos, la metodología utilizada y finalmente la ubicación y vías de acceso del área de estudio. En el Capítulo II se presenta un resumen conciso de la evolución tectónica de la zona y se exponen las unidades tanto estratificadas como intrusivas presentes en el área de estudio. Posteriormente el Capítulo III comprende una recopilación de diversos trabajos previos asociados a peperitas, con el fin de comprender los procesos formadores de estas rocas, sus componentes y principales características para lograr una correcta identificación de peperitas. En el Capítulo IV se entregan los diversos resultados obtenidos a partir de estudios tanto macroscópicos como microscópicos del afloramiento aparentemente peperítico de interés ubicado en las cercanías de Puerto Ingeniero Ibáñez, los cuales se pudieron llevar a cabo gracias al proyecto FIC Aysén 40000501. Además se exponen los resultados obtenidos en la segunda campaña de terreno realizada en Los Molles, en donde se describe e interpreta la denominada ―Peperita Modelo‖. Durante el Capítulo V se interpreta el comportamiento de los afloramientos de estudio, mediante el análisis de los resultados obtenidos en el capítulo anterior. Por otro lado, se proponen dos tipos de peperitas diferentes, las ―tipo S‖ y ―tipo L‖, junto con una guía o modelo a seguir para lograr una correcta identificación de afloramientos peperíticos en terreno. Finalmente el Capítulo VI como a modo de conclusión, comprende una síntesis del trabajo realizado y la importancia del estudio de las peperitas. El último Capítulo expone los diferentes trabajos consultados durante la presente investigación.
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II. MARCO GEOLÓGICO
II.1 Evolución Tectónica
El margen occidental de Sudamérica se ubica a lo largo de un límite de placas convergentes. Como consecuencia, Chile se encuentra en un margen de subducción activo en donde la placa oceánica de Nazca (al norte de los 47°S) y la placa Antártica (al sur de los 47°S) se subductan bajo la placa continental Sudamericana, generando a esta latitud (47°S) el denominado punto triple. El margen se caracteriza por el desarrollo de la cadena Andina que muestra una alta variabilidad a lo largo del rumbo.
Cabe mencionar que el punto triple es vinculado a una ventana astenosférica por debajo de la Patagonia austral, la cual se habría generado debido a la colisión de la dorsal de Chile y América del Sur, y a la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (Charrier et al., 2007).
La zona de estudio se encuentra ubicada en los Andes del Sur, específicamente en los Andes patagónicos en donde se han distinguido tres etapas de evolución tectónica las cuales se describen brevemente a continuación (Biddle et al., 1986; Harambour y Soffia, 1988; Soffia y Harambour 1989; Skarmeta y Castelli, 1997; Mella, 2001) (Figura 2.1).
La primera etapa (Jurásico Medio a Tardío) corresponde a un evento de extensión regional causado probablemente por un levantamiento diapírico del manto que culminó con la apertura del Océano Atlántico. Producto de este evento, se formaron cuencas extensionales con orientación NNW-SSE, controladas por fallas preexistentes formadas durante el ciclo Pre-Andino. Junto con la extensión, un gran episodio magmático afectó a la región, el cual ha sido asignado a la Gran Provincia Magmática de Chon Aike (Mpodozis y Kay 1990), caracterizada por volcanismo félsico de afinidades calcoalcalinas y plutonismo riolítico-dacítico de tipo I (Feruglio, 1949; Suárez y Pettigrew, 1976; Bruhn et al., 1978; Riccardi y Rolleri, 1980; Baker et al., 1981; Allen, 1982; Fuenzalida, 1984; 11
Niemeyer et al., 1984; Gust et al., 1985; Uliana et al., 1986; Mpodozis y Kay, 1990; De la Cruz et al., 1996, 2003, 2004; Pankhurst et al., 1998, 2000; Calderón, 2006). En la región de Aysén, estas rocas han sido asignadas a la Formación Ibáñez (Niemeyer et al., 1984; De la Cruz et al., 2003, 2004), depositada discordantemente sobre rocas metamórficas del Complejo Metamórfico Andino Oriental del Paleozoico Superior.
La segunda etapa (Cretácico Temprano a Medio), se caracteriza por una fase de subsidencia térmica, luego de la extensión regional. Al mismo tiempo en que la actividad magmática calcoalcalina del borde más occidental del continente estaba comenzando, y a su vez generando el Batolito Patagónico, por lo que la cuenca de subsidencia se encontraba ahora en posición de trasarco. A lo largo de dicha cuenca se produjo una ingresión marina generalizada; en la región de Aysén, la Cuenca Aysén contiene al Grupo Coyhaique (De la Cruz et al., 2003, 2004), conformado por tres formaciones marinas, de base a techo (Suárez et al., 1996; Bell y Suárez, 1997): Toqui, Katterfeld y Apeleg. Depósitos de lavas, tobas y depósitos volcanoclásticos asociados a un evento volcánico regional andesítico a dacítico finalizan la sedimentación marina, cubriendo discordantemente al Grupo Coyhaique, dichos depósitos son asignados al Grupo Divisadero (Niemeyer et al., 1984; De la Cruz et al., 2003).
Por último, la tercera etapa (Cretácico Tardío al Presente) está marcada por una inversión tectónica junto con el desarrollo de cuenca de antepaís y la faja plegada y corrida (Biddle et al., 1986; Harambour y Soffia, 1988; Soffia y Harambour, 1989; Skarmeta y Castelli, 1997; Mella, 2001). Durante el Cretácico Superior, se evidencia un tectonismo extensivo, junto con el emplazamiento de plutones alcalinos. Por otro lado, la faja plegada y corrida se desarrolló probablemente producto de los regímenes compresivos ocurridos durante el Cretácico Tardío-Paleoceno Inferior al Mioceno-Plioceno Inferior (Suárez et al., 2000), desde la subducción del Ridge Aluk al posible efecto de subducción del Ridge de Chile (Cande y Leslie, 1986).
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Figura 2. 1 Etapas simplificadas de la evolución geológica en Patagonia, sucesión estratigráfica de la Región de Aysén (Modificado de Charrier et al., 2007; basado en diversos autores, ver texto).
II.2 Estratigrafía Local
Luego de exponer una síntesis de la evolución tectónica de la Cordillera Patagónica, cabe definir en mayor detalle las unidades que componen el área de estudio, las cuales se encuentra dominadas por ciclos volcánicos y de transgresión-regresión marina. La Cuenca de Aysén se ubica al este del arco magmático, posicionándose como una cuenca de trasarco caracterizada por las unidades que se describen a continuación de base a techo (Figura 2.2 y 2.3). 13
II.2.1 Complejo Metamórfico
Complejo Metamórfico Andino Oriental (Devónico-Carbonífero Tardío bajo) (Hervé, 1993; Hervé et al., 1998): corresponde a la unidad más antigua de la Cordillera Norte y Centro Patagónica, la cual fue descrita en primera instancia por Lagally (1975). Aflora al oriente del Batolito Patagónico, distribuyéndose desde el lago General Carrera hasta el extremo norte de los Campos de Hielo Sur (Hervé, 1993). Está constituido por rocas metamórficas previas al Jurásico Medio-Superior, las cuales subyacen en discordancia angular a rocas volcánicas de la Formación Ibáñez y a su vez son intruidas por diques y filones manto granodioríticos mesozoicos. Se compone principalmente por esquistos de cuarzo-muscovita, filitas, cuarcitas y, en menor medida, mármol y esquistos micáceos. Se postula la presencia de dos protolitos de distintas edades para el complejo: un protolito del Ordovícico-Carbonífero Tardío, el cual habría experimentado un metamorfismo previo al Carbonífero Tardío (310 Ma, De La Cruz y Suárez, 2006) y un segundo protolito más joven del Pérmico Tardío al Jurásico Superior (Thomson et al., 2000), mediante dataciones U-Pb en circones detríticos. Bell y Suárez (2000), indican un origen sedimentario y piroclástico para estas rocas, asociando su génesis a un ambiente turbidítico. Adicionalmente, Hervé et al. (1998) junto a Augustsson y Bahlburg (2002) concluyeron que la depositación de dichos sedimentos ocurrió bajo un margen pasivo, sin embargo, su fuente provenía de rocas generadas en un margen activo.
II.2.2 Unidades Estratificadas
Formación Ibáñez (Jurásico Superior-Valanginiano) (Niemeyer, 1975): rocas descritas anteriormente con el nombre de ―Serie Ibáñez‖ (Heim, 1940) y ―Formación Elizalde‖ (Espinoza y Fuenzalida, 1971; Skarmeta, 1974; Skarmeta y Charrier, 1976), las cuales poseen una amplia distribución a lo largo de la Cordillera Patagónica Central. En territorio chileno aflora desde Futaleufú (43°S) hasta el Lago O‘Higgins (49°S), en donde continúa hacia el sur bajo el nombre de Formación Tobífera (Suárez et al., 2009). Definida como una unidad
14 volcanoclástica y volcánica, con composiciones principalmente ácidas a intermedias. Sobreyace en discordancia angular al Complejo Metamórfico Andino Oriental y subyace al Grupo Coyhaique. Este último contacto ha sido material de controversia, debido a que no se encuentra expuesto, siendo descrito en primera instancia como un contacto concordante (Skarmeta, 1974; Niemeyer, 1975; Skarmeta, 1978), y posteriormente definido por Bruce (2001) como una probable discontinuidad, quién estudió y describió detalladamente el sector del estero Lechoso en Puerto Ingeniero Ibáñez. Está compuesta por rocas volcánicas, principalmente piroclásticas ácidas, lavas y domos dacítico- riolíticos, y en menor proporción por lavas andesíticas y basálticas y depósitos volcanosedimentarios epiclásticos y calcáreos. Se le ha otorgado una potencia máxima de 1900 a 2000 metros (Niemeyer et al., 1984; De la Cruz y Suárez, 2008). Dataciones U-Pb SHRIMP en circones indican edades para el techo de la formación entre 140 ± 1.0 y 136.1 ± 1.6 Ma correspondientes al Valanginiano temprano hasta el Hauteriviano temprano (Suárez et al., 2009), mientras que dataciones radiométricas de ⁴⁰Ar/³⁹Ar y K-Ar realizadas principalmente en biotitas arrojan un rango de edad entre 155 ± 2.8 y 110 ± 2 Ma (edad mínima), entregándonos una edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior. Como se mencionó anteriormente, este grupo se asocia a la porción más joven del episodio volcánico félsico de Chon Aike (Pankhurst et al., 1998,2000; Riley y Leat, 1999; Riley et al., 2001; Suárez et al., 2009), representando la actividad ígnea efusiva y explosiva asociada a subducción durante las primeras etapas del desmembramiento de Gondwana. Los depósitos sugieren una depositación en un ambiente continental principalmente subaéreo, los cuales se habrían originado próximos a los centros de emisión y posiblemente estarían asociados a calderas (Quiroz, 2000; Bruce, 2001; Quiroz y Bruce 2010) (Figura 2.2 y 2.3).
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Grupo Coyhaique (Titoniano-Aptiano) (Haller y Lapido, 1980): secuencia sedimentaria marina fosilífera que aflora de manera discontinua en una franja norte-sur desde Futaleufú (43°S; De la Cruz et al., 1996) hasta la zona de Campo de Hielo Sur (48°30‘S; Sepúlveda, 2000). Anteriormente, Lahsen (1966) de manera informal denominó a la secuencia como formación Coyhaique, ubicada entre las formaciones Ibáñez y Divisadero. Se ha inferido un contacto basal discordante con la Formación Ibáñez y subyace mediante un contacto transicional a la Formación Divisadero. Se define como un conjunto de tres formaciones sedimentarias que representan la depositación en un ambiente de mar continental somero, en una cuenca de retroarco (Cuenca Austral) asociada a subsidencia térmica (Bell et al., 1994; Bell y Suárez, 1997; Suárez et al., 2009), en donde se habrían depositado diacrónicamente en el lapso de la transgresión marina, al mismo tiempo que la actividad volcánica. Adicionalmente, las rocas están afectadas por metamorfismo termal presentando asociaciones de facies córneas de albita-epidota, debido a la intrusión de stocks. En base al contenido faunístico de la unidad, se han obtenido edades correspondientes al Aptiano temprano (Skarmeta y Charrier, 1976; Niemeyer et al., 1984; Bell y Suárez, 1997), Barriasiano (Suárez y De la Cruz, 1992, 1994) hasta el Titoniano (De la Cruz et al., 1996) en los afloramientos más septentrionales.
El Grupo Coyhaique comprende de base a techo a las formaciones Toqui (calcárea y arenosa), Katterfeld (lutitas) y Apeleg (arenosa), las cuales se describen a continuación.
Formación Toqui (Titoniano-Berriasiano-¿Hauteriviano?) (Suárez y De la Cruz, 1994): unidad basal compuesta por rocas sedimentarias marinas y piroclásticas. También se le conoce como Formación Cotidiano, o Tres Lagunas en Argentina. Su contacto basal ha sido descrito como concordante e interdigitado con rocas de la Formación Ibáñez (Suárez et al., 2010) y subyace también de forma concordante a la Formación Katterfeld (Suárez y De la Cruz, 1994; Bell y Suárez, 1997). Se divide en un miembro inferior calcáreo,
16 compuesto por calizas coquinoideas; sobreyaciendo de manera concordante un miembro arenoso conformado por areniscas volcánicas con intercalaciones calcáreas y fosilíferas; y finalmente un tercer miembro de características piroclásticas, formado por tobas y tufitas, el cual se dispone concordantemente sobre el miembro inferior calcáreo y engrana lateralmente al miembro arenoso. Presenta espesores variables entre 50 y 215 metros en su área tipo. Fósiles marinos en niveles calcáreos de la formación entregan edades del Titoniano al Valanginiano (De la Cruz y Suárez., 2006; Suárez et al., 2007; Aguirre-Urreta y Rawson, 1999; Olivero y Aguirre-Urreta, 2002), los que concuerdan con dataciones U-Pb SHRIMP obtenidas en rocas subyacentes a la unidad (Pankhurst et al., 2003; Suárez et al., 2009). Su depositación se le asocia a un ambiente marino carbonatado somero, asociado a una transgresión marina y con gran influencia volcánica, la cual estaría asociada a las etapas finales del volcanismo del Jurásico tardío-Cretácico temprano, representado por las rocas de la Formación Ibáñez (De la Cruz et al., 2003) (Figura 2.2).
Figura 2. 2 Estratigrafía generalizada del Jurásico-Cretácico al este de la Cordillera Patagónica Central, Chile (Tomada de Suárez et al., 2009).
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Formación Katterfeld (Valanginiano-Hauteriviano) (Ramos, 1976): unidad intermedia del Grupo Coyhaique, compuesta por lutitas negras fisibles, fangolitas y limolitas calcáreas finamente laminadas. Se expone en una extensa área, en los alrededores de Coyhaique, Puerto Ibáñez y Chile Chico. Se dispone de manera concordante sobre la Formación Toqui y bajo la Formación Apeleg (Bell y Suárez, 1997). Sin embargo, en el sector del estero Lechoso, se interpreta un contacto discordante entre las rocas de la Formación Katterfeld y la Formación Ibáñez, esto debido al mayor grado de alteración y fallamiento que presentan las tobas subyacentes de la Formación Ibáñez en comparación con las lutitas de la Formación Katterfeld (Bruce, 2001). Existe abundante contenido fosilífero en las cercanías del estero Lechoso, destacando principalmente amonoideos y bivalvos, también se presentan en menor medida fragmentos óseos de vertebrados y dientes de tiburón. Los amonites presentes permiten otorgar edades pertenecientes al Valanginiano-Hauteriviano (Olivero y Aguirre- Urreta., 2002; Suárez et al., 2009). El espesor de la unidad varía considerablemente, sugiriendo un control tectónico en la depositación de la cuenca, como hemigrabens (Suárez et al., 2009). Las características de las facies presentes, permite inferir que se habría depositado en un ambiente de plataforma marino y, localmente, de prodelta (Suárez y De la Cruz, 1994) (Figura 2.2 y 2.3).
Formación Apeleg (Hauteriviano-Aptiano temprano) (Ploszkiewicz y Ramos, 1997): unidad más joven del Grupo Coyhaique, compuesta por areniscas de grano fino a grueso de coloración gris y gris verdoso, bien estratificadas que presentan intercalaciones de lutitas y, localmente, contenido faunístico marino. Sobreyace, en general, de manera concordante y transicional a la Formación Katterfeld (Bell y Suárez, 1997), y subyace de forma transicional a rocas volcánicas subaéreas y sedimentos del Grupo Divisadero, siendo dicho contacto materia de controversia debido a los escasos afloramientos (Suárez y De la Cruz, 1996; Bell y Suárez, 1997). Al igual que la formación basal del grupo, presenta espesores variables en las distintas localidades, sin embargo en el sector del estero Lechoso la Formación Apeleg alcanza 120 metros de
18 espesor. Fósiles marinos, permiten asignarle una edad Hauteriviano-Aptiano inferior (Covacevich, en Suárez y De la Cruz, 1992; Suárez et al., 2009), adicionalmente se ha postulado que la acumulación de sedimentos habría finalizado en el Aptiano, debido a procesos de deformación, alzamiento y erosión asociados a un episodio tectónico, generando un hiatus en la depositación (Bell y Suárez, 1997). La Formación Apeleg se asocia a un ambiente marino de plataforma, en donde se incluyen depósitos marinos costeros y deltaicos (De la Cruz et al., 2003; Bell y Suárez, 1997). Además abundantes trazas fósiles indican un medio oxigenado de alta energía (Bell y Suárez, 1997) (Figura 2.2 y 2.3).
Formación Divisadero (Aptiano) (Heim, 1940): las rocas de esta formación se encuentran distribuidas en una franja discontinua entre Palena (43°30‘S) y el lago General Carrera (47°S), y han sido denominadas por diversos autores como ―Serie Dacítica‖ o ―Formación Dacítica‖ (Ruiz, 1965), ―Serie del Cerro Divisadero‖ (Fuenzalida, 1968), y finalmente como ―Formación Divisadero‖ (Lahsen, 1966; Espinosa y Fuenzalida, 1971; Skarmeta, 1974; Niemeyer et al., 1984). Posteriormente, Haller y Lapido (1980) elevaron el rango estratigráfico de la unidad a Grupo. Su contacto inferior ha sido material de controversia, siendo descrito como paraconcordante con la Formación Apeleg en los alrededores de su localidad tipo, al este de Coyhaique. Además, se ha descrito localmente hacia el sur del Lago Elizalde, como una discordancia angular sobre lavas de la Formación Ibáñez y sobre capas suavemente plegadas de la Formación Apeleg (De La Cruz et al., 2003; Quiroz y Bruce 2010). Por otra parte, Quiroz y Bruce (2010) han descrito el contacto como concordante y transicional en los sectores cercanos a la zona de estudio. La Formación Divisadero está constituida por una amplia variedad de rocas piroclásticas de composición riolítica y dacítica, por domos y lavas ácidas y por lavas basálticas y andesíticas, las cuales se asocian debido a su conjunto carácter calcoalcalino (Bruce, 2001; Belmar, 1996; Quiroz y Bruce, 2010), que ponen en clara evidencia la reactivación de la actividad volcánica explosiva y efusiva de la zona. Quiroz y Bruce (2010) han agrupado tres asociaciones en
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base a las litofacies presentes en la formación: asociación de rocas piroclásticas estratificadas riolíticas y dacíticas; una segunda asociación de lavas y domos riodacíticos; y una asociación de lavas andesíticas y basálticas. La localidad tipo alcanza una potencia de hasta 1500 metros (De la Cruz et al., 2003; Quiroz y Bruce, 2010). Se han realizado dataciones K-Ar principalmente en biotitas de tobas, obteniendo edades entre 99 ± 3 (Belmar, 1996) y 118 ± 4 Ma (De la Cruz, et al., 2003), las cuales se confirman con dataciones U-Pb SHRIMP realizadas en circones de ingnimbritas que indican que la base de la formación se encontraría dentro del Aptiano (Pankhurst et al., 2003; De la Cruz et al., 2003; De la Cruz y Suárez, 2008). Se ha postulado para el Aptiano un evento tectónico, el cual sería sucedido por un evento volcánico andesítico a dacítico que daría origen a la Formación Divisadero (Bell y Suárez, 1997). Por otro lado, las asociaciones de facies presentes en la base de la formación indican un ambiente litoral, y localmente, deltaico, mientras que hacia techo, las tobas presentes sugieren un ambiente subaéreo distal a la actividad volcánica (Figura 2.2 y 2.3).
II.2.3 Unidades Intrusivas
Los cuerpos intrusivos presentes en la zona se manifiestan a través de numerosos stocks, filones manto, y en general, hipabisales que intruyen principalmente a rocas del Jurásico Superior-Cretácico Inferior pertenecientes a las formaciones Ibáñez, Divisadero y del Grupo Coyhaique. Durante el Cretácico Temprano alto-Cretácico Tardío bajo también existe actividad magmática que se evidencia en un grupo importante de rocas intrusivas, dentro de las que se incluye el Batolito Patagónico. A continuación se describe brevemente las unidades presentes en la zona de estudio (Figura 2.3).
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Hipabisales Básicos (Cretácico Inferior-Cretácico Superior?): cuerpos subvolcánicos que intruyen principalmente a rocas de la Formación Divisadero y, de manera local, a rocas del Grupo Coyhaique y de la Formación Ibáñez. Grupo de intrusivos de composición básica que se presentan bajo la forma de filones manto y ―stock‖. Se distinguen 5 cuerpos: un filón manto andesítico emplazado en ignimbritas de la Formación Divisadero; un hipabisal andesítico- basáltico que intruye a coquinas y lutitas del Grupo Coyhaique; un cuerpo hipabisal andesítico que intruye a rocas del Grupo Coyhaique y de la Formación Ibáñez; y un ―stock‖ de composición andesítica emplazado en tobas de la Formación Divisadero; y dos unidades máficas descritas por Bruce (2001) como mugearitas, las cuales intruyen en forma de ―stock‖ a rocas de la Formación Apeleg. En base a sus relaciones de contacto, se infiere una edad máxima del Aptiano. Por otro lado, la edad mínima puede ser asociada a una datación ⁴⁰Ar/³⁹Ar realizada en un filón manto que intruye a la Formación Divisadero, la cual arrojó una edad de 85.41 ± 0.3 Ma (Cretácico Superior) (Figura 2.3).
Granitoides y Microgranitoides (Cretácico Inferior alto-Cretácico Superior, entre 101.2 ± 2.6 Ma y 84 ± 3 Ma): cuerpos intrusivos dispuestos como ―stock‖ de formas irregulares, filones manto y, de manera local, lacolitos. Los cuerpos principales se distribuyen de forma alineada en dirección NW, entre cerro Castillo y cerro Pirámide, mientras que los cuerpos de menor tamaño afloran de manera dispersa. Intruyen a rocas de la Formación Ibáñez, Grupo Coyhaique y de la Formación Divisadero. Estas rocas se describen como granitoides leucocráticos de texturas faneríticas, los cuales han producido moderado metamorfismo termal en las rocas aledañas. Se distinguen 5 cuerpos mayores en base a sus litologías: un ―stock‖ de monzonita cuarcífera leucocrática en contacto con rocas de la Formación Ibáñez; un filón manto monzogranito porfídico que intruye a rocas sedimentarias del Grupo Coyhaique y a rocas volcánicas de la Formación Ibáñez, adicionalmente, un cuerpo monzogranítico que intruye a rocas piroclásticas y a un filón manto andesítico de la Formación Ibáñez; una granodiorita que intruye a rocas del Grupo Coyhaique y de la Formación Divisadero; un ―stock‖ de granodiorita de tipo ―I‖
21 que intruyen a rocas del Grupo Coyhaique y de la Formación Divisadero, exponiendo pliegues de arrastre y fallamiento normal; y finalmente el ―stock‖ cerro Pirámide, rocas tonalíticas a granodioríticas que intruyen a las formaciones Ibáñez y Divisadero y del Grupo Coyhaique, las cuales exponen un metamorfismo térmico. Se les puede asignar una edad máxima del Cretácico Inferior alto debido a las rocas a las que intruyen. Dataciones K-Ar y ⁴⁰Ar/³⁹Ar realizadas en biotita arrojan edades entre 87 ± 2 (Quiroz y Bruce, 2010) y 101.2 ± 2.6 Ma (Bruce, 2001), sin embargo se ha interpretado como edad mínima al valor entregado por una datación K-Ar realizada en roca total de un filón manto, debido al grado de alteración de la unidad, arrojando un valor de 84 ± 3 Ma (Quiroz, 2000) (Figura 2.3).
Batolito Patagónico (Cretácico Superior bajo, 98 ± 2 Ma - 93 ± 3 Ma): como se dijo anteriormente, corresponde a uno de los complejos plutónicos cordilleranos más grande del mundo relacionado a procesos de subducción (Pankhurst et al., 1999), el cual comprende una franja de ancho variable, entre 60 y 150 km, de rocas intrusivas calcoalcalinas (Pankhurst y Hervé, 1994) y se extiende por 1700 km desde la latitud de Valdivia (40°S) hasta Cabo de Hornos (56°S) (De La Cruz et al., 2004; Pankhurst et al., 1999; Suárez y De la Cruz, 2001). El complejo plutónico posee una variada litología en la que se incluyen granodioritas, monzogranitos, monzonitas cuarcíferas y tonalitas (Pankhurst et al., 1999), las cuales intruyen al Complejo Acrecionario Chonos, a la Formación Ibáñez y Divisadero, al Grupo Coyhaique y al Complejo Metamórfico Andino Oriental. Estudios detallados, tanto radiométricos como litológicos, llevados a cabo entre los 44°S y los 47° S, indican la existencia de una zonación cronológica en que la que las edades más jóvenes se concentran en la Zona de Falla Liquiñe Ofqui, mientras que las más antiguas se concentran fuera de ella (Pankhurst y Hervé, 1994). Dataciones K-Ar en biotita arrojan edades entre 93 ± 3 (Quiroz, 2000) y 98 ± 2 Ma (Quiroz y Bruce, 2010).
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II.2.4 Depósitos Cuaternarios
Los depósitos no consolidados presentes en el área de estudio están representados principalmente por sedimentos glaciogénicos del Pleistoceno y por depósitos holocenos coluviales.
Depósitos Glaciales (Pleistoceno-Holoceno): sedimentos irregularmente consolidados generados por transporte glaciar. Compuestos por bloques, gravas, arenas, limos y arcillas, presentando una mala selección y carecen de estructuras internas (Quiroz y Bruce, 2010). Conformar depósitos diamictos, glaciofluviales y glaciolacustres. Estos depósitos se asocian a los procesos glaciogénicos que han actuado de forma intermitente en la región y al frecuente retrabajo hídrico (Figura 2.3).
Depósitos Coluviales (Holoceno): sedimentos clásticos con pobre o nula estratificación, compuestos por brechas matriz y clastosoportadas, formados por bloques angulosos, gravas, arenas, limo y arcillas que se han generado por caída gravitacional de derrubios, acompañados por transporte hídrico en laderas de cerros y cabeceras de quebradas y escarpes rocosos. Se presentan en forma de abanicos coluviales (conos de deyección) y coluviales amorfos (Quiroz y Bruce, 2010) (Figura 2.3).
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Figura 2. 3 Mapa geológico de los alrededores de Puerto Ingeniero Ibáñez. En rojo se enmarca el área de estudio indicando las principales unidades descritas (Modificado de Quiroz y Bruce 2010). 24
III. MARCO TEÓRICO
Este capítulo presenta una integración de diversos trabajos efectuados sobre peperitas hasta el día de hoy, exponiendo diferentes texturas peperíticas, su proceso de formación y los ambientes relacionados, en conjunto con las principales características texturales de sus componentes con el objetivo de lograr una correcta identificación de las denominadas peperitas.
III.1 Etimología del término “Peperita”
Scrope (1827) utilizó en primera instancia el término italiano ―peperino‖, el cual significa pimienta molida, para describir rocas clásticas en la región de Limagne d‘Auvergne ubicada en el centro de Francia. Esta área se considera como la localidad tipo de peperita, la cual comprende una mezcla de calizas lacustres y basalto. Scrope (1827) distinguió diferentes peperitas en Limagne, unas que presentan una estratificación regular en las cuales postuló una formación por material piroclástico caído en el lago y posterior mezclado con los sedimentos, en donde los fragmentos volcánicos presentan una gradación normal. Otras peperitas más confusas que no presentan una estratificación clara, en donde se observa un contacto gradual y transicional desde una caliza impregnada con partículas volcánicas, a una brecha con fragmentos de escoria y basalto unidas por cemento calcáreo, para finalizar en un basalto masivo, a las cuales le otorgó su formación producto de una erupción volcánica subacuática en sedimentos calcáreos aún blandos (Scrope, 1827). Unos años más tarde, el mismo autor interpretó que las rocas se originaron debido a una ―unión violenta y profunda de material volcánico fragmentario con caliza cuando aún se encontraba en estado blando‖ (Scrope, 1858). Cabe mencionar, que la primera interpretación de Scrope (1827) se eliminó de la literatura inglesa a lo largo del tiempo. Michel-Levy (1890) interpretó la formación de estas rocas como la intrusión de magma en lodo de cal húmedo. El origen intrusivo de la mayoría de las peperitas de Limagne ha sido cuestionado por diversos autores (Kieffer, 1970; Vicent, 1974; De Goër, 2000). Posteriormente, Jones (1969) 25 interpretó dichas rocas como el producto de la depositación simultánea de lodo de cal y clastos volcánicos retrabajados. Sin embargo, la mayoría de las ―peperitas‖ de Limagne se interpretaron posteriormente como depósitos piroclásticos de caídas y de oleada en la base, que hicieron erupción a través del lodo calcáreo, obteniendo una matriz carbonatada como el resultado de la pulverización de estas rocas, o bien se emplazaron subacuáticamente sobre el lodo calcáreo (De Goër et al., 1998; De Goër, 2000).
Hoy en día, el término ―peperita‖ se utiliza comúnmente para referirse a rocas clásticas que comprenden componentes ígneos y sedimentarios, que fueron generados por procesos intrusivos, o a lo largo de los depósitos de lava, o depósitos volcanoclásticos calientes con sedimentos no consolidados, típicamente húmedos (White et al., 2000; Skilling et al., 2002). Brooks et al. (1982), White et al. (2000) y Skilling et al. (2002) mantienen una fuerte postura frente al sentido genético para el término. White et al. (2000) definen el término como sigue:
Peperita (sustantivo): término genético aplicado a una roca formada esencialmente in situ por la desintegración del magma que intruye y se mezcla con sedimentos no consolidados o poco consolidados, típicamente húmedos. El término también se refiere a mezclas similares generadas por los mismos procesos que operan en los contactos de lavas y otros depósitos volcanoclásticos calientes con tales sedimentos.
Sin embargo, debido a los diversos posibles orígenes de los depósitos en los que se presentan texturas peperíticas, Cas y Wright (1978) sugieren un sentido diferente, puramente descriptivo y no genético para el término ―peperita‖. En Francia se utiliza comúnmente en el sentido descriptivo, aplicado a cualquier roca que comprenda componentes volcánicos vítreos juveniles en una matriz no-juvenil (De Goër, 2000).
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III.2 Ambientes Relacionados
Las peperitas se forman en ambientes donde el magmatismo y la sedimentación son contemporáneos o casi contemporáneos (Shaw et al., 1999; Dadd y Van Wagoner, 2002; Skilling et al., 2002; Young et al., 2004; Downey, 2017), por lo que son comunes en secuencias relacionadas con el arco y otras secuencias vólcanosedimentarias en donde el magma y el sedimento húmedo interactúen, pudiendo ser voluminosas y ampliamente dispersas. Se encuentran en una gran variedad de sucesiones como en asociaciones de intrusiones sinvolcánicas en secuencias sedimentarias submarinas, sucesiones lacustres, en ambientes fluviales, sucesiones subaéreas (incluyendo ―vent-fills‖ en volcanes freatomagmáticos), asociadas a lavas en un ambientes seco y en la base de flujos piroclásticos (Skilling et al., 2002; Downey, 2017). Se han registrado peperitas relacionadas a lavas o intrusiones traquíticas, dacíticas, riolíticas e incluso asociados a magmas más máficos como andesíticos y basálticos.
III.3 Características de las Peperitas
Las características generales que permiten la discriminación de una peperita de otras rocas volcanoclásticas similares son el volumen y la geometría de la peperita, su relación espacial con el magma asociado (intrusivo, lava o depósito volcanoclástico), su estructura interna y las variaciones espaciales texturales (Skilling et al., 2002).
Las peperitas se han descrito en base a la textura de sus clastos magmáticos y las relaciones de contacto con la matriz sedimentaria. Peperitas formadas a lo largo de los contactos entre sedimentos e intrusiones, así como lavas o depósitos volcanoclásticos calientes generan dominios de peperitas con volúmenes de unos pocos m³ hasta varios km³ (Snydear y Fraser, 1963; Hanson y Wilson, 1993; Skilling et al., 2002). Los dominios de peperitas a menudo aparecen interconectados dentro del sedimento huésped (Doyle, 2000)
27 y típicamente tienen contactos que son discordantes a la estratificación de este (Skilling et al., 2002).
Las morfologías son variadas (Figura 3.1) presentándose en formas irregulares, interconectadas, con formas similares a pliegues (Lorenz, 1984; Brooks, 1995), lobulares o en forma de vainas (Doyle, 2000), laminadas o similares a diques (Snyder y Fraser, 1963; Schmincke, 1967; Brooks et al., 1982; Kano, 1989; Godchaux et al., 1992; Boulter, 1993; Hanson y Wilson, 1993; Hanson y Hargrove, 1999; Doyle, 2000).
Se han observado diferentes estructuras internas en los dominios de peperitas (Figura 3.1), clastos juveniles y/o los granos de la matriz del sedimento huésped pueden mostrar una orientación o laminación preferencial. Los sedimentos dentro de los dominios de peperitas pueden mostrar una estratificación a pesar de que el sedimento huésped adyacente no presente (sea masiva), o bien puede ser discordante a este o simplemente no existir (Brooks et al., 1982; Busby-Spera y White, 1987; Branney y Suthren, 1988; Brooks, 1995; Doyle, 2000). No obstante, las peperitas generalmente no son estratiformes o laminadas. Adicionalmente, se han registrado variaciones de tamaño y gradaciones en los clastos (Brooks et al., 1982; Brooks, 1995), en donde se ha observado una transición desde clastos juveniles gruesos a clastos más finos cerca del contacto con el cuerpo magmático asociado (Brooks, 1995; Doyle, 2000). En una configuración ideal, la estructura interna de las peperitas grada desde un dominio compacto cercano al intrusivo homogéneo a dominios de peperitas dispersas dentro del sedimento huésped (Hanson y Wilson, 1993), estas últimas son típicamente de formas más irregulares con clastos ampliamente separados por una matriz sedimentaria, mientras que los dominios de peperitas compactas se presentan a menudo paralelas a los contactos de la intrusión principal, o a lo largo de las zonas lineales oblicuas a este contacto (Skilling et al., 2002), en donde los clastos ígneos permanecen estrechamente unidos separados por fracturas rellenas de sedimento.
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Figura 3. 1 Características generales de los dominios de peperitas (Modificado de Skilling et al., 2002).
III.4 Clasificación y Descripción de sus Componentes
Como se mencionó anteriormente, peperita es un término genético para una roca formada por la ruptura de un magma que intruye y se mezcla con sedimento no consolidado o poco consolidado. Por lo que se pueden describir en términos de sus componentes: principalmente la forma, el tamaño y las características internas de los clastos juveniles (los cuales pueden variar
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ampliamente) (Figura 3.2); las cualidades espaciales; la presencia de estructura interna y su ubicación con respecto al cuerpo ígneo (Skilling et al., 2002).
En base a las formas dominantes de los clastos juveniles Busby-Spera y White (1987) reconocieron dos tipos de peperitas: globulares y de bloque (―blocky‖). Cabe destacar, que también existen peperitas con ambas morfologías de clastos (Brooks et al., 1982; Kokelaar, 1982; McPhie, 1993; Hanson y Hargrove, 1999; Doyle, 2000; Squire y McPhie, 2002).
III.4.1 Peperitas de Bloque
Las peperitas de bloque presentan clastos juveniles angulosos con formas poliédricas a tabulares y superficies curviplanares a planares. Los clastos varían desde unos pocos centímetros hasta varios metros, en donde se pueden encontrar fragmentos milimétricos cercanos a sus márgenes, aunque son poco comunes (Downey, 2017). La fragmentación in situ se observa claramente en este grupo de peperitas, en donde son típicas las texturas de puzle (―jigsaw-fit‖) (Skilling et al., 2002), la cual consiste en clastos poliédricos dentados que han sufrido poco movimiento uno con respecto al otro (Downey, 2017), en donde pareciera que los clastos podrían volver a encajar en su configuración original (Busby-Spera y White, 1987), separados por grietas irregulares en formas ramificadas rellenas con matriz (Hanson y Schweickert, 1982). Las peperitas de bloque se asocian comúnmente a magmas riolíticos (Hanson, 1991; Cas et al., 1998; Cas et al., 2001; Dadd y Van Wagoner, 2002; Gifkins et al., 2002), como consecuencia de su mayor densidad y viscosidad, no obstante también se han observado frecuentemente en magmas máficos como basaltos (Busby-Spera y White, 1987; Rawlings, 1993; Cas et al., 1998; Dadd y Van Wagoner, 2002) y andesitas (Hanson y Hargrove, 1999; Erkül et al., 2006), y en raros casos en dacitas (Goto y McPhie, 1998; Coria y Pérez, 2002) y komatitas (Houle et al., 2008).
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III.4.2 Peperitas Globulares
Las peperitas globulares poseen clastos juveniles con morfologías irregulares (ameboideas), globulares, elongadas a bulbosas, los cuales pueden estar conectados por cuellos delgados (Hanson y Hargrove, 1999; Doyle, 2000), mientras que otras pueden presentar contornos más complejos. Los clastos globulares pueden deformarse alrededor de clastos rígidos en el sedimento huésped (Brooks et al., 1982). Las peperitas microglobulares son un subconjunto de este tipo de peperitas, las cuales presentan cuerpos globulares de tamaños milimétricos (menor a 1-2 mm de ancho) entremezclados con el sedimento huésped (Busby-Spera y White, 1987). Se han observado 4 casos puntuales de estas peperitas, las cuales están asociadas a basalto (Busby- Spera y White, 1987; Befus et al., 2009), dacita (Coria y Pérez, 2002) y riolita (Donaire et al., 2002). Las peperitas globulares, al contrario de las de bloque, están asociadas a magmas con densidades más bajas y menos viscosos como los basaltos (Busby-Spera y White, 1987; Walker y Francis, 1987; Dadd y Van Wagoner, 2002; Martin y White, 2002; Waichel et al., 2007), komatitas (Houle et al., 2008) y nefelinita (White, 1991). No obstante, también se han observado en magmas andesíticos (Kokelaar, 1982; Riggs y Busby-Spera, 1990; Durant, 1999; Hanson y Hargrove, 1999), riolíticos (Hanson y Schweickert, 1982; McPhie, 1993; Hunns y McPhie, 1999; Busby et al., 2003) y dacíticos (Snyder y Fraser, 1963; Lorenz, 1984).
III.4.3 Peperitas Mixtas
Como se mencionó anteriormente, existen peperitas que mezclan ambos tipos de clastos o contienen formas con márgenes complejos (McPhie, 1993; Hunns y McPhie, 1999; Airoldi et al., 2011). Este grupo, por lo general presenta texturas en forma de puzle (―jigsaw-fit‖), y se encuentran asociadas a magmas con baja o moderada viscosidad, como basaltos (Schmincke, 1964; Schmincke, 1967; Busby-Spera y White, 1987; Doyle, 2000; Squire y McPhie, 2002; Templeton y Hanson, 2003; Befus et al., 2009; Airoldi et al., 2011) y andesitas (Kokelaar, 1982; Hanson, 1991; Durant, 1999; Hanson y Hargrove, 1999; Busby
31 et al., 2008; Vezzoli et al., 2008). También se han observado con basanita (Martin y Németh, 2007) y lamprófilas (White, 1990; Hooten y Ort, 2002). Este tipo de peperita normalmente está dominado por grandes cuerpos ígneos globulares rodeados por bloques de clastos ígneos más pequeños en una matriz sedimentaria de grano grueso (Downey, 2017).
Figura 3. 2 Morfología de los clastos juveniles (Modificado de Skilling et al., 2002).
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III.4.4 Otras Ocurrencias
Existen otras formas de clastos juveniles descritas, como láminas delgadas planas, cónicos y harapientas. También se han descrito clastos juveniles pomáceos (Hunns y McPhie, 1999; Gifkins et al., 2002). En estos casos, los clastos presentan formas desiguales y harapientas, fragmentos de piedra pómez con vesículas tabulares o redondeadas que no muestran una alineación preferencial. Estos tipos de peperita altamente vesiculares se ven favorecidos por la vesiculación activa de un magma silíceo (Hunns y Mcphie, 1999: Gifkins et al., 2002), intrusiones emplazadas debajo de una delgada capa de sedimento húmedo y/o en entornos de aguas relativamente poco profundas. Su formación también ha sido interpretada como mezclas no-explosivas de magma basáltico poco vesicular con sedimento, seguido del hundimiento de fragmentos de peperitas extruidas en la superficie (Lorenz, 1984; White y Busby-Spera, 1987). La vesicularidad de los clastos juveniles es altamente variable, y depende de la presión de confinamiento y el contenido volátil del magma asociado antes y durante la mezcla (Skilling et al., 2002).
III.4.5 Sedimento Huésped
Las características del sedimento varían en un amplio rango en cuanto a su tamaño de grano, composición, selección, cohesión, porosidad y permeabilidad (Lorenz, 1984; Busby-Spera y White, 1987; Squire y McPhie, 2002), características que se pueden ver afectadas y modificadas debido a los procesos que acompañan la formación de la peperita. No obstante, existe una característica en común que se observa en casi todos los sedimentos huéspedes de las peperitas: un estado de poca o nula consolidación y probablemente húmedos al momento de la interacción con el magma o lava asociada (Figura 3.3). Esta característica se puede ver evidenciada en la escasez de agregados o granos policristalinos del sedimento huésped, destrucción de las estructuras sedimentarias adyacentes al contacto con el cuerpo magmático (Hanson y Schweickert, 1982; Kokelaar, 1982; Branney y Suthren, 1988; Kano, 1991; McPhie, 1993; Brooks, 1995; Goto y McPhie, 1996;
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Dadd y Van Wagoner, 2002), sedimento vesiculado (Kokelaar, 1982; Walker y Francis, 1986; Branney y Suthren, 1988; Sanders y Johnston, 1989; Brooks, 1995; Skilling, 1998; Hunns y McPhie, 1999; Squire y McPhie, 2002), sedimento en vesículas o fracturas en la intrusión (Kokelaar, 1982; Brooks et al., 1982; Walker y Francis, 1986; Branney y Suthren, 1988; Hanson y Wilson, 1993; Brooks, 1995; Rawlings et al., 1999; Doyle, 2000; Dadd y Van Wagoner, 2002), a lo largo de grietas en los clastos juveniles (Brooks et al., 1982; Branney y Suthren, 1988; Boulter, 1993), y en vesículas en clastos juveniles cerca del contacto con los sedimentos (Branney y Suthren, 1988; Goto y McPhie, 1996; Dadd y Van Waggoner, 2002). Cabe destacar, que existen excepciones en los que se ha observado peperitas asociadas a sedimento seco. Es el caso de Jerram y Stollhofen (2002), quienes infirieron una formación de peperitas de bloque producto de la interacción dinámica entre un flujo de lava basáltico y arena seca eólica subyacente, con el fin de explicar brechas con clastos de bloque basálticos en una matriz arenosa. Por otro lado, Hanson y Schweickert (1982) registraron evidencia de litificación local temprana en sedimentos silíceos antes de la formación de peperita. Esto sugiere que el sedimento huésped localmente consolidado también puede fracturarse durante la génesis de la peperita, lo que se puede observar en algunas peperitas con clastos angulares del sedimento huésped (MacDonald, 1939; Brooks et al., 1982; Kokelaar, 1982; Kokelaar et al., 1985).
Adicionalmente, se puede mencionar la presencia de diques sedimentarios en los cuerpos ígneos (Kokelaar, 1982; Boulter, 1993), otra característica común de las peperitas. Los diques varían en tamaño desde centímetros hasta 10 metros de longitud, con un ancho que abarca desde milímetros a metros (Brooks, 1995, Rawlings et al., 1999, Dadd y Van Wagoner, 2002), los cuales presentan variaciones en la abundancia y tamaño de los clastos en función de las propias dimensiones del dique (Downey, 2017). En general, los diques sedimentarios presentan peperitas de bloques que exhiben texturas en forma de puzle (―jigsaw-fit‖) (Kokelaar, 1982; Leat y Thompson, 1988; Godchaux et al., 1992, Hanson y Wilson, 1993).
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Figura 3. 3 Evidencia de la naturaleza no consolidada del sedimento huésped (Modificado de Skilling et al., 2002).
III.5 Procesos Involucrados en la Formación de Peperitas
Los clastos juveniles son componentes esenciales en una peperita, para que estos se formen es necesario que ocurra un proceso de desintegración o fragmentación del magma y a su vez una mezcla de estos con el sedimento huésped (Skilling et al., 2002), para constituir finalmente la denominada peperita. No obstante, como se mencionó anteriormente, existen variaciones texturales en las diversas peperitas observadas, las cuales pueden ser influenciadas por la reología del magma (Brooks et al., 1982; McPhie, 1993;
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Rawlings, 1993; Goto y McPhie, 1996; Hunns y McPhie, 1999; Doyle, 2000; Dadd y Van Wagoner, 2002; Gifkins et al., 2002), su contenido volátil y de vesículas (Rawlings, 1993; Hunns y McPhie,1999; Doyle, 2000; Gifkins et al., 2002), las diferentes propiedades del sedimento huésped (como la reología, tamaño de grano, selección, permeabilidad y estructura) (Busby-Spera y White, 1987; Kano, 1989; Hanson y Hargrove, 1999), proporción de mezcla de magma/agua (Busby-Spera y White, 1987), volúmenes totales de magma y sedimento mezclado y sus razones correspondientes (Hanson y Wilson, 1993), velocidad de inyección del magma, volumen total de agua intersticial calentada (Hanson y Wilson, 1993), presión confinante (Kokelaar, 1982; White y Busby- Spera, 1987; Hanson, 1991; Hanson y Wilson, 1993; McPhie, 1993; Coira y Pérez, 2002) y la naturaleza local y regional de los campos de estrés (Kano, 1989).
La fragmentación y mezcla son procesos que, por lo general, ocurren de manera simultánea, sin embargo son mecanismos complicados de interpretar debido a que, como se mencionó anteriormente, las peperitas pueden comprender una mezcla tanto de clastos juveniles de bloque y globulares, como vesiculares y no-vesiculares, sugiriendo que la fragmentación del magma podría ocurrir en más de una etapa, incluyendo condiciones mecánicas y térmicas diferentes para su formación (Skilling et al., 2002).
III.5.1 Fragmentación del Magma
Skilling et al. (2002) sugieren que la fragmentación del magma puede deberse a varios procesos, incluyendo el enfriamiento, estrés mecánico (autobrechización), explosiones de vapor de agua intersticial, vesiculación juvenil explosiva, cizallamiento por el movimiento de agua intersticial y sedimento fluidificado (cizalle por fluido-fluido), efectos de la tensión superficial, contrastes de densidad entre el magma y el sedimento y la inestabilidad del fluido en capas de vapor (Figura 3.4).
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Las diversas formas y características de los clastos juveniles permiten proponer tres regímenes distintos para la fragmentación del magma: dúctil, frágil e interacciones térmicas que conllevan a una explosión de vapor. Cabe destacar, que estas características están influenciadas por la vesicularidad del magma, las bandas de flujo magmático y por el tamaño, forma y distribución de los cristales (Skilling et al. 2002).
Fragmentación Dúctil
Este mecanismo también es denominado ―mezcla hidrodinámica‖. Un régimen dúctil provoca que la fragmentación del magma genere clastos juveniles globulares, y ocurre cuando el magma se reconfigura debido a la relajación viscosa impulsada por las fuerzas de tensión superficial, lo cual debe ocurrir lo suficientemente rápido como para competir con los tiempos de enfriamiento del magma (Porritt et al., 2012). Kokelaar (1982) sugirió que la intrusión fluida dentro del sedimento húmedo es acompañada por la fluidización del sedimento huésped en capas de vapor a lo largo de los contactos entre ambos.
Para que la mezcla hidrodinámica ocurra, es necesario que el magma y los sedimentos licuados sean inmiscibles, provocando una tensión interfacial que permite la dispersión de los dominios de un líquido en el otro, siendo el contraste de densidad el parámetro físico más relevante (Zimanowski y Büttner, 2002). Dichas conclusiones fueron obtenidas gracias al análisis y discusión de los experimentos realizados por Nestler (2000), en donde se probó utilizando fluidos con viscosidades similares y contrastantes, concluyendo que la mezcla hidrodinámica en un ambiente geológicamente probable para la formación de una peperita, es efectiva en condiciones donde las viscosidades se encuentren en rangos similares, bajo una configuración experimental que incluye un flujo turbulento, generando una ruptura en forma de gotas.
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Zimanowski y Büttner (2002) identificaron que la fragmentación dúctil del magma en los sedimentos húmedos está limitada por el tiempo de enfriamiento de las gotas individuales del magma, quienes indican mediante diversos cálculos que la mezcla hidrodinámica no puede explicar la formación de gotas de menos de un decímetro de diámetro, debido a que estas se enfriarían volviéndose sólidas en unos pocos segundos, impidiendo otra fragmentación en gotas. No obstante, es posible la deformación de cuerpos magmáticos de mayor tamaño producto de su enfriamiento más lento, quienes pueden formar una capa delgada aislante durante el desarrollo temprano.
Magmas máficos a intermedios son los ejemplos más comunes asociados a las peperitas globulares, a las cuales se les relaciona una fragmentación dúctil. Ejemplos asociados a magmas más félsicos implican viscosidades mucho más bajas que las comunes para estas composiciones (Skilling et al., 2002), las cuales podrían deberse a una retención anómala de agua en el magma, debido a un emplazamiento a altas presiones (Kokelaar, 1982; Hanson, 1991; McPhie, 1993), o a altas concentraciones de componentes que puedan causar despolimerización, como álcalis o halógenos (Skilling et al., 2002).
Fragmentación Frágil
Una fragmentación frágil es favorecida cuando la viscosidad del magma y/o las tasas de deformación sean altas, implicando como producto a clastos juveniles de bloque de diversas morfologías, como las mencionadas anteriormente en el punto 4. La mayoría de los clastos juveniles de bloque son probablemente generados por el enfriamiento (granulación por enfriamiento), el estrés mecánico y por explosiones hidromagmáticas (Skilling et al., 2002).
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La granulación por enfriamiento es un proceso in situ no explosivo, en el que se produce una contracción del magma en conjunto con una red de fracturas, producto de un enfriamiento rápido debido al contacto con el agua, es decir, como resultado de una acumulación de estrés térmico (van Otterloo et al., 2015). En las peperitas, esto ocurre probablemente como consecuencia de la disponibilidad reducida de agua o la descomposición de la fluidización en los sedimentos (Squires y McPhie, 2002). Este proceso requiere una rápida transferencia de calor desde el magma hacia el fluido poroso, lo que implica que la capa de vapor aislante formada en el contacto entre el magma y los sedimentos húmedos no se desarrolla o colapsa, permitiendo el enfriamiento del magma. La granulometría gruesa, la alta permeabilidad y la pobre selección del sedimento huésped, causan que la capa de vapor se rompa debido a la presencia de clastos grandes que no pueden ser incorporados en la capa (Busby-Spera y White, 1987).
Schipper et al. (2011), luego de realizar una serie de experimentos sobre el efecto de los sedimentos refrigerantes en la granulación por enfriamiento, observaron que existe una relación entre los distintos comportamientos del magma y las concentraciones de los sedimentos, asociados al proceso de transferencia de calor y mezcla. Los hallazgos de Schipper et al. (2001) se pueden correlacionar al proceso de formación de las peperitas, indicando que a bajas cargas de sedimento, la granulación domina por sobre la mezcla. A moderadas cargas de sedimento es factible la mezcla, mientras que a altas cargas de sedimento se inhibe la mezcla entre el magma y los sedimentos.
Brooks et al. (1982), Goto y McPhie (1996), Doyle (2000) y Squire y McPhie (2002) concluyeron un paso desde peperita globular a peperita de bloque con el tiempo, debido a un aumento en la viscosidad y densidad del magma producto del enfriamiento.
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Figura 3. 4 Generación de clastos juveniles (Modificado de Skilling et al., 2002).
Fragmentación por Interacciones Térmicas (Fuel-Coolant Interactions)
Comúnmente conocida como FCI (―Fuel-Coolant Interactions‖), o MFCI (―Molten fuel-coolant interactions‖). Este proceso ocurre cuando la temperatura del fundido está por encima de la temperatura de evaporación del líquido frío pudiendo provocar una explosión de vapor (Buxton y Nelson, 1975). En el caso de las peperitas, esto puede ocurrir cuando el agua o el sedimento huésped sobresaturado queda atrapado en el magma o cerca de él (Wohletz, 2002), produciendo una explosión de vapor que puede causar la fragmentación del magma, producto de la sobrepresión del sistema, a medida que se descomprime bajo las condiciones ambientales. Existen limitaciones termodinámicas importantes para esta formación de peperitas, como la temperatura, el contenido de calor de los sedimentos húmedos y el magma, y la tasa de transferencia de calor entre ellos, la cual está limitada por el equilibrio térmico entre ambos (Wohletz, 2002). La temperatura de este equilibrio térmico puede llegar a ser tan alta que se generan presiones supercríticas que posiblemente conduzcan a la fragmentación del magma y la generación de
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peperitas o al magmatismo explosivo dependiendo de la reología del magma (Wohletz, 2002).
La formación de estos clastos hidromagmáticos, ha sido relacionado en secuencias de ventilación en erupciones freatomagmáticas de tipo maar (Hooten y Ort, 2002; Martin y Nemeth, 2007).
III.5.2 Fluidización del Sedimento
La mezcla de los clastos juveniles y el sedimento huésped es promovida por la fluidización del sedimento, la intrusión forzosa del magma, las explosiones hidromagmáticas, los contrastes de densidad del sedimento y del magma y la licuefacción de los sedimentos (Skilling et al., 2002) (Figura 3.5).
La fluidización, para la literatura peperítica, hace referencia al soporte de partículas y transporte por un fluido en cualquier dirección de movimiento (Skilling et al., 2002). Por lo que es un proceso clave en la formación de peperitas, ya que permite que el magma se introduzca en el sedimento húmedo y permite la mezcla y transporte de los clastos juveniles. La fluidización es más eficiente en sedimento de grano fino, bien seleccionado y con bajo empaquetamiento (Busby-Spera y White, 1987; McPhie, 1993; Hanson y Hargrove, 1999).
La fluidización de los sedimentos se produce por la expansión del vapor de agua que resulta en un gradiente de densidad entre los sedimentos cercanos al margen de la intrusión y los sedimentos estables circundantes (Downey, 2017). Esto se produce debido a una respuesta del calentamiento al contacto con el magma o al posterior enfriamiento debido a fracturas en la superficie del magma, provocando un vacío de presión (Kokelaar, 1982).
El calentamiento directo entre el magma y los sedimentos húmedos no litificados genera la vaporización térmica, como producto de la ebullición y volatización in situ del fluido intersticial (Kokelaar, 1982; Schofield et al., 2012), provocando la expansión de esta agua intersticial que puede conllevar a la
41 alteración de los sedimentos adyacentes y el arrastre de partículas lejos del contacto (Kokelaar, 1982; McPhie, 1993). Esto en conjunto con el régimen de estrés producido por la intrusión del magma (Kano, 2002) produce una fluidificación y deformación de los sedimentos.
Por otra parte, puede ocurrir una descompresión rápida del fluido calentado causando la expansión instantánea de los fluidos intersticiales, bajo una temperatura uniforme. Esto ocurre a menudo, como se mencionó anteriormente, durante la apertura de fracturas de enfriamiento, debido a que la presión se aproxima a cero generando condiciones similares al vacío (Kokelaar, 1982). Estas fracturas pueden ser rápidamente emplazadas por sedimentos fluidizados, que conllevan a una mejor mezcla y ruptura de la intrusión si esta continúa fundida (Downey, 2017).
Evidencias de esta fluidización en las rocas peperíticas, se ha observado en la destrucción de texturas originales del sedimento huésped a lo largo del contacto con el cuerpo magmático, las cuales se pueden observar a ciertas distancias de dichos contactos. Kokelaar (2002) notó la presencia de grandes bloques de sedimento a lo largo de estos contactos, infiriendo también que estos fueron transportados por un flujo fluidizado.
Este halo de homogenización del sedimento puede variar ampliamente en su volumen, dependiendo del espesor del cuerpo magmático y de las propiedades termofísicas de ambos componentes (sedimento huésped y cuerpo magmático). Sin embargo, Martin y Nemeth (2007) observaron que estos son más estrechos en casos de peperitas globulares y más amplios en peperitas de bloque. También se ha documentado en las cercanías de los contactos con los cuerpos magmáticos, que el sedimento huésped puede sufrir una disminución en la porosidad de un 80% a aproximadamente 40-60% (Einsele, 1986), conduciendo a un endurecimiento de dichos sedimentos mediante la compactación y el reempaquetamiento de estos, reduciendo la permeabilidad general (Francis, 1982; Walker y Francis, 1987).
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Figura 3. 5 Mezcla de clastos juveniles y sedimento huésped (Modificado de Skilling et al., 2002).
Límite de fluidización
La fluidización que puede dar origen a rocas peperíticas está restringida por un rango de profundidades condicionado por la presión de confinamiento, ya que esta puede reducir la eficiencia del calentamiento y suprimir la transición de agua a vapor en entornos de alta presión (Downey, 2017). La presión hidrostática domina en sedimentos mal seleccionados y por ende con alta permeabilidad, mientras que una combinación de presiones litostáticas e hidrostáticas rige a los sedimentos con baja permeabilidad y buena selección, en función de la densidad de los sedimentos húmedos (Hantschel y Kauerauf, 2009).
Tomando en cuenta el punto crítico del agua de mar (debido a la mayor ocurrencia de peperitas en ambientes submarinos) y la densidad promedio del lodo marino (2 ⁄ ) (Krauskopf, 1967), el límite máximo de profundidad para un sedimento de alta permeabilidad subyaciendo a una columna de agua sería de 2,2 km de agua pura y aproximadamente 3,0 km para agua de mar. En
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cambio para sedimentos con baja permeabilidad, el límite sería de 1,6 km (Kokelaar, 1982), utilizándose este valor como referencia para la profundidad máxima a la que puede ocurrir la fluidización (Krynauw et al., 1994; Curtis y Riley, 2003; Thomson, 2007; Thomson y Schofield, 2008). Cabe destacar que la fluidización puede ocurrir a mayores profundidades, ya que debido al calentamiento, los cambios de densidad producen una fase de fluido supercrítico con expansiones de volumen extremas, permitiendo la fluidización producto del ascenso de los fluidos calientes de baja densidad (Downey y Lentz, 2006). Adicionalmente, Schofield et al. (2010), argumenta que la presión de fluido intersticial está gobernada por una columna de agua interconectada no confinada, por lo que fluidización puede a profundidades de hasta 2,2 km.
III.6 Identificación de las Peperitas
Para fines prácticos de este estudio se utiliza el sentido genético para el término peperita. Como consecuencia, las peperitas consisten en una mezcla entre clastos juveniles magmáticos y sedimento poco consolidado producto de una previa fragmentación del magma. Sin embargo, existen diversos procesos que pueden generar una mezcla entre clastos ígneos y sedimento, los cuales se asemejan a las peperitas (Branney y Suthren, 1988). Tal es el caso para la resedimentación de depósitos piroclásticos por flujos de masas, la infiltración de sedimentos en depósitos volcanoclásticos, la sedimentación de piroclastos juveniles contemporáneos con la depositación de otros sedimentos, el desprendimiento de piroclastos dentro de sedimento no consolidado, la mezcla de clastos juveniles y no juveniles emplazados en depósitos de oleada y flujos piroclásticos, y el colapso sin- o post-eruptivo de lavas o domos emplazados en sedimento no consolidado (Skilling et al., 2002) (Anexo I). Producto de esto, la identificación de afloramientos peperíticos requiere un estudio tridimensional detallado que conlleve a una correcta interpretación.
Existen diferentes criterios que pueden ayudar a la identificación correcta de estas rocas, los cuales se discuten a continuación. En primera instancia se
44 puede realizar una visión espacial del afloramiento, en donde debiera existir una gradación desde el cuerpo magmático homogéneo a texturas peperíticas cercanas al contacto con el sedimento libre, los clastos ígneos deben presentar la misma composición y textura que el cuerpo magmático asociado (Brooks et al., 1982; Kokelaar, 1982; Busby-Spera y White, 1987) (Figura 3.6.a). Esto nos permite distinguir una estrecha relación entre el sedimento y el flujo o intrusión parental.
Un segundo criterio de identificación corresponde a las evidencias del proceso de fluidización del sedimento. Las peperitas por lo general implican una destrucción parcial o completa de las estructuras sedimentarias originales del sedimento huésped (Snyder y Fraser, 1963; Kokelaar, 1982; Doyle, 2000; White et al., 2000) (Figura 3.6.b). También permiten inclusiones de material sedimentario (Figura 3.6.c) y/o el emplazamiento de diques sedimentarios (Figura 3.6.d) en el cuerpo magmático, así como la presencia de ―elutriation pipes‖ en el sedimento circundante (Kokelaar, 1982; Busby-Spera y White, 1987; McLean et al., 2016).
Los contrastes de temperatura entre el componente ígneo de alta temperatura y los sedimentos húmedos más fríos pueden generar alteraciones entre los contactos de ambas unidades que generan evidencias para la identificación de estas rocas. Estos incluyen el metamorfismo de contacto, la vesiculación del sedimento, el enfriamiento parcial o completo del cuerpo magmático (Busby-Spera y White, 1987; Goto y McPhie, 1996; Dadd y Van Wagoner, 2002) (Figura 3.6.d) y el endurecimiento o alteración de la unidad sedimentaria (Hanson y Schweickert, 1982; Kokelaar, 1982; Duffield et al., 1986) (Figura 3.6.e).
Cabe mencionar que las peperitas por lo general se encuentran asociadas a estratos sedimentarios de arena o limo y pueden ser altamente discordantes a la estratificación (Snyder y Fraser, 1963; Kokelaar, 1982; Clague et al., 2006). Adicional a esto, son típicamente no estratificadas y no presentan gradaciones.
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Figura 3. 6 Esquemas idealizados de las características distintivas de peperitas. Las cruces representan un cuerpo intrusivo o un flujo de lava cristalizada, la falta de cruces indica enfriamiento. a) Contacto entre un dique con peperita globular y sedimentos, altamente discordante a la estratificación. b) Destrucción completa de las estructuras sedimentarias en el margen de una peperita con textura de bloques. Los clastos de bloque muestran contacto gradacional con el cuerpo intrusivo principal. c) Inclusiones de sedimentos atrapados en el interior de la intrusión. d) Contacto de enfriamiento de intrusiones peperíticas con un dique sedimentario en bloque. e) Sedimentos endurecidos o alterados en la zona peperítica mostrados por líneas onduladas. f) Peperita de clasto mixto (de bloque y globular) (Tomado de Downey, 2017).
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IV. RESULTADOS
En los capítulos anteriores se presentaron tanto los objetivos como el contexto geológico y teórico del objeto en estudio. En este capítulo se dan a conocer los resultados obtenidos, mediante la caracterización detallada del afloramiento, aparentemente peperítico, de estudio y la descripción de las muestras de roca recolectadas en el terreno, mediante estudios petrográficos tanto macroscópicos como microscópicos. Además se realiza una descripción de la ―Peperita Los Molles‖ (denominada de esta forma para fines prácticos de la presente Memoria) con el objetivo de evidenciar las características distintivas en una roca con textura peperítica.
IV.1 Aspectos Generales
La Formación Katterfeld fue definida por Ramos (1976) en Argentina, en donde se encuentra su localidad tipo en el Cerro Katterfeld, aproximadamente a los 45°S. En la zona de estudio, se compone en gran medida por lutitas y lutitas calcáreas, seguidas de areniscas de grano muy fino, que localmente presentan una tendencia granocreciente. La transición entre las lutitas y las lutitas con mayor contenido de carbonatos es gradual, existiendo una leve relación con el aumento de contenido fósil alojado dentro de la litología mencionada. El contenido fosilífero está compuesto principalmente por bivalvos, troncos fósiles, amonoideos y en menor cantidad belemmnites, los cuales se caracterizan por un alto grado de preservación. La estratigrafía de la zona es materia de estudio de Ormazábal (2018).
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Una particularidad establecida al interior de esta formación, radica en la presencia de afloramientos aparentemente peperíticos, los cuales se hallaron en 5 diferentes puntos, abarcando más de 400 metros de columna estratigráfica (Figura 4.3). Los afloramientos corresponden a lutitas negras que se encuentran en contacto con microdioritas porfíricas de coloración gris verdosa, los cuerpos intrusivos a pesar de poseer mineralogía y textura muy similar difieren en la manera en la que se presentan, encontrándose algunos con una notoria disyunción columnar y otros principalmente macizos.
Se estudia y describe detalladamente un afloramiento en particular, el cual debido a su mayor tamaño y el comportamiento variado que presenta en diferentes zonas a lo largo del contacto entre el intrusivo y la roca de caja, además de su acceso moderadamente sencillo desde el sitio del campamento, lo convierten en un importante objeto de estudio de procesos relacionados al emplazamiento de un cuerpo hipabisal y rocas sedimentarias. Las ―texturas‖ de las rocas en estudio asemejan a la de una intrusión en sedimento húmedo. Sin embargo, los antecedentes obtenidos en este estudio indican que la microdiorita se habría emplazado en rocas litificadas.
El afloramiento principal se ubica aproximadamente a 600 msnm en una quebrada por donde escurre un pequeño arroyo que para fines prácticos del presente trabajo se denominó ―Aguas Salvadoras‖ (debido a que fue el arroyo salvador para poder bañarse luego de varios días de terreno), el cual se ubica al NE del Estero Lechoso, siendo afluente de este (Figura 4.1). La quebrada posee una orientación NE-SW y se caracteriza por poseer dos afloramientos aparentemente peperíticos, el principal, que se estudiará en detalle en el presente capítulo, ubicado en la zona más al sur y basal de la quebrada en cuestión y el segundo, 100 metros estratigráficamente más alto, ubicado en la zona NE de la quebrada junto a una caída de agua de unas decenas de metros que no permite continuar el paso por dicho sector.
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Figura 4. 1 Ubicación del afloramiento en estudio. Se observa la orientación NE-SW del Arroyo Aguas Salvadoras (línea amarilla).Los afloramientos peperíticos se encuentran indicados en rojo, la estrella marca el afloramiento principal de estudio y el círculo el afloramiento ubicado en la zona superior de la quebrada. Modificada de Google Earth.
Figura 4. 2 Simbología empleada para la construcción de la columna estratigráfica del área de estudio expuesta en la página siguiente. 49
Figura 4. 3 Imagen compuesta. A la izquierda se aprecia la columna estratigráfica total del área de estudio. Y a la derecha una columna detallada de la Formación Katterfeld, en donde se observan dos contactos aparentemente peperíticos separados por una sucesión sedimentaria de aproximadamente 100 metros de espesor. Leyendas y simbologías se encuentran en la página anterior (Arraño y Ormazábal; en Ormazábal, 2018).
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IV.2 Descripción del Afloramiento
El afloramiento de estudio, se encuentra compuesto por lutitas de la parte inferior de la Formación Katterfeld, las cuales han sido intruidas por un cuerpo hipabisal de composición diorítica (Figura 4.4). A nivel microscópico, el intrusivo posee fenocristales de plagioclasas (20%), anfíbolas (10%), biotitas (3%) y clinopiroxenos (2%) inmersos en una masa fundamental microcristalina (65%) crecida de coloración gris verdosa compuesta principalmente por plagioclasas y en menor proporción feldespatos. Los fenocristales presentan tamaños entre 5 a 0,15 mm y las plagioclasas se presentan ocasionalmente reunidas en cúmulos generando texturas glomeroporfíricas (Figura 4.4), también se observa textura tipo ―sieve‖, pilotaxítica e intrafasciculada. Además, cabe destacar que los cristales de plagioclasas se encuentran alterados a arcillas. En base a estas observaciones microscópicas, se le ha denominado al cuerpo intrusivo como una microdiorita porfírica de anfíbola (Figura 4.4).
Figura 4. 4 Microfotografía del cuerpo intrusivo. La fotografía de la izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la derecha a Nícoles Cruzados. Se muestran los fenocristales de plagioclasas y anfíbolas inmersas en una matriz microcristalina crecida compuesta principalmente de plagioclasas y en menor proporción feldespato. Se pueden observar los fenocristales de plagioclasas agrupadas en cúmulos generando una textura glomeroporfírica.
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El cuerpo intrusivo se encuentra altamente diaclasado y presenta disyunción columnar en el costado SW del afloramiento (Figura 4.5 A), en donde se logra observar la disposición radial de las columnas respecto al contacto con las lutitas indicando la existencia de una superficie de enfriamiento. Cabe destacar que en diferentes puntos de la quebrada se puede observar como el intrusivo continúa presentando disyunción columnar, tanto en las zonas inferiores como las que sobreyacen estratigráficamente al afloramiento de estudio. De hecho, en el sector que aflora el segundo contacto aparentemente peperítico, se puede observar como las columnas son muy evidentes y con una potencia de 30 metros aproximadamente (Figura 4.5 B), mientras que en los afloramientos aparentemente peperíticos restantes los intrusivos se presentan principalmente de forma maciza.
La roca de caja corresponde a lutitas negras meteorizadas de 10 metros de potencia y aproximadamente 4 metros de espesor, las cuales se presentan altamente brechizadas y en contacto neto con el intrusivo microdiorítico. Cabe mencionar que no se aprecia continuidad de la lutita en el sector opuesto de la quebrada. La presencia de estructuras sedimentarias como laminaciones y ondulitas, vetillas de carbonatos y contenido fosilífero no se observa como en las lutitas sobreyacientes de la columna estratigráfica, sin embargo en algunos sectores de la roca se observa foliación tectónica. A escala microscópica se observan clastos de cuarzo detrítico, micas blancas, plagioclasas y posiblemente la presencia de material orgánico.
El afloramiento presenta principalmente tres zonas del contacto (superior, inferior y lateral) (Figura 4.6), con características y comportamientos diferentes, por lo que serán estudiados de manera independiente a continuación.
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Figura 4. 5 Cuerpo intrusivo hipabisal de composición microdiorítica que presenta disyunción columnar (líneas rojas). En A se observa una disposición radial en las columnas, con diaclasas perpendiculares al contacto, indicando el borde o superficie de enfriamiento marcado en la foto (línea amarilla), en el contacto SW del afloramiento principal de estudio. En B se muestra la disyunción columnar del intrusivo presente en el segundo afloramiento aparentemente peperítico al NE de la quebrada. La flecha de color celeste indica la caída de agua. 53
Figura 4. 6 Esquema del afloramiento en estudio. Los números indican las diferentes zonas a lo largo del contacto entre la roca de caja (Lt) y el cuerpo intrusivo (Ix), que serán estudiadas de manera independiente: 1) Contacto ―Inferior‖. 2) Contacto ―Superior‖. 3) Contacto ―Lateral‖. A: Disyunción columnar del intrusivo. B: Foliación tectónica de la roca de caja. C: Brechización del intrusivo. D: Fragmentos de lutita foliados inmersos en el intrusivo. E: Clasto juvenil con inclusiones de lutita en su interior. F: Brechización de la roca de caja. G: Clastos juveniles inmersos en la roca de caja. H: Aumento de la zona del contacto inferior, mostrando la disminución granulométrica de los cristales de plagioclasas del intrusivo. Elaboración propia. 54
IV.2.1 Descripción del Contacto Inferior
La zona del contacto inferior es un plano recto, en gran parte, con una orientación de 285/60°N, que no posee continuidad hacia la zona superior. Dicha zona del contacto se caracteriza por la presencia de inclusiones de fragmentos de lutita dentro del cuerpo intrusivo, la disminución granulométrica en los cristales de la microdiorita y por la brechización presente tanto en el cuerpo magmático como en la lutita.
En cuanto al cuerpo magmático, se puede apreciar una variación en su textura, en donde los fenocristales de plagioclasa van disminuyendo su granulometría desde 1,3 mm hasta unos 0,5-0,3 mm aproximadamente a medida que se aproximan al contacto con la roca de caja, indicando un mayor enfriamiento. Esto concuerda con la disposición perpendicular al contacto de diaclasas del intrusivo, interpretados por esta razón como de enfriamiento.
Paralelo y a lo largo del contacto, la lutita presenta foliación tectónica de orientación 245/70°W en un ancho de 20 cm, la cual no se observa en los otros dos contactos del afloramiento. Adicionalmente se observan escasas inclusiones de lutita (no más de 10 en total) en el cuerpo intrusivo en la zona superior del contacto, en donde los clastos de lutita no superan los 5 cm de diámetro, son angulares y presentan a su vez la foliación antes mencionada (Figura 4.7). Con esto se puede inferir que la foliación presente en la roca de caja es probablemente anterior a la intrusión del hipabisal.
Además en la zona recta del contacto, se logra apreciar como la lutita y el intrusivo se encuentran altamente brechizados, en donde se observa una especie de ―vetilla‖ en las zonas más próximas al contacto (Figura 4.8), que generan una brecha irregular de coloración grisácea con fragmentos menores a 2 mm de la microdiorita, con una textura similar a la de una brecha hidromagmática. Este tipo de brechización no se observa en ningún otro sector del afloramiento en estudio.
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Figura 4. 7 Inclusiones de lutita previamente foliadas en el cuerpo intrusivo observadas en la zona del contacto inferior. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, las líneas rocas discontinuas representan la foliación presente en las inclusiones de lutita.
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Figura 4. 8 Brechización del cuerpo intrusivo observado en la zona del contacto inferior, el material de relleno se observa de color gris. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, las líneas rojas discontinuas enmarcan la zona de brechización.
Se realizaron 4 cortes transparentes con el fin de estudiar la transición desde la zona de brechización del cuerpo magmático hasta la roca de caja. En las zonas próximas al contacto se puede observar como los fenocristales de plagioclasas del cuerpo intrusivo se encuentran alterados a esmectita y calcita, por otro lado se pueden observar claramente los 3 componentes involucrados en dicho contacto; el cuerpo intrusivo brechizado, la lutita brechizada y el material de relleno gris entre ambos cuerpos (Figura 4.9). Además en la zona de brecha propiamente tal se observa que el material de relleno está compuesto principalmente por microlitos de palgioclasas. En cuanto a la lutita, se presenta altamente brechizada generando las texturas tipo puzle (―jigsaw-fit‖) (Figura 4.10), con minerales de cuarzo, albita, calcita, esmectita, prehnita y titanita rellenando las fracturas.
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A medida que nos alejamos del contacto, es decir hacia el NE, la lutita comienza a disminuir el grado de brechización, además la presencia de los minerales titanita, prehnita, esmectita y cuarzo comienzan a disminuir su ocurrencia, mientras que la de la calcita aumenta.
Figura 4. 9 Microfotografía del contacto inferior del afloramiento de estudio. La fotografía de la izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la derecha a Nícoles Cruzados. Se observan los 3 componentes involucrados en el contacto; la lutita brechizada (Lt), la microdiorita de anfíbola (Ix) y el material de relleno entre ambos cuerpos (MR) compuesto principalmente por microlitos de plagioclasas.
Figura 4. 10 Microfotografía de la lutita presente en la zona del contacto inferior del afloramiento de estudio. La fotografía de la izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la derecha a Nícoles Cruzados. Se observa la brechización de la lutita generando las texturas tipo puzle (―jigsaw-fit‖).
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IV.2.2 Descripción del Contacto Superior
La zona del contacto superior entre el intrusivo microdiorítico y la lutita presenta características completamente diferentes a las mencionadas anteriormente. De hecho en esta zona del contacto se observan inclusiones del cuerpo magmático dentro de la roca de caja (Figura 4.11), y no así fragmentos de lutita en la microdiorita como se describió en el contacto anterior.
El contacto es bastante sinuoso, muy semejante a las peperitas globulares descritas en el capítulo anterior (capítulo III, 4.2), se caracteriza por la presencia de bloques del intrusivo dentro de la roca de caja, los cuales se concentran principalmente en las zonas próximas al contacto entre ambos cuerpos sin una orientación preferencial aparente. Las inclusiones microdioríticas son irregulares con tamaños desde unos pocos centímetros hasta algunos que superan los 20 cm de largo, se observan con bordes tanto rectos como sinuosos, no obstante la mayoría presenta bordes cóncavos con terminaciones en punta como un alfiler.
La roca de caja se encuentra altamente brechizada con clastos muy angulares con tamaños superiores a 1,5 cm en las zonas más distales hasta algunos inferiores a 0,25 mm en las cercanías de los contactos con el cuerpo magmático. Además se puede observar como el fracturamiento de las lutitas forman las denominadas texturas de puzle (―jigsaw-fit‖) mencionadas en el capítulo anterior (capítulo III, 4.1)
Las fracturas se encuentran rellenadas por calcita principalmente, mientras que en menor cantidad se observa la presencia de esmectita, titanita y prehnita (Figura 4.12).
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Figura 4. 11 Imagen compuesta del contacto superior del afloramiento de estudio. A: Muestra el contacto superior desde el contacto lateral. B: Foto aumentada del sector 4.11 A enmarcado en color amarillo. Se puede observar lo irregular de las inclusiones ígneas, con bordes cóncavos y terminaciones en punta como alfiler, además se observa la brechización presente en la lutita.
Figura 4. 12 Microfotografía de la brecha de lutita (Lt) ubicada en el contacto superior del afloramiento de estudio. La fotografía de la izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la derecha a Nícoles Cruzados. Se puede observar como la esmectita (Sm) se encuentra rellenando los espacios generados entre los clastos de la lutita.
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IV.2.3 Descripción del Contacto Lateral
Finalmente, la tercera zona del contacto es la más sinuosa e irregular de todas, en donde se puede apreciar como grandes glóbulos del cuerpo magmático se encuentran inmersos en la roca de caja con un comportamiento aparentemente muy dúctil (Figura 4.13). Dicha zona del contacto es la que presenta menor número de inclusiones en comparación con las otras dos zonas antes descritas, no obstante presenta tanto inclusiones de la microdiorita en la roca de caja, como inclusiones de la lutita en el cuerpo ígneo. Además presenta una característica que no se observa en los contactos anteriormente mencionados, se aprecia como una inclusión magmática presente en la roca de caja posee a su vez fragmentos de lutita en su interior, es decir una doble inclusión (Figura 4.14). Dicha inclusión alcanza unos 10 cm de diámetro mientras que los fragmentos de lutita en su interior no superan los 4 cm de diámetro.
Figura 4. 13 Glóbulo irregular del cuerpo magmático inmerso en la roca de caja, ubicado en la zona del contacto lateral del afloramiento de estudio. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, la línea amarilla discontinua encierra la inclusión magmática.
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La lutita de la roca de caja también se encuentra brechizada (Figura 4.15), además observación al microscopio de inclusiones de la lutita en la microdiorita permiten observar que los fragmentos de lutita se encuentran brechizados, concentrándose los clastos de lutita de mayor tamaño (hasta 1 cm aproximadamente) en las zonas mediales mientras que decrecen en granulometría (0,2 mm) en las cercanías del contacto con el cuerpo magmático (Figura 4.16).
Figura 4. 14 Inclusión magmática en la roca de caja que a su vez presenta segundas inclusiones de lutita en su interior, observada en la zona del contacto lateral del afloramiento de estudio. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, la línea amarilla discontinua encierra la inclusión magmática.
Figura 4. 15 Contacto sinuoso entre la roca de caja y el cuerpo magmático, además se observa la brechización de la lutita ubicada en la zona del contacto lateral. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, contacto indicado con línea amarilla discontinua. 62
Figura 4. 16 Microfotografía de la brechización presente en una inclusión de lutita inmersa en el cuerpo magmático presente en la zona del contacto lateral del afloramiento de estudio. La fotografía de la izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la derecha a Nícoles Cruzados. Se observan los fragmentos de lutita brechizados inmersos en una matriz de calcita, esmectita, prehnita, cuarzo y albita.
IV.3 Dataciones
Se realizó una datación radiométrica en circones provenientes de la microdiorita porfírica, la cual arrojó un resultado de 80 Ma (Cretácico Superior) (Suárez et al., inédito). Además se encuentra datado otro cuerpo intrusivo de composición y aspecto muy similar en las cercanías del Cerro Pirámide, en el sector sur de la Laguna Huncal que posee una edad de 82,8 ± 1,1 Ma (Suárez y De la Cruz, inédito). Con esta información, junto con que en terreno se observó la continuidad geográfica de la microdiorita entre ambos afloramientos, se podría sugerir que los cuerpos magmáticos observados corresponderían a un solo cuerpo de gran tamaño, siendo el responsable de los diferentes puntos localizados con contactos aparentemente peperíticos.
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IV.4 Interpretación
El afloramiento en estudio presenta texturas que se asemejan a una roca peperítica, sin embargo luego de realizar un estudio de las unidades litológicas presentes, se puede inferir que las lutitas que representan la roca de caja se encontraban en un estado consolidado previo a la intrusión de la microdiorita porfírica. Lo anterior se basa en la presencia de inclusiones de lutita con foliación tectónica inmersas en el cuerpo intrusivo en la zona del contacto inferior del afloramiento en estudio (Figura 4.7). Además, la diferencia de edad de cerca 50 Ma existente entre el cuerpo magmático microdiorítico y las lutitas de la roca de caja, ubicadas en la parte inferior de la Formación Katterfeld (Valanginiano-Hauteriviano), apoya la hipótesis de que la microdiorita se emplazó en roca ya litificada.
Por otro lado, la particularidad de la doble inclusión presente en la zona del contacto lateral (Figura 4.14), en donde se observa una inclusión magmática dentro de la roca de caja que posee a su vez fragmentos de lutita brechizada en su interior, permite inferir la ocurrencia de una brechización en la lutita previa o sincrónica a la intrusión. Es probable que el fracturamiento de la roca de caja sea producto de la intrusión magmática, generando fragmentos de lutita que fueron incluidos dentro de un clasto juvenil del cuerpo magmático que a su vez también sufrió un proceso de fragmentación.
Además, las fracturas entre los fragmentos de lutitas observados en las diferentes zonas brechizadas del contacto entre ambos cuerpos y las inclusiones de lutita brechizadas en la microdiorita (Figura 4.16), se encuentran rellenadas por minerales de calcita, cuarzo, esmectita, titanita y prehnita, los cuales se pueden asociar a fluidos hidromagmáticos ricos en calcio transportados posiblemente por la intrusión misma, es decir contemporáneos.
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IV.5 Peperita Los Molles
A continuación se presentan los resultados obtenidos a partir de la segunda campaña de terreno realizada en el BioParque Puquén en Los Molles, con la finalidad de poder estudiar un afloramiento ejemplar y lo que con ello significa y conlleva una ―Peperita Modelo‖, descubierto previamente por Suárez y De la Cruz (información inédita).
IV.5.1 Ubicación y Vías de Acceso
El segundo afloramiento de estudio se encuentra ubicado en el BioParque Puquén en la V Región de Valparaíso, Provincia de Petorca, en la comuna de La Ligua, a unos 187 km aproximadamente al norte de la ciudad de Santiago, específicamente a los 32°14′ 20″S y 71°31′ 42″W (Figura 4.17). Para acceder al parque desde la ciudad Santiago se debe tomar la Panamericana Norte y recorrer aproximadamente 180 km hasta la salida en dirección Los Molles, luego se debe continuar por la Avenida Los Pescadores hasta intersectar con la calle El Lúcumo, la cual se debe atravesar hasta el final para finalmente llegar a la entrada del Parque Puquén. Existen varios senderos al interior del parque, no obstante para llegar al afloramiento en estudio de la forma más sencilla se recomienda continuar por el denominado ―Sendero Costa‖ hasta llegar a la zona de ―El salto‖, señalado en la entrada del parque, en donde se encuentra la ―Peperita Los Molles‖ (Figura 4.17 y Figura 4.18).
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Figura 4. 17 Ubicación de la ―Peperita Los Molles‖ (Globo celeste), ubicada en el BioParque Puquén (Globo rojo), Los Molles. El Sendero Costa se encuentra señalado de color rosado desde la entrada del parque hasta el afloramiento ―Peperita Los Molles‖.
IV.5.2 Aspectos Generales
El parque se caracteriza por un ecosistema semidesértico, catalogado por la Corporación Nacional del Medio Ambiente como sitio prioritario para la conservación, debido a la flora y fauna presente con características biológicas únicas. Además posee un gran interés geológico debido a la interacción entre rocas sedimentarias lacustres y volcánicas.
En la zona del Puquén aflora la Formación Pichidangui (Cecioni y Westermann, 1968) correspondiente al denominado pulso magmático félsico, la cual se habría depositado en un ambiente de cuenca marina con orientación NNW-SSE durante el Triásico Medio – Superior, denominada Cuenca El Quereo – Los Molles (Cecioni y Westermann, 1968; Charrier et al., 2007). La formación posee un origen volcanosedimentario y se compone principalmente por lavas andesíticas, dacíticas y riolíticas, tobas, brechas volcánicas, fangolitas y areniscas del Cárnico-Nórico (Rivano, 1996), edad basada en los elementos paleontológicos encontrados en esta unidad, los cuales corresponden a
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―Estherias‖ y restos de plantas fósiles (Flora de Los Molles y Flora de Punta Puquén) (Fuenzalida, 1937, 1938; Cañas, 1964 y Azcárate y Fasola, 1970).
Además se presentan rocas pertenecientes a la Formación Los Molles (Cecioni y Westermann, 1968), la cual se deposita en un ambiente continental- marino, durante el desarrollo de ciclos de transgresión-regresión, en el Triásico tardío- Jurásico temprano (Charrier et al., 2007). La formación se encuentra compuesta por rocas volcanoclásticas y marinas transicionales que incluye areniscas, fangolitas fosilíferas, conglomerados y tobas (Rivano, 1996).
Específicamente aflora el miembro superior de la Formación Pichidangui y el miembro inferior de la Formación Los Molles, las cuales anteriormente habrían sido agrupadas dentro de la Formación El Puquén (Cecioni y Westermann, 1968), caracterizada por depósitos marinos y lacustres, pelíticos, con algunas areniscas tobáceas y lavas ácidas.
Figura 4. 18 Afloramiento en estudio ejemplar de peperita, denominada para este trabajo como ―Peperita Los Molles‖, ubicada en el BioParque Puquén, Los Molles. Se observa con líneas discontinuas de color rojo el contacto entre el cuerpo intrusivo (IX) y la roca de caja (RC), además se observa como el cuerpo intrusivo se presenta en forma de diques en ciertos sectores. Las líneas discontinuas de color verde representan la estratificación original (So) de la roca de caja.
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IV.5.3 Descripción General del Afloramiento
El afloramiento se encuentra compuesto por lutitas negras lacustres correspondientes a la roca huésped en el proceso peperítico, que presenta delgadas intercalaciones de areniscas finas. Las lutitas se encuentran cortadas por un cuerpo intrusivo de coloración grisácea de composición dacítica, en donde se pueden observar fenocristales de anfíbolas y una masa fundamental altamente silicificada compuesta principalmente de plagioclasas.
El cuerpo intrusivo se presenta en forma de diques en ciertos sectores en el afloramiento en estudio (Figura 4.18), los cuales son separados por sedimentitas subhorizontales y suavemente plegadas. Se observan 3 diques principales, los cuales se describen de SE a NW: Dique de 14 metros de ancho aproximadamente con contactos sinuosos e irregulares que cortan a la roca caja, en el sector adyacente al dique se observa una brecha con inclusiones del cuerpo magmático en las rocas sedimentarias (Figura 4.19). Un segundo dique de 13,2 metros de ancho con una orientación de 170/84°W y 145/51°W en sus contactos SE y NW respectivamente. El tercer dique es de menor tamaño con un ancho de 3,1 metros que posee una orientación de 235/81°W y 210/75°W en sus contactos SE y NW respectivamente.
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Figura 4. 19 Gradación desde el cuerpo magmático homogéneo (Ix) a brechas con clastos juveniles en las cercanías del contacto (línea continua de color amarillo) con la lutita (Lt). La flecha indica el sentido de dicha gradación. Se puede observar una variación en la textura de la roca huésped, desde una textura endurecida y homogénea en la zona de brecha (entre la línea continua y la discontinua de color amarrillo), en contraste con la estratificada original (So) presente en las zonas más distales del contacto. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, mostrando los diferentes elementos antes mencionados.
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Figura 4. 20 Gradación desde el cuerpo magmático homogéneo (Ix) a brechas con clastos juveniles en las cercanías del contacto (línea continua de color amarillo) con la lutita (Lt). La flecha indica el sentido de dicha gradación. Se puede observar como la brecha y los clastos juveniles siguen de forma paralela al contacto entre el cuerpo magmático y la roca de caja (línea discontinua de color amarillo). A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, mostrando los diferentes elementos antes mencionados.
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IV.5.4 Evidencias de Peperita
En primera instancia, se puede realizar un estudio espacial del afloramiento, en donde se observa una gradación desde el cuerpo magmático homogéneo a brechas con clastos juveniles provenientes del dique inmersos en una matriz sedimentaria, en las cercanías del contacto con la roca huésped, en este caso la lutita (Figura 4.19 y Figura 4.20). Los clastos juveniles observados presentan formas irregulares con bordes principalmente curvos y poseen tamaños desde 1,5 mm aproximadamente hasta 13 cm, además se observa en ciertas zonas del afloramiento como la brecha con los clastos juveniles siguen de forma paralela al contacto entre el cuerpo magmático y la roca de caja (Figura 4.20). Cabe destacar que la composición y textura del cuerpo ígneo son las mismas que las encontradas en los clastos juveniles inmersos en la lutita. Por otro lado, se puede observar en un contacto en particular, la ocurrencia de un clasto proveniente de la lutita inmerso en el cuerpo magmático, que posee a su vez clastos juveniles en su interior (Figura 4.21).
En segundo lugar, se pueden observar diferentes estructuras que evidencien el estado no consolidado o típicamente húmedo y la fluidización del sedimento huésped. En algunos sectores del afloramiento de estudio se puede encontrar estratificación convoluta en las lutitas, estructuras que se generan por la licuefacción de los sedimentos. A esto se le puede añadir la destrucción o ausencia de estructuras sedimentarias internas en la roca de caja en las zonas de brecha, presentando una textura endurecida y homogénea completamente diferente a la estratificada original que se aprecia en las zonas más alejadas del contacto con el cuerpo magmático (Figura 4.19). En algunos casos, se observa como en zonas adyacentes al contacto la destrucción de la estratificación original no es completa, manteniéndose la estratificación original, mientras que en los sectores donde se presentan clastos juveniles inmersos en la roca de caja, el transporte y la fluidización del sedimento huésped se evidencian mediante la ausencia de dicha estratificación en la roca de caja (Figura 4.21).
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Figura 4. 21 Contacto (línea de color amarillo) entre el cuerpo intrusivo (Ix) y la lutita (Lt), se observa una inclusión de la roca de caja (encerrada de color azul) que además presenta varios clastos juveniles provenientes del cuerpo magmático asociado. Los número 1 y 2 separados por la línea discontinua de color amarillo indican zonas con distinto comportamiento: el sector 1 presenta clastos juveniles inmersos en la roca de caja evidenciando el transporte y la fluidización del sedimento huésped mediante la destrucción de la estratificación original de la roca de caja (So); mientras que en el sector 2 se observa la estratificación original indicada con líneas discontinuas de color verde, sin la presencia de clastos juveniles inmersos en la roca de caja. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, mostrando los diferentes elementos antes mencionados.
Adicionalmente se presencian como mínimo 4 diques sedimentarios a lo ancho del afloramiento y adyacentes a diferentes apófisis de la dacita (Figura 4.22). Los diques sedimentarios se caracterizan por ser de tamaños centimétricos (5 a 10 cm) y se componen de una matriz de tamaño de grano arena fina. Los clastos son mayoritariamente juveniles provenientes del cuerpo magmático y lutitas del sedimento huésped, además se aprecia como clastos de algunos diques sedimentarios presentan las texturas de bloque típicas de puzle (―jigsaw-fit‖) (Figura 4.23). 72
Figura 4. 22 Diques sedimentarios de 4 a 20 cm de ancho aproximadamente que cortan las rocas sedimentarias presentes en el afloramiento de estudio Peperita Los Molles. En B se puede observar la textura de bloque típica de puzle (―jigsaw-fit‖).
Figura 4. 23 Foto aumentada de la Figura 4.22 B, en donde se observa un dique sedimentario con fragmentos del intrusivo presentando la textura de bloque típica de puzle (―jigsaw-fit‖).
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IV.5.5 Interpretación
Los procesos involucrados en la formación de una roca peperítica, como se vio en el capítulo anterior (Capítulo III, 5), son principalmente tres: la fragmentación del magma, la fluidización del sedimento huésped y la mezcla entre ambos componentes. En el afloramiento en estudio en Los Molles, a diferencia del estudiado previamente en las cercanías de Puerto Ingeniero Ibáñez, se pueden interpretar y observar de forma clara la ocurrencia de estos procesos durante el mecanismo de formación de la roca estudiada.
El proceso de fragmentación del magma y mezcla con el sedimento huésped (capítulo III, 5.1) en una roca peperítica, puede ser evidenciado en este afloramiento debido a la presencia de clastos juveniles, que se encuentran inmersos en una matriz sedimentaria, de la misma composición y textura a la del cuerpo magmático dacítico adyacente, los cuales además poseen una relación espacial característica de los dominios de peperitas (Figura 3.1), presentando una morfología laminada principalmente compacta y paralela al contacto con la intrusión de los diques (Figura 4.18). También se pueden constatar ambos procesos en una inclusión de lutita que se encuentra inmersa en el cuerpo magmático, que posee en su interior clastos juveniles previamente fragmentados (Figura 4.21).
En cuanto al proceso de fluidización del sedimento huésped, queda evidenciado en la ―Peperita Los Molles‖ mediante un halo de homogenización textural del sedimento en las cercanías del contacto con el cuerpo ígneo (Figura 4.19), lo que conlleva a la destrucción de estructuras sedimentarias internas originales (S₀) y al endurecimiento o alteración debido al reempaquetamiento y compactación de los sedimentos (Francis, 1982; Walker y Francis, 1987). Además, la presencia de diques sedimentarios es una de las características distintivas dentro de la roca huésped (Capítulo III, 4.5) en un afloramiento de peperitas (Downey, 2017), los cuales se observan de forma clara en el afloramiento en estudio ubicado en el Puquén (Figura 4.22).
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V. DISCUSIÓN
En base a las observaciones y descripciones realizadas del afloramiento junto con los datos bibliográficos recolectados en el capítulo III, se puede proseguir a la interpretación del comportamiento del objeto de estudio. En el presente capítulo se pretende discutir si el afloramiento de estudio ubicado en la Formación Katterfeld entra finalmente en la clasificación de una roca peperítica. Además se prosigue a proponer un modelo o guía, que ayude a facilitar en terreno la identificación de una peperita.
V.1 Definición
La definición del término ―peperita‖ sigue siendo un tema de controversia, en donde no se ha logrado llegar a un consenso propiamente tal que aborde una definición inequívoca para dicho termino. Dadas las observaciones del afloramiento de estudio, cabe analizar y discutir en base a las dos definiciones mencionadas en el capítulo III.
V.1.1 Sentido Descriptivo
Si nos centramos en el término peperita en el sentido netamente descriptivo en donde es indiferente el origen del depósito, considerando como peperita a cualquier roca que comprenda componentes volcánicos vítreos juveniles en una matriz no-juvenil (De Goër, 2000), podemos clasificar el afloramiento de estudio como una roca peperítica como tal. En donde componentes volcánicos juveniles correspondientes a una microdiorita de anfíbola se encuentran inmersos en una matriz no-juvenil de lutita.
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Sin embargo, dicha definición es bastante vaga debido a que no hace mayor hincapié al proceso que genera dicha textura, sin relacionar a su formación un cuerpo magmático como tal, en donde podríamos denominar como peperita a diversas rocas formadas por ejemplo por flujos laháricos, tobas freatomagmáticas, bombas incluidas en una matriz de toba, piroclastos juveniles de caída inmersos en sedimentos no consolidados e incluso a alguna roca sedimentaria detrítica compuesta por clastos monomícticos volcánicos, entre otros.
V.1.2 Sentido Genético
Por otro lado la definición genética del término peperita es más apropiada y precisa al minuto de querer lograr representar el proceso de formación de una roca con la textura peperítica determinada, excluyendo a cualquier roca (a pesar de que presente dicha textura) que no se haya generado por un proceso in situ de desintegración del magma/lava (o de corrientes de densidad piroclásticas con comportamiento similar) que intruya y se mezcle con sedimentos no consolidados o poco consolidados (White et al., 2000), por lo que se descarta todo tipo de brecha hidrotermal, volcánica, tectónica e hialoclastitas. Sin embargo, a la hora de evaluar esta definición en el afloramiento de estudio, no cae precisamente dentro de dicha definición. Esto es, debido a que la roca huésped se encontraba en estado consolidado al momento de la intrusión magmática, no obstante, si ocurrieron los procesos de fragmentación del magma y mezcla mencionados en la definición anterior.
Fragmentación del Magma
El proceso de fragmentación del magma se puede ver evidenciado mediante la presencia de los diversos clastos juveniles inmersos en la roca de caja (Figura 4.11), en este caso la lutita, observados tanto en la zona del contacto superior como en la zona lateral. Además también queda demostrado dicho proceso, mediante la brechización del cuerpo magmático observada en la zona inferior del contacto (Figura 4.8).
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Fluidización del Sedimento
La mezcla entre los clastos juveniles y el sedimento huésped en una roca peperítica es promovida por la fluidización del sedimento (Skilling et al., 2002). Sin embargo, como se mencionó en el capítulo anterior, el término fluidización para la literatura peperítica, hace referencia netamente al soporte de partículas y transporte por un fluido en cualquier dirección de movimiento (Skilling et al., 2002). Dicho esto, se puede considerar que en el afloramiento en estudio si ocurrió el proceso de fluidización, el cual logró que el magma se introdujera en la roca de caja, permitiendo el transporte y mezcla de los clastos juveniles junto con la lutita. En este proceso se infiere que la roca de caja, si bien no era un sedimento húmedo, era un agregado de fragmentos de lutita. Esta brechización, es probable que se formara por el escape de volátiles y fluidos hidromagmáticos producto de la intrusión hipabisal, los cuales a su vez permitieron el transporte y mezcla de ambos componentes.
Estado Consolidado de la Roca de Caja
La diferencia de aproximadamente 50 Ma entre las edades de la microdiorita porfírica y la roca de caja perteneciente a la Fm. Katterfeld, nos indican que las lutitas ya se habían litificado al momento de la intrusión. Adicionalmente, la foliación observada en la roca de caja y en los clastos de lutita inmersos en el cuerpo magmático (Figura 4.7), junto con el comportamiento frágil observado en la brechización de la lutita presente en las diferentes zonas del contacto entre ambos cuerpos, son también antecedentes que indican que las lutitas de la roca de caja se encontraban consolidadas durante la intrusión del cuerpo magmático hipabisal. Debido a esto, el afloramiento en estudio no se podría clasificar como una roca peperítica según la definición genética mencionada anteriormente.
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V.1.3 “Peperita Modelo”, Los Molles
En cuanto a la ―Peperita Modelo‖ ubicada en el BioParque El Puquén, se podría definir como peperita por cumplir con las condiciones indicadas tanto en el sentido descriptivo como genético del término peperita. Dicho afloramiento, cumple con todas las características y procesos formadores de una roca peperítica, como lo es la fragmentación del magma y la mezcla con el sedimento huésped, promovido por la fluidización del sedimento no consolidado o poco consolidado (ver capítulo IV, 5.5).
V.2 Brechización de la Roca de Caja, Puerto Ingeniero Ibáñez
Se podría proponer, que la brechización de la lutita del afloramiento en estudio en las cercanías del Estero Lechoso, fuera previa a la intrusión magmática, sin embargo se ha interpretado como sincrónica y producto de la intrusión hipabisal. Esta brechización, según la hipótesis aquí planteada, se habría formado por el escape de volátiles y fluidos hidromagmáticos durante el emplazamiento de la microdiorita. Debido a que el material de relleno presente entre las fracturas de la lutita brechizada observados tanto en la zona de los contactos con la microdiorita (Figura 4.10 y 4.12) como en las inclusiones de lutita brechizada presentes en el cuerpo magmático (Figura 4.14), presentan la misma paragénesis mineral, la cual está compuesta principalmente por calcita, prehnita, esmectita, titanita y cuarzo, los que se observan en equilibrio con el cuerpo magmático.
V.3 Clasificación del Afloramiento, Puerto Ingeniero Ibáñez
El afloramiento en estudio con texturas aparentemente peperíticas no se podría clasificar como una peperita según la definición genética del término propuesta por White et al. (2000), debido al estado consolidado de la roca de caja previo a la intrusión magmática. No obstante, diversos autores han discutido dicha definición, como es el caso de Jerram y Stollhofen (2002)
78 quienes proponen que se utilice el término peperita para describir los depósitos que consisten en sedimentos mezclados con componentes magmáticos juveniles, en donde se evidencie una interacción dinámica entre ambos, esto debido a los ejemplos de peperitas hallados en ambientes áridos sin requerimiento de agua, en donde no ocurren procesos de interacción magma- agua, y por tanto tampoco procesos de fluidización del sedimento huésped. Además, Hanson y Schweickert (1982) registraron evidencia de litificación local temprana en sedimentos volcanogénicos antes de la formación de texturas peperíticas asociadas a un hipabisal riolítico, sugiriendo que el sedimento huésped localmente consolidado puede fracturarse durante la génesis de una roca peperítica, lo que se observa en diversas peperitas con clastos angulares del sedimento huésped (MacDonald, 1939; Brooks et al., 1982; Kokelaar, 1982; Kokelaar et al., 1985).
Dicho esto, se propone que el afloramiento en estudio ubicado en las lutitas de la Formación Katterfeld puede ser denominado como una peperita, debido a su proceso de formación in situ en donde se reconoce que habría habido interacción dinámica entre los componentes, a través de los procesos de fragmentación y mezcla del magma con la roca de caja. Esta mezcla, es facilitada por los fluidos hidromagmáticos trasladados por el emplazamiento de la microdiorita, los cuales permiten el transporte de los clastos juveniles provenientes de la fragmentación del magma y además generan la brechización observada en las lutitas, mezclando tanto los clastos juveniles inmersos en la roca de caja como los fragmentos de lutita presentes en la microdiorita porfírica.
En base a lo discutido anteriormente, surge la necesidad de una nueva definición para el término peperita, el cual considere en su formación la interacción de magma tanto con sedimentos secos o húmedos, como lo proponen Jerram y Stollhofen (2002), como con sedimentos totalmente litificados, por lo que se propone una modificación de la definición propuesta anteriormente por White et al. (2000):
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Peperita (sustantivo): término genético aplicado a una roca formada esencialmente in situ por la desintegración del magma que intruye y se mezcla con una unidad sedimentaria, independiente del estado de consolidación. El término también se refiere a mezclas similares generadas por los mismos procesos que operan en los contactos con lavas y otros depósitos volcanoclásticos calientes con tal unidad sedimentaria.
En base a la definición aquí propuesta, se podría sugerir la existencia de dos tipos de peperitas: ―tipo S” en donde el cuerpo ígneo asociado se emplaza en sedimento húmedo o seco, y ―tipo L”, en el que el cuerpo magmático se emplaza en roca litificada. En las peperitas tipo S la roca ígnea asociada es aproximadamente contemporánea al sedimento con el que interactúa, mientras que en las de tipo L esto no es así, por lo que es importante su correcta identificación antes de inferir contemporaneidad entre las litologías presentes.
La peperita estudiada en Los Molles correspondería a una de tipo S, en donde el cuerpo magmático intruyó a sedimentos húmedos, mientras que el afloramiento en estudio en las cercanías de Puerto Ingeniero Ibáñez, correspondería a una peperita tipo L, según las definiciones aquí propuestas.
V.4 Identificación de Peperita
En términos simples una peperita se podría clasificar como una brecha, debido a la presencia de clastos (o fragmentos de roca ígneos de igual composición y origen) inmersos en una matriz sedimentaria. Existen múltiples brechas similares a una peperita, sin embargo como se mencionó anteriormente, el proceso de formación de esta brecha es lo que conlleva a la definición de una roca peperítica u otro tipo de roca con aspecto similar. Esto conlleva, a que su identificación en terreno, a veces, se vuelva complicada, por lo que se propone a continuación una serie de pasos a seguir para lograr una correcta identificación de un afloramiento peperítico (Figura 5.1).
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Si el afloramiento en observación presenta las siguientes características, la roca se puede definir como una peperita. Si no cumple alguna de ellas, debiera ser clasificada y estudiada como otro tipo de roca.
. Existencia de dos componentes principales: una unidad ígnea y otra unidad sedimentaria. La unidad ígnea puede ser tanto intrusiva como extrusiva e incluso depósitos volcanoclásticos calientes.
. Existencia de una gradación desde el cuerpo magmático homogéneo a clastos juveniles inmersos en la roca de caja, los cuales se encuentren cercanos a los contactos con la unidad sedimentaria, idealmente desde un régimen compacto a un régimen disperso.
. Los clastos juveniles inmersos en la roca de caja en las cercanías de los contactos presentan la misma composición y textura a la del cuerpo magmático asociado.
. La unidad sedimentaria puede evidenciar contactos de enfriamiento: metamorfismo de contacto, vesiculación del sedimento, endurecimiento o alteración de la unidad sedimentaria y/o enfriamiento parcial o completo de la unidad magmática.
Adicionalmente se podría diferenciar una peperita de tipo S de una de tipo L, si presenta alguna de las siguientes características generadas por el proceso de fluidización del sedimento:
a) Destrucción parcial o total de las estructuras sedimentarias originales en el sedimento huésped.
b) Presencia de diques sedimentarios.
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Figura 5. 1 Modelo de mapa conceptual con el fin de lograr una correcta identificación de una peperita en terreno. Además se incluyen rocas con apariencias semejantes, indicando las características distintivas de estas para su correcta identificación. Existen diferentes categorías dentro de las brechas volcánicas, por lo que se recomienda revisar Fisher (1960) para una mejor identificación de este tipo de brechas.
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VI. CONCLUSIÓN
Luego de un estudio bibliográfico de los procesos formadores de una peperita se ha considerado que el término descriptivo (Cas y Wright, 1978; De Goër, 2000) para referirse a una peperita es muy amplio. Por otro lado, la definición genética propuesta por White et al. (2000) excluye a rocas con texturas peperíticas que se sugiere que debiesen ser consideradas dentro de la definición, debido a los procesos generadores de estas rocas. Es por esto, que se ha propuesto una modificación a dicha definición, recomendando utilizar el término peperita para referirse a rocas formadas por una unidad magmática que se ha fragmentado y mezclado in situ con una unidad sedimentaria, independiente de su estado de consolidación, evidenciando una interacción dinámica entre ambos componentes. Junto a esto, se han propuesto dos tipos de peperitas: las tipo S que se forman por la interacción de un cuerpo magmático con sedimento; y las tipo L que se generan por la interacción de un cuerpo ígneo con roca litificada.
Las lutitas de la roca de caja del afloramiento en estudio, ubicado en la parte inferior de la Formación Katterfeld, se encontraban en un estado consolidado previo a la intrusión de la microdiorita, sin embargo se evidencian los procesos de fragmentación y mezcla del magma con la unidad sedimentaria, por lo que se ha considerado como una roca peperítica tipo L según la modificación propuesta para la definición de peperita.
El estudio de las peperitas tipo S, proporciona evidencia de campo para la reconstrucción paleoambiental y la cronología relativa de eventos, debido a que demuestra que procesos como el magmatismo y la sedimentación fueron contemporáneos o relativamente cercanos (Shaw et al., 1999; Dadd y Van Wagoner, 2002; Young et al. al., 2004). Sin embargo, como se mencionó anteriormente, es crucial su correcta identificación debido a que las peperitas tipo L ocurren en roca litificada, por lo que dichos procesos no serían contemporáneos.
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Adicionalmente, la identificación de peperitas tipo S puede ayudar en la localización de intrusiones sinvolcánicas que podrían ser económicamente significativas. Esto se debe principalmente a que las intrusiones pueden iniciar o modificar la circulación de fluidos por largos periodos de tiempo, pudiendo así, generar sistemas hidrotermales (McPhie y Orth, 1999) producto de la transferencia de calor durante la formación de peperitas. Esto podría generar una contribución directa de fluidos magmáticos hacia diferentes reservorios porosos (Delaney, 1982) con consecuencias significativas en términos de alteraciones hidrotermales y mineralización.
Por otro lado, la ocurrencia de una peperita (tipo S o L) puede facilitar la distinción entre sills y lavas (McDonald, 1939; Branney y Suthren, 1998; Allen, 1992; Boulter, 1993; McPhie, 1993), esta problemática bastante frecuente entre cuerpos ígneos concordantes puede ser rápidamente solucionada por la presencia de texturas peperíticas a lo largo de los contactos superiores, infiriendo la presencia de un cuerpo intrusivo.
Trabajos Futuros
Se propone complementar el trabajo realizado, con el estudio de los otros 4 afloramientos aparentemente peperíticos encontrados en diferentes puntos de la Formación Katterfeld. Esto, con el fin de comparar las características presentes en cada uno de ellos ¿Estarán asociados al mismo cuerpo intrusivo? ¿Acaso son contemporáneos? ¿Corresponden a peperitas tipo L?
Además, luego de presentar e interpretar el proceso de formación de las texturas peperíticas observadas en la Formación Katterfeld, se sugiere continuar la investigación mediante un modelamiento analógico. El cual contemple las condiciones de formación del afloramiento en estudio y con esto un mayor entendimiento de la génesis de peperitas tipo L.
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VII. REFERENCIAS
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ANEXO I: Distinción de peperitas con Otros tipos de roca
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