Universidad Andrés Bello
Facultad de Ingeniería
Carrera de Geología
Estratigrafía y sedimentología en torno a Mallín Grande, Cordillera Patagónica, Región de Aysén, Chile
Memoria para optar al Título de Geólogo
DANIEL NICOLAS RIVEROS MARTINEZ
PROFESOR GUÍA:
MANUEL SUÁREZ DITTUS
MIEMBROS DE LA COMISIÓN
JEAN-BAPTISTE GRESSIER
PIERRE-YVES DESCOTE
SANTIAGO – CHILE
2020 Agradecimientos
En primera instancia quiero agradecer a los profesores Manuel Suarez, Jean Baptiste Gressier y Pierre Yves Descote por el apoyo antes y durante la investigación. Agradezco a mis compañeros y amigos de terreno Vicente Mimica, Benjamín Aldridge y Matías Ormazabal por el constante apoyo y paciencia a lo largo del terreno, el año y la carrera.
Agradecer a mis Padres Cecilia y Patricio ya que son un pilar fundamental en mi vida, a mis hermanas Daniela y Valentina por alegrarme los días y a mis abuelos Eliana por su constante apoyo y de manera especial a mi Papi Miguel que, aunque ya no estés, sigo sintiendo tu apoyo más fuerte que nunca.
Finalmente quiero agradecer a Magdalena, quien ha sido mi compañera de vida y mi confidente durante todos estos años.
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Índice de contenido Capítulo l: Introducción 11 1.1. Prólogo 11
1.2. Presentación 13
1.3. Objetivos 15
1.3.1. Objetivo General 15 1.3.2. Objetivos específicos 16 1.4. Metodología 16
1.4.1. Pre- Terreno: 16 1.4.3. Post- Terreno 19 Capítulo ll: Marco Geológico 22 2.1. Geología Regional 22
2.2. Principales hitos en la evolución geológica de la región de Aysén 24 2.2.1. Complejo Metamórfico Andino Oriental, CMAO. (Devonico- Carbonifero Tardío) (Hervé. 1993; Hervé et al., 1998) 24 2.2.2. Formación Ibáñez (Jurásico Superior- Valanginiano, ca.152-135 Ma) 24 2.2.3. Grupo Coyhaique (Titoniano- Aptiano) (Haller y Lapido,1980) 26 2.2.4. Unidades intrusivas 32 2.2.5. Formación Ligorio Márquez (Paleoceno Superior) 34 2.2.6. Glaciaciones (Pleistoceno- Holoceno) 34 Capítulo lll: Marco Teórico 36 3. Análisis de procedencia sedimentaria 36
3.1. Metodología de análisis modal en areniscas 37 3.1.2 Clasificación de áreas de proveniencia 38 3.2. Análisis de facies y modelos de facies sedimentarias 40
3.2.1. Facies fluviales 41 3.2.2. Análisis de Facies Volcánicas 43 Capítulo lV: Estratigrafía 46 4.1 Secciones estratigráficas 46
4.1.1 Sección Toqui 1 (T1) 47 4.1.2 Sección Toqui 2 (T2) 53
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Capítulo V: Facies 58 5.1.1. Litofacies presentes en la sección T1 58
5.1.2. Litofacies presentes en la sección T2. 59
5.2. Asociación de facies 62
Capitulo Vl: Petrografía 65 6.1. Petrografía sedimentaria 65
6.1.1. Texturas 65 6.1.2. Cuarzo 66 6.1.3. Feldespato 68
6.1.4. Líticos 69 6.2. Petrografía de rocas volcánicas 70
Capitulo Vll: Proveniencia sedimentaria. 73 7.1. Resultado de análisis de conteo modal 73
Capitulo Vlll: Discusión 76 8.1. Petrografía de la Formación Toqui 76
8.2. Interpretación de ambientes y comparación con trabajos anteriores 80
8.3. Análisis vía conteo modal 82
Capitulo lX: Conclusión 84 X. Bibliografía 86 Anexo I 92 Anexo Il 101
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Índice de Figuras
Capítulo l
Figura 1.1: A corresponde a la portada de la revista “Nature” el año 2015 donde 12 aparece una reconstrucción del Chilesaurus; (B) Reconstrucción esqueletal del Chilesaurus diegosuarezi a escala (Novas et al., 2015).
Figura 1.2: Extensión de la Cuenca Austral y el arco magmático del Jurásico 13 Tardío al Cretácico Temprano en la Patagonia, la estrella verde indica la ubicación aproximada de la zona de estudio (Modificado de Bell y Suarez, 1997).
Figura 1.2.1: Imagen compuesta: (A) extensión de la Cuenca Austral y el arco 14 magmático del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano en la Patagonia, donde se muestra la segmentación norte llamada cuenca de Aysen y segmentación sur denominada cuenca de Magallanes. (B) Columna estratigráfica del segmento de Aysén (ET: evento tectónico). Modificado por Ormazabal. (2018); Suárez et al. (2010a).
Figura 1.4.1: Mapa conceptual, etapa Pre-Terreno. 16
Figura 1.4.2: Mapa conceptual, etapa Terreno 17 Figura 1.4.2.1: Imagen satelital de la zona de estudio demarcada en color amarillo; 18 (A) Campamento Base; (B) Localidad de Puerto Guadal; (C) Playa de Mallín Grande; La línea negra corresponde a la ruta entre Puerto Guadal y el Campamento Base.
Figura 1.4.3: Mapa conceptual, etapa Post-Terreno 19 Figura 1.4.3.1: Simbología a utilizar en las secciones estratigráficas de este 21 trabajo Capitulo ll
Figura 2.1: Etapas de la evolución geológica en Patagonia, sucesión estratigráfica 22 de la región de Aysén (Modificado por Arraño, 2018 de Charrier et al., 2007).
Figura 2.2.2: Estratigrafía esquemática mesozoica (Suárez et al., 2015). 25
Figura 2.2.3.1: Columna estratigráfica correspondiente a la Formación Toqui. 28 (Suarez et al., 2015).
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Figura 2.2.3.2: Síntesis esquemática estratigráfica. Contacto no observado entre 30 Formación Ibáñez y Formación Katterfeld; contacto concordante entre Formación Ibáñez y Formación Toqui; contacto concordante entre la formación Toqui y la Formación Katerfeld; contacto concordante y transicional entre las Formaciones Apeleg y Divisadero. (Modificada de Ormazabal, 2018; Suarez et al., 2010).
33 Figura 2.2.4: Mapa esquemático de rocas metamórficas de Chile Austral. (Basado en Hervé et al.,2007 y Mapa Geológico de Chile, escala 1:1.000.000, SERNAGEOMIN (2002), modificado por Ormazabal (2018).
Capitulo lll
39 Figura 3.1.2: Diagrama ternario para interpretar áreas de proveniencia, a la izquierda diagrama QFL y a la derecha el diagrama QmFLt. .(modificado de Dickinson et al., 1983).
Capitulo lV
Figura 4.1.1: Mapa de la zona de estudio. 46
Figura 4.1.2: Vista en planta de las secciones estratigráficas. Globos indican las 47 secciones correspondientes: T1 (sección Toqui 1); T2 (Sección Toqui 2). Referencias geográficas se indican en globos blancos: CN (Cerro negro).
Figura 4.1.3: A la izquierda, columna esquemática general modificada de Suárez 48 et al. (2010 a). A la derecha, columna estratigráfica correspondiente a la transecta T1 de la zona de estudio.
Figura 4.1.3.1: Simbología a utilizar en las secciones estratigráficas de este 49 trabajo
Figura 4.1.4: (A) Restos fósiles de vertebrado en arenisca de grano medio. (B) 50 Contacto sinuoso entre toba de color roja (3) y brecha sedimentaria (2) con flames (1). (C) Imagen en planta de paleocanal contenido en capa (4).
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Figura 4.1.5: (D) arenisca media (Sh) carbonatico laminada (2) en contacto con 51 arenisca de grano medio (3), (E) paleocanal, correspondiente a una brecha sedimentaria fina con estratificación cruzada (Sec), clastosoportado cuyos clastos presentan baja esfericidad además de ser subangulosos y cortan a capa (3).
Figura 4.1.6: (F) conglomerado fino matriz soportado, (G) brecha sedimentaria 52 fina, (H) capa de arenisca media cortada por paleocanales, correspondientes a conglomerados de grano medio con clastos con buena esfericidad y cuyo redondeamiento varían entre subredondeados a redondeados (6).
Figura 4.1.7: A la izquierda, columna esquemática general modificada de Suárez 54 et al. (2010 a). Y a la derecha, columna estratigráfica correspondiente a la transecta T2 de la zona de estudio.
Figura 4.1.2.1: Simbología a utilizar en las secciones estratigráficas de este 55 trabajo
Figura 4.1.8: Contacto concordante entre tobas rojas y tobas blancas 56
Figura 4.1.5: A izquierda, una foto a distancia del Cerro Negro (CN); A la derecha 57 en naranjo, la disyunción columnar presente en el depósito ignimbritico
Capítulo V
Figura 5.2: Imagen de contacto sinuoso entre las litofacies mLT2 y Sm2. Las 62 flechas indican estructuras de carga (flames).
Figura 5.2.1: Esquema generalizado de la geometría y posición en el terreno de 64 los distintos depósitos piroclásticos, producto del aporte volcánico no identificado. Modificado de Cas y Wright (1988).
Capitulo Vl
Figura 6.1.1: Microfotografía de la muestra AYC-15 a Nx. (1) muestra en cemento 66 de calcita con clivaje en una dirección.
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Figura 6.1.2: Microfotografía correspondiente a la muestra AYC-17 a NX. (1) 67 muestra granos de cuarzo policristalino (Qp). (2) indica granos de cuarzo monocristalinos.
Figura 6.1.2.1: Microfotografía a Nx correspondiente a la muestra AYC-23. (1) 68 muestra se presenta un contacto recto entre grano de cuarzo. (2) indica la matriz compuesta en un 90% de pumpeyita.
Figura 6.1.3: Microfotografías en secciones (A) y (B) de la muestra AYC-23 a Nx. 69 (1) muestra macla Carlsbad en un cristal de plagioclasa. (2) corresponde a un cristal de plagioclasa con macla polisintética.
Figura 6.1.4: Microfotografía de la muestra AYC-21. (A) Muestra a Nx donde (1) 70 indica la presencia de líticos de toba, con cristal Shards. (B) Muestra a Np.
Figura 6.2: Microfotografía de la muestra AYB-70 a Nx. Donde se observa textura 71 axiolítica.
Figura 6.2.1: Microfotografía correspondiente a la muestra AYB-70 a Nx. (1) indica 72 diferentes cristales de feldespato siendo alterados por glauconita y en otras zonas a calcita.
Capitulo Vll
Figura 7.1: Diagramas triangulares con los datos obtenidos de las distintas 75 muestras, a la izquierda el diagrama QFL y a la derecha el diagrama QmFLt (modificado de Dickinson et al, 1983). El recuadro inferior presenta la simbología empleada para las muestras AYC-15, AYC-21, AYC-17 y AYC-23. Capitulo Vlll
Figura 8.1: Clasificación petrográfica de areniscas de la Formación Toqui (Folk, 76 1974)
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Figura 8.1.1: Microfotografía de la muestra AYC-15 a Nx. (1) muestra en cemento 77 de calcita con clivaje en una dirección.
Figura 8.1.2: Microfotografías, donde (A) indica la muestra AYB-70 a Nx y (B) la 78 muestra AYC-23 a Nx. (1) indica diferentes cristales de feldespato siendo alterados por glauconita y en otras zonas a calcita. (2) indica la matriz compuesta en un 90% de pumpeyita. Figura 8.1.3: Esquema litológico y faunístico de la Formación Toqui durante 79 Cretácico. (B) Chilesaurus diegosuarezi y (C) a restos de cocodrilo (Novas et al., 2015); (E) Restos de Oncolitos descritos por Aldridge, (2019); (G) y (F) Restos de algas no identificadas, foraminíferos y equinodermos descritos por Mimica, (2019).
Figura 8.2: Diagrama de paleoflujos, asociados a mediciones de ejes de 80 paleocanales (ntotal= 16 mediciones).
Figura 8.2.1: Paleogeografía esquemática en torno a los 46° S durante el 81 Titoniano-Valanginiano, en conjunto con un esquema estratigráfico durante el cretácico inferior basado en Suarez et al., 2010.
Figura 8.3: Diagramas triangulares con los datos obtenidos de las distintas 82 muestras, a la izquierda el diagrama QFL y a la derecha el diagrama QmFLt (modificado de Dickinson et al, 1983). El recuadro inferior presenta la simbología empleada para las muestras AYC-15, AYC-21, AYC-17 y AYC-23.
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Índice de Tablas
Tabla 3.1.1: Parámetros de clasificación de granos (Modificado de Dickinson 1970; 37 Graham et al., 1976; Ingersoll & Suczek 1979)
Tabla 3.3.1.1: Esquema de clasificación de litofacies (Miall, 1996). 42
Tabla 3.3.1.2: Elementos arquitecturales para distintas configuraciones de 43 depósitos fluviales (Miall, 1985).
Tabla 3.3.2: Términos y abreviaciones de las litofacies no genéticas (Branney y 44 Kokelaar, 2003). Tabla 5: Litofacies identificadas en la sección superior de la Formación Toqui 60 (Miall, 1977; Branney y Kokelaar, 2003). Np: no presenta; S: arena; G: grava; C: ceniza; f: flames; gi: gradación inversa; l: laminación; d: disyunción columnar.
Tabla 7.1: Distribución de composición y porcentaje modal de los minerales y líticos 73 presentes en las muestras estudiadas.
Tabla 7.2: Porcentaje de minerales y líticos normalizados a cuarzo total (Q), 74 feldespatos totales (F) y fragmentos líticos (L) según Ingersoll (1983). Tabla 7.3: Porcentaje de clastos y minerales normalizados a cuarzo monocristalino 74 (Qm), feldespatos totales (F) y líticos totales (Lt) según Ingersoll (1983).
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Capítulo l: Introducción
1.1. Prólogo De las numerosas especies de dinosaurios encontradas en el mundo, 50 de ellas pertenecen a especies encontradas en todo Sudamérica. Dentro de estas 50 especies, se distinguen dos grandes grupos principales: Ornithischia y Saurischia (Calvo, J. O,1991). Grupos que se subdividen en los subgrupos Theropoda y Sauropodomorpha. Subgrupos que generan el gran parte del registro fósil existente en Sudamérica. Los dos Subgrupos nombrados anteriormente presentan un registro fósil con rasgos carnívoros para los Theropodos y rasgos herbívoros para los Sauropodomorpha. Pese a existir este registro, el ejemplar Chilesaurus diegosuarezi presenta características tanto de carnívoro como de herbívoro y es el único espécimen que registra en el Jurásico Superior con esas características (Chimento, N. R., 2018). Estudios mediante análisis de zircones U-Pb indican que el espécimen existió en el jurásico superior, específicamente durante el Titoniense, dando edades de 148.7± 1.4, 147.9± 1.5 y 147.9± 1.0 (Suarez et al., 2015; De la Cruz et al., 2008).
En registro rocoso los restos presentes descritos constan de un esqueleto casi completo y más de 10 ejemplares constituidos de restos aislados de diferentes tamaños (Novas et al., 2015). Los restos de este espécimen fueron encontrados en la base de la Formación Toqui (Suárez y De la Cruz 1994).
El año 2015 el ejemplar denominado Chilesaurus diegosuarezi (Novas et al., 2015), hizo aparición en la portada de la revista Nature (Figura 1.1) donde se detallan datos que indicarían que el Chilesaurus es un linaje de dinosaurio único conocido solo del sur de Sudamérica (Novas et al., 2015).
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A B
Figura 1.1: (A) Portada de la revista “Nature” el año 2015 donde aparece una reconstrucción del Chilesaurus; (B) reconstrucción esqueletal del Chilesaurus diegosuarezi a escala (Novas et al., 2015).
En base a este gran descubrimiento se han generado varias incógnitas y una de ellas es el ambiente y las condiciones que existían durante la presencia del Chilesaurus. Este estudio es uno de los resultados asociados al proyecto FIC40000501 titulado "Puesta de valor en Geología y conocimiento de dinosaurios", por lo anterior que la región ha visto interés en informar a la población mediante charlas y exposiciones a cargo del Dr. Manuel Suárez Dittus, y el Dr. Jean Baptiste Gressier. El presente informe, financiado a su vez por el proyecto FIC40000501 busca detallar y caracterizar tanto la estratigrafía como el ambiente sedimentario a partir del aporte de datos litoestratigráficos y sedimentológicos pertenecientes a la cuenca de Aysén durante la presencia del Chilesaurus.
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1.2. Presentación
La evolución Geológica de Chile en su zona austral entre el Jurasico Tardio al Cretácico temprano, se caracteriza por presentar un arco magmático a lo largo de la cordillera patagónica (Mpodozis y Ramos, 1989). Los diversos cambios en las condiciones de subducción a través de la historia geológica, además de las variaciones laterales que se presentaron durante el Jurásico tardío al Cretácico Temprano, dan paso a la formación de la cuenca marina de trasarco, la Cuenca Austral (Baker et al.,1981; Haller y Lapido, 1982; Mpodozis y Ramos, 1989) (Figura 1.2).
Figura 1.2: Extensión de la Cuenca Austral y el arco magmático del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano en Patagonia, el punto verte indica la ubicación aproximada de la zona de estudio (Modificado de Bell y Suarez, 1997).
La cuenca Austral se divide en dos segmentos, división que data entre los 121 y 118 Ma.
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La segmentación fue dividida en un tramo norte y otro sur a las cuales se les denomina: Cuenca de Aysén (43°- 47°S) y la Cuenca de Magallanes (47°- 56°S) respectivamente (Suárez et al., 2009; Suárez et al., 2010a) (Figura 1.2.1-A).
Figura 1.2.1: Imagen compuesta: (A) extensión de la Cuenca Austral y el arco magmático del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano en la Patagonia, donde se muestra la segmentación norte llamada cuenca de Aysén y segmentación sur denominada cuenca de Magallanes. (B) Columna estratigráfica del segmento de Aysén (ET: evento tectónico). Modificado por Ormazabal. (2018); Suárez et al. (2010a).
El registro geológico de la cordillera central patagónica incluye 3 eventos volcánicos principales, donde el primer evento se caracteriza por la Formación Ibáñez (Suarez et al., 2009), el segundo episodio volcánico está representado por el Grupo Divisadero (Figura 2.1.2-B) Cenomaniano Aptiano-temprano (De la Cruz et al.2003; Suarez et al.,
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2014) y el tercer evento que incluye al Complejo Volcanico Casa de Piedra, Formación El Toro y Basaltos Morro Negro (De La Cruz et al., 2003; Demant et al., 2007). La zona de Cuenca de Aysén presenta sucesiones de unidades volcánicas, sedimentarias y volcanosedimentarias, con una extensión areal de 36.000 km2 y presenta un registro que inicia en el Jurásico Superior.
La zona de estudio se ubica al sur del lago General Carrera (Figura 1.4.2.1). En torno al Cerro Negro, perteneciente a la Región de Aysén del General Carlos Ibáñez del Campo, específicamente en las coordenadas 46°53´08 72° 23´16.
En el registro rocoso, predominan rocas jurásicas superiores- cretácicas inferiores de la Formación Ibáñez (Niemeyer, 1975). Durante el Jurásico Superior alto al Cretácico Inferior, se depositaron las rocas sedimentarias del Grupo Coyhaique, que suprayace e interdigitan con los niveles superiores de la Formación Ibáñez (Suárez et al., 2009).
Los niveles inferiores del grupo Coyhaique están constituidos principalmente acumulación de rocas sedimentarias marinas, someras en parte piroclásticas de la Formación Toqui (Suárez y De la Cruz 1994), la cual constituye la unidad basal del Grupo Coyhaique (Haller y Lapido,1982).
La finalidad de este estudio es aportar al registro estratigráfico en una de las asociaciones de facies de la Formación Toqui y así detallar de mejor manera la estratigrafía, facies y paleoambientes que existían durante la presencia del Chilesaurus en la zona.
1.3. Objetivos
1.3.1. Objetivo General
El objetivo general de este estudio es detallar y caracterizar tanto la estratigrafía como el ambiente sedimentario a partir del aporte de datos litoestratigráficos y sedimentológicos pertenecientes a la cuenca de Aysén, específicamente asociado a la formación Toqui.
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1.3.2. Objetivos específicos
1. Realizar estudios petrográficos microscópicos de muestras obtenidas, para determinar la composición, y proveniencia sedimentaria de éstas mediante conteo modal.
2. Interpretar en base a las asociaciones de facies, medición de dirección paleoflujos y análisis petrográficos el ambiente deposicional de la formación Toqui durante el Titoniano a partir de columnas estratigráficas de la zona de estudio.
1.4. Metodología
La metodología ocupada en este trabajo se divide en tres grandes etapas: Pre-Terreno, Terreno y Post-Terreno.
1.4.1. Pre- Terreno:
Pre- Terreno
Recopilación Imágenes Satelitales Planificación Bibliográfica
Mapa Topográfico Carta Geológica del IGM Área de Puerto Guadal - Puerto Sánchez Imágenes Landsat con discriminador litológico
Figura 1.4.1: Mapa conceptual, etapa Pre-Terreno.
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La finalidad del presente informe es aportar información al registro geológico existente en las zonas aledañas a Mallín Grande y Fachinal, Región de Aysén. Dicha información se obtuvo a partir de una campaña Geológica de 17 días con el financiamiento del Proyecto FIC40000501, asociado a un convenio con la Región de Aysén.
1.4.2. Terreno
La realización de las actividades desde el 9/01/2019 al 26/01/2019. A continuación, se detalla la programación día a día durante los días de terreno.
Terreno
Geología de la Itinerario zona Plan de muestreo
Levantamiento de Designación de columnas estratigráficas código de muestras
Toma de datos
estructurales
Toma de datos Geomorfológicos
Figura 1.4.2: Mapa conceptual, etapa Terreno.
• Muestreo sistemático de 340 kg de muestras para análisis de laboratorio, SEM, lamina delgada, datación y muestra de mano.
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• Levantamiento de columnas estratigráficas en distintos puntos de la zona de estudio.
• Generar hipótesis de evolución geológica a partir de datos ya tomados, correspondientes a la carta geológica de Puerto Guadal - Puerto Sanchez (Suarez y De la Cruz, 2006). • Estudio de zona (Figura 1.4.2.1), con el siguiente detalle: Desde el 11 al 21 de enero: se realiza el estudio en detalle de la formación Toqui, con el levantamiento de secciones estratigráficas, toma de datos estructurales y de estructuras sedimentarias. Por otra parte, se recolectan sistemáticamente muestras de las diferentes litologías, principalmente rocas volcánicas y sedimentarias. Dia 24 de abril: Toma de muestras y datos geológicos en los alrededores de la localidad de Fachinal.
Figura 1.4.2.1: Imagen satelital de la zona de estudio demarcada en color amarillo; (A) Campamento Base; (B) Localidad de Puerto Guadal; (C) Playa de Mallín Grande; La línea negra corresponde a la ruta entre Puerto Guadal y el Campamento Base.
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Datos importantes durante el desarrollo del terreno. Las ubicaciones GPS son UTM WGS 1984 en el huso 18G; Los rumbos y manteos presentan una declinación magnética de 13.3°.
1.4.3. Post- Terreno
Durante el mes de marzo y abril del 2019 se llevan a cabo variadas tareas las cuales consistieron generar una base de datos con la información obtenida en la etapa de terreno; Análisis petrográficos en 11 láminas delgadas y se realiza análisis procedencia sedimentaria mediante conteo modal (Figura 1.4.3); Formulación de informe que considera aspectos técnicos de la etapa Pre-Terreno y Terreno; generación de informe correspondiente a Taller de Titulo 1 durante el primer semestre del 2019; generación de informe correspondiente a Taller de Titulo 2 durante el segundo semestre el 2019, que se aboca a el análisis de datos y conclusiones .
Post- Terreno
Análisis de Muestras Análisis de Datos y conclusiones
Análisis de proveniencia sedimentaria e Descripción microscópica de identificación de áreas corte transparente Conteo Modal de proveniencia
Figura 1.4.3: Mapa conceptual, etapa Post-Terreno.
En base a los aspectos presentados, la presentación de esta Memoria de título se aboca al estudio de la Geología de la cuenca de la región de Aysén. Se divide en nueve
19 capítulos, siendo el presente capitulo un resumen de la formulación del estudio propuesto, generando una introducción general de la zona de estudio, y de los principales objetivos de esta investigación.
En el capítulo ll se desarrolla un resumen de la Geología Regional y la de evolución geológica local comprendida entorno a los 46°S.
En el Capítulo lll se desarrolla los aspectos teóricos relacionados a proveniencia sedimentaria, enfocándose en la proveniencia sedimentaria por medio de conteo modal.
En el capítulo lV, se genera la descripción estratigráfica de las secciones T1 y T2 en detalle, incluyendo la interpretación de estructuras sedimentarias, a partir de la identificación de la facies realizada en el capítulo V.
En el capítulo V, se lleva a cabo la identificación y asociación de facies presentes en las secciones T1 y T2. Donde a partir de las estructuras sedimentarias principales, se clasifican litofacies según distintos autores (Miall, 1977; Branney y Kokelaar, 2003).
En el capítulo Vl, se genera una descripción petrográfica de lámina delgada, en base a las muestras presentes en la zona de estudio.
En el Capítulo Vll, se lleva a cabo el análisis de proveniencia sedimentaria, mediante análisis de conteo modal.
En el capítulo Vlll, se discuten los resultados. Además, se genera la identificación del ambiente durante la depositación de la Formación Toqui y se realiza un modelo paleoambiental.
En el capítulo lX, se plantea la conclusión del estudio.
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A continuación, se presenta la simbología que se ocupara en las secciones estratigráficas T1 y T2 presentadas en el capítulo 4. La que fue obtenida y modificada de Stow (2005) y de la ACSN (American Comission on Stratigraphic Nomenclature, 2010) (Figura 3.3.4).
Discordante
Figura 1.4.3.1: Simbología a utilizar en las secciones estratigráficas de este trabajo
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Capítulo ll: Marco Geológico
A continuación, se da a conocer la evolución tanto regional como local en torno a los 46°S. En un contexto regional, comprende el marco tectónico y evolución geodinámica de la zona, tomando en cuenta rasgos geomorfológicos y estructurales de la región. En el contexto local, se describen las principales características geológicas de las zonas aledañas a Mallín Grande.
2.1. Geología Regional
La zona austral de Chile, en los Andes del Sur se distinguen 3 eventos de evolución tectónica (Briddle et al., 1986; Harambour y Soffia, 1998; Skarmeta y Castelli ,1997) (Figura 2.1).
Figura 2.1: Etapas de la evolución geológica en Patagonia, sucesión estratigráfica de la región de Aysén (Modificado por Arraño, 2018 de Charrier et al., 2007).
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El primer evento está caracterizado en un contexto extensional causado por un levantamiento diapiritico que culmina con la apertura del océano Atlantico. En consecuencia y al oriente, se generan cuencas extensionales orientadas NNW-SSE. Contemporáneo a la extensión, se genera un gran episodio magmático de signatura calcoalcalina y plutonismo riolítico-dacitico de tipo I (Feruglio, 1949; Suarez y Pettigrew, 1976; Bruhn et al., 1978; Riccardi y Rolleri, 1980; Baker et al., 1981; Allen, 1982; Fuenzalida, 1984; 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; Calderon, 2006).
Magmatismo que da origen a la Formación Ibáñez, que se deposita discordante sobre el basamento Paleozoico (Niemeyer et al., 1984; Quiroz y Bruce, 2010) (Figura 2.1).
Durante el Cretácico temprano a Medio se distingue el segundo evento magmático de signatura calcoalcalina en el lado occidental de la cuenca y formación del Batolito Patagónico. Un periodo de subsidencia térmica afectaba a la cuenta de trasarco, además de una transgresión marina generalizada, que da paso a la depositación del Grupo Coyhaique. Coetáneo a la depositación de la Formación Ibáñez, se genera la depositación de los estados iniciales del Grupo Coyhaique, La Formación Toqui (Suarez et al.,2009) (Figura 2.1).
Durante el Cretácico Temprano inferior, hay un periodo de subsidencia térmica post rift donde se genera la depositación concordante a la Formación Toqui de la Formación Katterfeld y Apeleg respectivamente (Bell y Suarez, 1997) (Figura 3.1). Posteriormente se genera la depositación del Grupo Divisadero, que este compuesto principalmente por rocas félsicas volcanoclásticas, piroclásticas y epiclásicas.
Durante el Cretácico Tardío al presente está caracterizado por un tectonismo compresivo que genera una inversión tectónica, junto con la formación de una cuenta de antepais y la faja plegada y corrida de la Patagonia, caracterizada por múltiples fallas inversas con vergencia al Este (Kraemer, 1998; Countand et al., 1999).
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2.2. Principales hitos en la evolución geológica de la región de Aysén
2.2.1. Complejo Metamórfico Andino Oriental, CMAO. (Devonico- Carbonifero Tardío) (Hervé. 1993; Hervé et al., 1998)
Corresponde a la unidad más antigua de la Cordillera Norte y Centro Patagónica. Aflora al este del Batolito Patagónico, hasta el extremo norte de Campos de Hielo Sur (Herve,1993).
Está conformado por rocas metamórficas previas al Jurásico Medio- Superior. Se compone por esquistos cuarzo-muscovita, esquistos micáceos, filitas, mármol y cuarcitas, que a su vez se encuentran intruidos por diques y filones manto granodioríticos mesozoicos (De la Cruz et al., 2004; Quiroz y Bruce, 2010). El CMAO subyace en discordancia a rocas de la Formación Ibáñez.
2.2.2. Formación Ibáñez (Jurásico Superior- Valanginiano, ca.152-135 Ma)
Corresponde a una unidad de rocas volcanoclásticas y volcánicas, principalmente acidas a intermedias.
La Serie Ibáñez fue definida en la localidad de Puerto Ingeniero Ibáñez por Heim en 1940, posteriormente fue definida como Formación Elizalde (Espinoza y Fuenzalida 1971; Skarmeta, 1974; Skarmeta y Charrier, 1976). En 1975 Niemeyer agrupa a la Formación Elizalde y a la Serie Ibáñez bajo el nombre de Formación Ibáñez.
La formación aflora entre las localidades de Futalefú (~43°S) hasta el lago O´Higgins (~49°S). Hacia el sur aflora bajo el nombre de Formación Tobifera (Suarez et al., 2009).
La presente formación sobreyace en discordancia angular a esquistos del Complejo Metamórfico Andino Oriental (CMAO), y subyace al Grupo Coyhaique (De La Cruz et al., 2003; Bruce, 2001; De La Cruz y Suarez, 2008; Quiroz y Bruce, 2010). La Formación Ibáñez está compuesta por rocas volcánicas, principalmente piroclásticas acidas, lavas y domos dacíticos-riolíticos y depósitos volcanosedimentarios epiclásticos y calcáreos. La
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Formación fue descrita con una potencia máxima de 1900 a 2000 metros (Niemeyer et al .,1984; De la Cruz y Suarez, 2008).
Figura 2.2.2: Estratigrafía esquemática mesozoica (Suárez et al., 2015).
Dataciones radiométricas 40Ar/39Ar y K-Ar en biotitas, dieron a conocer edades de 155± 2.8 y 110±2 Ma, correspondiente al Jurásico Superior-Cretácico Inferior. A su vez se realizaron dataciones U-Pb SHRIMP en zircones con edades para el techo de la Formación de 140± 1.0 y 136.1± 1.6 Ma, correspondientes al Valanginiano temprano hasta el Hauteriviano temprano (Suarez et al., 2009).
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2.2.3. Grupo Coyhaique (Titoniano- Aptiano) (Haller y Lapido,1980)
Está definido como una 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 Campo de Hielo Sur (48°30´; De La Cruz et al., 2004).
El Grupo Coyhaique se compone por una serie de formaciones que representan un ciclo de transgresión y regresión marina (De La Cruz et al., 2003). De base a techo el Grupo Coyhaique se ve representado por la Formación Toqui, Formación Katterfeld y Formación Apeleg.
Las rocas del Grupo Coyhaique cubren y se interdigitan con las rocas de la Formación Ibáñez
• Formación Toqui (Titoniano-Berriasiano- ¿Hauteriviano) (Suarez y De la Cruz, 1994)
Corresponde a una formación compuesta por calizas fosilíferas, areniscas y tufitas representando depósitos marinos someros, con fósiles Titoniano- Berriasiano (De La Cruz et al., 1996, 2003).
La Formación toqui presenta un contacto basal concordante e interdigitado con rocas de la formación Ibáñez (Suarez et al., 2010) y subyace de forma concordante a la formación Katterfeld (Suarez y De La Cruz 1994; Bell y Suarez, 2007). (Figura 2.2.2)
La Formación Toqui se desglosa en 3 miembros los cuales se definieron a 8 km de Coyhaique en el distrito minero de Toqui, en las nacientes del rio homónimo (Suarez y De La Cruz., 1994). Los miembros se definieron de base a techo como:
- Miembro inferior: principalmente calcáreo, compuesto en gran parte por calizas coquinoideas. En base a dataciones radiométricas U-Pb SHRIMP de 139,1 ± 1,4 Ma (Suarez et al., 2009) generadas en base al contenido fósil de este miembro.
- Miembro intermedio: principalmente arenoso, dispuesto concordantemente sobre el miembro inferior, formadas por areniscas volcánicas con intercalaciones
26 calcáreas. Dentro de este miembro se encontraron los huesos fósiles del Chilesaurus diegosuarezi (Novas et al., 2015) (Figura 2.2.3.1), incorporado en una sucesión de areniscas y conglomerados.
Las Capas que contenían el espécimen presentaban Dataciones U-Pb Shrimp en zircones dando 3 edades de 148.7 ± 1.4, 147,9 ±1,5 y 147,0 ± 1,0 que indicaría una edad Titoniense en una sucesión de tobas y rocas sedimentarias clásticas (Suárez, M., De La Cruz, R., Fanning, M., Novas, F., & Salgado, L. (2016).
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Figura 2.2.3.1: Columna estratigráfica esquemática correspondiente a la Formación Toqui. (Suarez et al., 2015).
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- Miembro superior: principalmente piroclástico, dispuesto concordante sobre el miembro intermedio e interdigitado lateralmente con el miembro arenoso, lo que se ve evidenciado por edades radiométricas de la Formación Ibáñez y registro fósil de ammonites en la Formación Toqui (Suarez et al., 2009)
• Formación Katterfeld (Valanginiano- Hauteriviano) (Ramos, 1976)
Unidad intermedia del grupo Coyhaique, que se encuentra suprayaciendo concordante a la Formación Toqui y subyaciente a la formación Apeleg (Bell y Suarez, 1997) (Figura 2.2.2).
En base a granulometría, composición y restos fósiles (fragmentos óseos de cefalópodos) descritos en los alrededores de Puerto Ingeniero Ibáñez, se puede distinguir a la Formación Katterfeld como una unidad Marina (Ormazabal, 2018) (Figura 4.2.3.2). Esta unidad a su vez fue definida dentro de un ciclo de transgresiones y regresiones marinas (Suarez y De la Cruz, 1994; Gonzalez – Bonorino y Suarez, 1995)
La formación está compuesta por lutitas negras fisibles, fangolitas y limolitas calcáreas finamente laminadas. Expuesta en los alrededores de Coyhaique, Puerto Ibáñez y Chile Chico. Existen fósiles de amonoideos, bivalvos, restos fragmentados de vertebrados y dientes de tiburón. Los amonites presenten poseen edades pertenecientes al Valanginiano- Hauteriviano (Olivero y Aguirre- Urreta., 2002; Suarez et al., 2009).
La formación Katterfeld presenta una gran extensión areal, y a su vez una gran variabilidad en los espesores que varían considerablemente, sugiriendo un control tectonico en la depositacion de la cuenca, como hemigrabens (Suarez et al., 2009).
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Figura 2.2.3.2: Síntesis esquemática estratigráfica. Contacto no observado entre Formación Ibáñez y Formación Katterfeld; contacto concordante entre Formación Ibáñez y Formación Toqui; contacto concordante entre la formación Toqui y la Formación Katerfeld; contacto concordante y transicional entre las Formaciones Apeleg y Divisadero. (Modificada de Ormazabal, 2018; Suarez et al., 2010).
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• Formación Apeleg (Hauteriviano- Aptiano temprano) (Ploszkiewicz y Ramos (1977)
Es la unidad más joven del grupo Coyhaique, presente con espesores variables entre los 180 m y potencias máximas de 1200 m (Bell y Suarez, 1997; Ormazabal, 2018).
La formación Apeleg sobreyace concordantemente a la Formación Katterfeld (Bell y Suarez, 1997), y subyace de forma transicional a rocas volcánicas subaereas y sedimentos del grupo divisadero (Suarez y De La Cruz, 1996) (Figura 3.2.3). La Formación Apeleg está asociada a un ambiente marino de plataforma, donde a su vez hay depósitos marinos costeros y deltaicos (De La Cruz et al., 2003; Bell y Suarez, 1997).
La edad de la formación se determinó en base a amonoideos y bivalvos que permitieron asignarle una edad Aptiana Inferior (Suarez et al., 2009; Quiroz y Bruce, 2010).
• Formación Divisadero (Aptiano, ca. 118-113 Ma) (Heim, 1940)
Se extiende en una franja discontinua entre Palena (43°30´S) y el lago General Carrera (47°S). Sobreyace paraconcordante a la Formación Apeleg (Figura 3.2.3). Fue descrita con el nombre de Formación Divisadero (Lahsen, 1996; Espinosa y Fuenzalida, 1971; Skarmeta, 1974; Niemeyer et al., 1984). Posteriormente, Haller y Lapido (1980).
Localmente en la zona sur del Lago Elizande, la Formación Divisadero se encuentra discordante 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, en otras zonas se encuentra concordante y transicional en las cercanías a Puerto Ingeniero Ibáñez (Quiroz y Bruce, 2010).
La Formación Divisadero está compuesta por rocas piroclásticas riolíticas y daciticas, domos y lavas acidas, y por lavas basálticas y andesíticas, todas con un carácter calcoalcalino (Belmar, 1996; Bruce 2001). Su edad fue determinada a partir de dataciones radiométricas U-Pb SHRIMP en circones, dando edades de 118±1,1 Ma en la base de la unidad y 116± Ma en el techo de la unidad (Pankhurst et al., 2003; De La Cruz et al., 2003; Quiroz y Bruce, 2010).
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2.2.4. Unidades intrusivas
Hipabisales Básicos (Cretácico inferior- Cretácico Superior)
Grupo de intrusivos de composición básica, presentes en forma de filones mando y stock. Estos grupos se encuentran intruyendo a Rocas del grupo Coyhaique, localmente rocas de la Formación Divisadero y a la Formación Ibáñez.
Granitonides y Microgranitoides (Cretácico Inferior Alto- Cretácico Superior)
Rocas descritas como granitoides leucocraticos con texturas faneríticas, los cuales han producido un grado de metamorfismo termal en las rocas aledañas que se ve reflejado en aureolas de contacto de decenas a cientos de metros (Quiroz y Bruce, 2010).
Se encuentran intruyendo en formas irregulares, filones manto, “stock” y de manera local lacolitos a rocas de las Formaciones Ibáñez, Divisadero y Grupo Coyhaique.
Los cuerpos principales se distribuyen de forma alineada en dirección NW entre el Cerro Castillo y Cerro la Pirámide, mientras que los cuerpos de menor tamaño afloran sin una dirección preferencial.
Batolito Patagónico (Cretácico Superior Bajo)
El Batolito Patagónico corresponde a uno de los complejos cordilleranos más grandes del mundo asociado a procesos de subducción (Pankhurst et al., 1999), el cual comprende una franja de ancho variable entre 60 y 150 km (PankHurst y Herve, 1994) (Figura 2.2.4).
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Figura 2.2.4: Mapa esquemático de rocas metamórficas de Chile Austral. (Basado en Hervé et al.,2007 y Mapa Geológico de Chile, escala 1:1.000.000, SERNAGEOMIN (2002), modificado por Ormazabal (2018). El Batolito Patagónico está presente en la Cordillera Patagónica y parte de la Cordillera de la Costa. Desde el inicio de la parte Norte de Golfo de Penas es llamado Batolito Norpatagónico (Pankhurst et al., 1999).
El Batolito posee una variabilidad litológica en la que incluye granodioritas, monzogranitos tonalitas y monzonitas cuarcíferas (Pankhurst et al., 1999), esto en toda su extensión que va desde Valdivia (40°S) hasta Cabo de Hornos (56°S), con ~ 1700 Km de largo (De La Cruz et al.,2004; Pankhurst et al.,1999; Suarez y De La Cruz ,2001) (Figura 2.2.4).
Dataciones registradas indican edades U-Pb obtenidas en circones de 158-145 Ma, obtenidas de Leucogranitos, a su vez se tienen edades de amalgamación del Batolito Patagónico de 25-15 Ma (Hervé et al., 2007).
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2.2.5. Formación Ligorio Márquez (Paleoceno Superior)
Corresponde a una unidad con un registro rocoso principalmente compuesto de areniscas de cuarzo con intercalaciones de lutitas y algunos niveles de lutitas carbonozas y carbón (Suarez et al., 2000a). Los depósitos de la Formación Ligorio Márquez sobreyacen en discordancia angular al Complejo Metamórfico Andino Oriental, en el sector norte del río las Horquetas sobreyace en paraconcordancia a la Formación Toqui (Suarez et al., 2000a). La Formación Ligorio Marquez presenta una edad Paleoceno Superior en base a la presencia de Bignonia gigantifolia (Troncoso et al., 2002). Donde se interpreta un ambiente sedimentario de ríos trenzados con depósitos con buena madurez textural, clastos bien redondeados y buena selección, que sería indicativo de una lejania a la fuente de origen. En base a estudios paleofloristicos, que se realizaron en la Formación, se interpreta un paleoclima tropical a subtropical. (Suarez et al., 2000ª; Troncoso et al., 2002).
2.2.6. Glaciaciones (Pleistoceno- Holoceno)
Durante el Mioceno Superior al Plioceno inferior, la región ha sufrido glaciaciones intermitentes (Mercer y Sutter, 1982; Morner y Sylwan, 1989; Ton- That et all., 1999; Singer et al.,2004). Estas glaciaciones han modelado la geomorfología, el paleorelieve y han dejado registro de los diferentes episodios de glaciación. En el registro de las principales glaciaciones se presenta el estudio de 5 complejos morreicos, generados a partir del análisis de 15 morrenas glaciares, que representan grandes periodos de glaciación en el límite oriental de Argentina.
Se definen 4 periodos glaciares: intioglacial, Daniglacial, Gothiglacial y Finiglacial (Morner Y Sylwan, 1989), con periodos interglaciares de importancia. Lo anterior se ve evidenciado por un conjunto de terrazas lacustres y deltaicas en los márgenes del lago Genera Carrera, que podrían dar a conocer distintas líneas de conta en lagos interglaciares.
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Los depósitos no consolidados a pobremente consolidados se clasifican como depósitos glaciares antiguos, jóvenes y actuales o recientes.
• Depósitos glaciares antiguos (Pleistoceno Medio – Superior): Son depósitos consolidados, conformados por gravas, arenas y arcillas. Los depósitos están dispuestos en amplias terrazas con una leve inclinación (De La Cruz y Suarez, 2006). Las unidades descritas en torno a los ríos Los maitenes y Las Horquetas, se describen estructuras de varves y subordinadamente depósitos fluvioglaciares y till (De La Cruz y Suarez, 2006).
• Depósitos morrénicos jóvenes (Holoceno): depósitos de morrenas recientes que fueron datadas debido a su cercanía con campos de Hielo Norte (De La Cruz y Suarez, 2006). Los depósitos se caracterizan por ser semiconsolidados, compuesto principalmente por gravas, arenas y arcillas con mala selección y matriz soportado.
• Depósitos morrénicos actuales (Holoceno): son depósitos no consolidados con forma de montículos alargados o curvos ubicados en los márgenes de lagos glaciares actuales. Los depósitos son matriz soportados, con regular a buena selección y un espesor de hasta 10m (De La Cruz y Suarez, 2006).
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Capítulo lll: Marco Teórico
3. Análisis de procedencia sedimentaria
El análisis de procedencia al conjunto de factores que intervienen en la génesis de los sedimentos y que definen el paleoescenario en el que se generó el depósito.
Uno de los factores principales que definen las características composicionales y texturales de los sedimentos detríticos o terrígenos es la naturaleza del área fuente. Otros factores que modulan la señal de la litología del área fuente sobre el sedimento son el relieve, el clima y el tipo de transporte sufrido hasta la depositación en la cuenca de sedimentación (Arribas, 2010).
La composición de las areniscas está influenciada por el tipo de proveniencia sedimentaria, el camino de dispersión que une el área de proveniencia con la cuenca y la naturaleza de los procesos sedimentarios dentro de la cuenca deposicional. La relación clave entre procedencia y cuenca es regida por las placas tectónicas, que, por lo tanto, en última instancia controla la distribución de los diferentes tipos de areniscas (Dickinson y Suczek 1979).
Por lo anterior es que se han generado métodos que permiten estimar abundancia relativa de distintos tipos de fragmentos en las areniscas. Dicho método consiste en contabilizar por medio del microscopio óptico los granos minerales, así como también los granos líticos abarcados en la totalidad del corte delgado (Van der Plas y Tobi , 1965; Dickinson, 1970; Ingersoll et al., 1983).
Para el conteo modal en este análisis se utilizará el método de Gazzi- Dickinson (Ingersoll et al., 1983) el cual reduce los efectos de tamaño de grano y la alteración en la composición y permite reconocer de forma más precisa la procedencia y el medio detrítico original (Ingersoll et al., 1983). El método contempla los siguientes criterios:
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• Si el tamaño de grano de mineral es superior a 62 µm, se considera como el mineral que representa, independiente de la presencia en la misma sección del grano de otro mineral. (Arribas, 2010).
• Si el tamaño de grano es inferior a 62 µm y aparece una asociación con otros componentes de dimensiones equivalentes en la sección del clasto, se considera como un fragmento de roca lítico (Arribas, 2010)
3.1. Metodología de análisis modal en areniscas
Para el estudio propuesto, bajo el método de Gazzi-Dickinson se midieron granos tamaño arena (>0,0625mm) presentes en el corte transparente, los cuales son clasificados según los parámetros de Ingersoll, (1983) (Tabla 3.1.1).
Tabla 3.1.1: Parámetros de clasificación de granos (Modificado de Dickinson 1970; Graham et al., 1976; Ingersoll & Suczek 1979)
Los clastos en los cuales genera el análisis son principalmente: cuarzos monocristalinos (Qm), cuarzos policristalinos (Qp), feldespatos (F) los cuales se dividen en plagioclasa (P) y feldespato potasico (K), filosilicatos (M), minerales pesados (D), fragmentos líticos (L), los que pueden ser volcánicos (Lv), sedimentarios (Ls) y metamórficos (Lm).
Dentro de los parámetros mostrados en la tabla 3.1.1, se debe tomar en cuenta los siguientes criterios:
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• Sólo se estudian rocas con un porcentaje de matriz + cemento, inferior al 25%, que permiten minimizar el error en la interpretación (Dickinson y Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983).
• Los factores sedimentológicos pueden localmente aumentar el contenido de cuarzo en las arenas, por lo que para estas arenas existen pocos criterios estrictamente petrográficos que sean indicadores de proveniencia (Dickinson et al., 1983)
En base a los criterios ya mencionados, las proporciones relativas de distintos tipos de granos de arena son guía para conocer la naturaleza de la roca fuente en el terreno de proveniencia del que los detritos arenosos han sido derivados (Dickinson et al., 1983).
3.1.2 Clasificación de áreas de proveniencia
Dentro de un catálogo restringido de tipos de procedencia, los detritos en la mayoría en areniscas pueden ser atribuidos a fuentes dentro de un catálogo restringido de tipos de procedencia. Se pueden clasificar todas las áreas de proveniencia dentro de tres grandes clases de proveniencia sedimentaria, las cuales se denominan “Bloque continentales”, “Arco magmáticos” y “Orógenos reciclados” (Dickinson et al., 1983).
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Figura 3.1.2: Diagrama ternario para interpretar áreas de proveniencia, a la izquierda diagrama QFL y a la derecha el diagrama QmFLt. .(modificado de Dickinson et al., 1983).
• Bloque continental: dentro de los bloques continentales, la fuente son escudos estables y plataformas o bloques de basamento fallado (Dickinson y Suczek, 1979). Este campo se encuentra dividido en tres: cratón inferior, continental transicional y basamento alzado, según disminuye la proporción de cuarzo con respecto al feldespato (Dickinson et al., 1983). Muchas de las arenas cuarzosas son derivadas desde cratones interiores estables que tienen bajo relieve, en cierto modo algunas arenas feldespáticas forman un grupo transicional y muchas arenas son arcosas derivadas desde el basamento alzado donde la erosión ha cortado profundamente dentro de la corteza continental (Dickinson et al., 1983).
• Arco magmático: dentro de los arcos magmáticos, las fuentes de los sedimentos son principalmente de las capas de conos volcánicos, cinturones ígneos e intrusivos graníticos de las raíces del arco. Las areniscas de este grupo varían en un espectro composicional comprendido entre areniscas litofeldespáticas y feldespáticas de los cuales la composición típica despliega en la parte centro e inferior del diagrama QFL y QmFLt (Figura 3.1.2). Los esqueletos más líticos son 39
en gran parte arenas volcanoclásticas derivadas de arcos no disectados; las areniscas feldespáticas se componen por areniscas un poco menos líticas que forman un grupo transicional y muchos esqueletos cuarzofeldespaticos son arenas volcanoplutonicas derivadas desde arcos disectados donde la erosión ha expuesto batolitos bajo la cubierta volcánica (Dickinson et al., 1983).
• Orógeno reciclado: dentro de los orógenos reciclados, la fuente de los sedimentos son estratos sedimentarios y rocas volcánicas subordinadas, en parte metamorfizadas, expuestas a la erosión por el alzamiento orogénico de cinturones plegados y escudos (Dickinson y Suczek 1979). Los ambientes tectónicos son variados e incluyen a los complejos de subducción de los orógenos de arco, terrenos alzados a lo largo de los cinturones de sutura de colisión de orógenos, y la faja plegada y corrida de piel delgada en el antepaís a lo largo de los flancos de los arcos o colisión de los orógenos (Dickinson y Suczek 1979). La composición de las arenas de este grupo generalmente presenta bajo contenido de feldespatos debido a que la fuente primaria no corresponde a rocas ígneas. Se subdivide en tres grupos, el primero corresponde a cuarzo reciclados, compuesto por areniscas más cuarzosas, que deben ser recicladas de sedimentos cuya fuente fue cratonica, el segundo corresponde a lítico reciclado, compuesto por areniscas líticas ricas en granos de chert, y sus fuentes corresponden a terrenos oceánicos alzados, donde los chert radiolariticos se generan, y el tercer grupo que corresponde al transicional el cual se encuentra intermedio entre los dos anteriores (Dickinson et al., 1983).
3.2. Análisis de facies y modelos de facies sedimentarias
Las facies sedimentarias son las características texturales, composicionales y estructurales específicas de un depósito sedimentario que resultan de la acumulación y modificación dentro de un ambiente sedimentario particular (Reading y Levell, 1996).
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En materia de esta investigación se dará énfasis a las facies fluviales presentes en la zona, citando modelos que permitan atribuir características y lograr definir e identificar ambientes sedimentarios predominantes.
3.2.1. Facies fluviales
Existe un continuo progreso en el desarrollo de modelos de facies para entornos fluviales y sucesiones sedimentarias.
El concepto de análisis arquitecturales ha ganado gran popularidad por el complejo análisis que genera el carácter analítico de dos o tres dimensiones de datos (Miall & Tyler, 1991).
Desde la definición de modelos fluviales “básicos” (Miall, 1985); modificado de Miall, (1988), investigadores han encontrado la necesidad de ir aumentando y modificando una serie de elementos arquitecturales al modelo. Existe una gran cantidad de información con respecto a la sedimentología fluvial (Miall, 1966), donde a partir de esta información se han construido diversos modelos como el propuesto por Hunter, R. E. (1977).
Este estudio se aborda de manera jerárquica la clasificación de litofacies fluviales. Primero se identifican litofacies junto con su forma y características, clasificando según el tamaño de grano, texturas y estructuras definidas por Miall, (1996) (Tabla 3.2.1.1).
El código de facies presenta dos partes: la letra mayúscula para el tamaño de grano donde (G, gravas; S, arena; F, finos). Por otra parte la letra pequeña indica la estructura o textura distintiva de cada Facie donde (Gt, gravas con estratificación cruzada; Sh, arenas laminadas horizontalmente ;Fsm , finos macizos).
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Tabla 3.2.1.1: Esquema de clasificación de litofacies (Miall, 1996).
Los elementos arquitecturales se definen como componentes dentro de los sedimentos que se caracterizan un conjunto de facies con distinta geometría interna y forma externa.
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Los elementos arquitecturales son generalmente de mayor orden que las unidades de facies individuales y son más pequeños que un relleno de canal (Miall, 1996, p. 89).
La tabla que presenta una lista de elementos arquitecturales fue propuesta por Miall, (1996, p.93) (Tabla 3.2.1.2). Estos elementos arquitecturales pueden clasificarse según la naturaleza de las superficies delimitadas, geometría externa, escala, litología, geometría interna y patrones de paleocanales (Miall, 1985).
Tabla 3.2.1.2: Elementos arquitecturales para distintas configuraciones de depósitos fluviales (Miall, 1985). Elemento arquitectural Símbolo Canales CH Barras gravosas y bedforms GB Bedforms arenosos SB Macroformas de acreción rio abajo DA Pozos “scour hollows” HO Flujos de sedimentos de gravedad SG Capas arenosas laminadas LS Sedimentos de planicie de inundación FF
3.2.2. Análisis de Facies Volcánicas Los ambientes volcánicos presentan una variada gama de litologías, las que pueden estar representadas por lavas, depósitos piroclásticos, depósitos autoclásticos (origen no explosivo) y depósitos que derivan de procesos sedimentarios (epiclasticos) (Cas y Wright, 1988).
El análisis en sucesiones volcánicas se genera a partir de la identificación de litofacies que identifican distintas combinaciones de los siguientes elementos: estratificación, tamaño de grano, selección, fabrica y composición. Es decir, no genético. Es por lo anterior, que las ignimbritas son descritas en base a un esquema de litofacies no genéticas, que son interpretados en término de la zona límite de flujo (Branney y Kokelaar, 2003). Primero se describe la litología con la siguiente nomenclatura: toba (T),
43 lapilli-toba (LT) y brecha (B), que se subdivide en litofacies de acuerdo con el tipo de estratificación, selección, composición y fabrica (Tabla 3.2.2).
Tabla 3.2.2: Términos y abreviaciones de las litofacies no genéticas (Branney y Kokelaar, 2003).
Simbología Litofacies mLT Lapilli- toba masiva o lapilli- ceniza
mLT(nl,ip) Lapilli- toba/ceniza masiva con gradación normal de liticos y gradación inversa de pómez mLTf Lapilli- toba masiva con una fábrica de grano direccional sLT Lapilli-toba/lapilli-ceniza estratificada dsLT Lapilli-toba/lapilli-ceniza estratificación difusa bLT Capa delgada de lapilli-toba/ceniza (capa de centímetros de espesor) sT Toba/ceniza estratificada //sT Toba/ceniza estratificación paralela xsT Toba/ceniza estratificación cruzada //bpL Lapilli pumicítica capa paralela lenspL Lentes de lapilli pumicíticos lenspC Lentes de pómez gravoso lenslBr Lentes de brechas ricas en líticos fpoorT Toba/cenizas finas mLTpip Lapilli-toba/ceniza masiva con chimeneas finas mlBr Brecha lítica masiva mscAg Aglomerado de escoria masiva
Abreviaciones recomendadas T Toba/ceniza LT Lapilli-toba/lapilli-ceniza
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L Lapilli Br Brecha Ag Aglomerado Co Cantos (bloques redondeados) m Masivo (n) Gradación normal (nl) Gradación normal – líticos (i) Gradación inversa (ip) Gradación inversa-pómez (n)-(i) Gradación normal a inversa s Estratificada (tracción) xs Estratificación cruzada (tracción) //s Estratificación paralela (laminar) //b Capas paralelas p Rica en pómez l Rica en líticos sc Rica en escoria o Rica en obsidiana cr Rica en cristales fpoor Pobremente fina frich Rica en finos f Fábrica de grano direccional I Isotrópico, fábrica de grano no direccional puede tener una fábrica compacta acc Lapilli acrecional ves Vesicular lens Lentes e Eutaxítico vap Fase de vapor alterada lava-like Lava- like v Vitrófiro Rheo Reomórfico(con elongación, lineación y plegamiento)
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Capítulo lV: Estratigrafía
En este capítulo se dan a conocer resultados del estudio de las unidades mesozoicas ubicadas en las cercanías de Mallín Grande. Los datos obtenidos de este estudio se generaron a partir de descripciones petrográficas microscópicas, utilizadas en la caracterización de la estratigrafía de la zona. A partir de la información generada por los análisis microscópicos, se generan interpretaciones de ambientes geológicos.
4.1 Secciones estratigráficas
Se generó el levantamiento de 2 columnas estratigráficas (T1, T2), correspondientes al nivel superior de la formación Toqui. Las secciones fueron realizadas en transectas de orientación NE- SW, ubicadas en las cercanías del Cerro Negro (Figura 4.1.1). Dentro de la formación Toqui estudiada, se identifican dos unidades con características litoestratigraficas diferentes, las cuales serán detalladas en conjunto en las columnas estratigráficas.
La Formación Toqui, en la zona de estudio, corresponde a una sucesión de rocas volcánicas y sedimentarias, con una potencia aproximada de 180 metros, la que a su vez presenta capas con fósiles de vertebrados descritos por Novas et al,(2015).
NE SW
CN
Figura 4.1.1: Imagen a distancia donde en rojo se encierra la zona de estudio y (CN) corresponde al cerro negro.
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T1
T2
T2´
Figura 4.1.2: Vista en planta de las secciones estratigráficas. Globos indican las secciones correspondientes: T1 (sección Toqui 1); T2 (Sección Toqui 2).
A continuación, se describen dos sucesiones estratigráficas, donde se representan las asociaciones de facies estratigráficamente de más antiguo a más joven.
4.1.1 Sección Toqui 1 (T1)
La sección Toqui 1 presenta una potencia de 25 m y está compuesta por rocas sedimentarias, que presenta areniscas conglomeradicas, areniscas de grano medio y fino, con intercalaciones de rocas volcánicas, principalmente tobas las cuales se pueden dividir facies de color verde y rojas.
La base estratigráfica de este estudio está compuesta por 2.3 m de toba lítica roja que entre los 1.3 m y 1.5 m presenta concordante una capa de arenisca guijarrosa (Sm), matriz soportada, de color blanca, que se interpreta como un depósito de sedimentos por
47 flujos de gravedad. A los ~2.3 m la Toba se encuentra en contacto erosivo con 80 cm de areniscas (Sm) que presentan una gradación inversa, cuya granulometría varía entre 0.2 mm y tamaños menores 3 mm.
?
Fm Ligorio Márquez
Figura 4.1.3: A la izquierda se presenta una columna esquemática general modificada de Suárez et al. (2010 a). A la derecha se presenta una columna estratigráfica correspondiente a la transecta T1 de la zona de estudio. Cada cambio de color representa a cada litofacies descrita en la Tabla 5.
48
Discordante
Figura 4.1.3.1: Simbología a utilizar en las secciones estratigráficas de este trabajo
Posteriormente se encuentran 4.2 m de arenisca de grano medio, con una serie de paleocanales (Figura 4.1.4-C-4), que varían entre 9-50 cm de ancho por 40 cm de alto correspondiente a brechas sedimentarias finas matriz soportados con clastos con clastos angulosos y con mala esfericidad, además los paleocanales presentan ejes de simetría que varían entre los N30W y N25E (Figura 4.1.4-C). Suprayacente y hasta los 8.5 m, se observa arenisca carbonatada de grano medio (Figura 4.1.5-D3) que es cortada por una serie de paleocanales (Figura 4.1.5-E), entre los 7 y 7.5 m esta hay una capa de arenisca (Sh) de 50 cm laminada, que se interpreta como un flujo de capas planas (Figura 4.1.5- D2).
49
NW SE
1 Ss
A B
N S
4
N29E
N30W
C
Figura 4.1.4: (A) Restos fósiles de vertebrado en arenisca de grano medio. (B) Contacto sinuoso entre toba de color roja (3) y brecha sedimentaria (2) con flames (1). (C) Imagen en planta de paleocanal contenido en capa (4).
50
NW SE
3 Sec
2 Sh D
NW SE
E
Figura 4.1.5: (D) arenisca de grano media (Sh) carbonática laminada (2) en contacto con arenisca de grano medio (3), (E) paleocanal, correspondiente a una brecha sedimentaria fina con estratificación cruzada (Sec), clastosoportado cuyos clastos presentan baja esfericidad además de ser subangulosos y cortan a capa (3).
Entre los 10 y 10,5 m se presentan 50 cm de conglomerado fino matriz soportado (Figura 4.1.6-F). Presenta clastos que varían entre 2 mm-1 cm, con matriz tamaño arena gruesa.
51
A los 12 m se exponen 1.8 m de una capa con gradación normal que varía de brecha sedimentaria fino (Gci; Figura 4.1.6-G) a arenisca media (Sec), con estratificación cruzada y paleocanales (6) cortando las capas (Figura 4.1.6-H).
Gci
F G
NW SE
6
6
H 0 4 cm
Figura 4.1.6: (F) conglomerado fino matriz soportado, (G) brecha sedimentaria fina, (H) capa de arenisca media cortada por paleocanales, correspondientes a conglomerados de grano medio con clastos con buena esfericidad y cuyo redondeamiento varían entre subredondeados a redondeados (6).
A los 18.8 m se expone una capa de 90 cm de tobas cristalina de color verde. La cual presenta cristales de plagioclasa que varias entre 1-2 mm y cristales de biotita alterados
52 a clorita. Suprayacente se exponen 2.8 m de estratos de arenisca con gradación inversa. La cual varia de tamaño arena media a gruesa.
Finalmente se presenta una capa de 50 cm de conglomerado fino (Ss) con restos fósiles de vertebrado (Figura 4.1.4-A). Estudios mediante análisis de zircones U-Pb indican que las capas nombradas anteriormente datan del Titoniano, con edades de 148.7 ± 1.4, 147.9 ± 1.5 y 147.9 ± 1.0 (Suarez et al., 2015).
4.1.2 Sección Toqui 2 (T2)
Se presenta una columna estratigráfica correspondiente a la sección (T2) (Figura 4.1.2). T2 presenta una potencia aproximada de 143 m, compuesta principalmente de rocas sedimentarias y volcánicas. En el registro rocoso se describen areniscas de grano medio y grueso, tobas y conglomerados de grano fino. La base de esta sección está compuesta por 2.2 m de tobas verdes, con cristales de biotita y plagioclasa. A los 4.4 m se expone una capa de 90 cm de toba lítica color verde.
A los 12.1 m se exponen 3.3 m de rocas con gradación inversa que varía desde arenisca beige claro tamaño medio hasta conglomerado fino, matriz soportado (Sm), interpretado como un depósito de sedimentos de flujo por gravedad. A los 18.2 m se exponen 3.8 m de brecha sedimentaria (Gcm), con clastos que varían entre 5cm a 12 cm. Los clastos son principalmente de composición volcánica y sedimentaria. Asociado a un flujo de escombros pseudoplástico. A los 25.9 m se presentan 3 m de toba lítica color verde. La capa es cotada por una serie de paleocanales cuyos rumbos de ejes varían entre 050 y 018.
53
?
Fm Ligorio Márquez
Figura 4.1.7: A la izquierda, columna esquemática general modificada de Suárez et al. (2010 a). Y a la derecha se presenta una columna estratigráfica correspondiente a la transecta T2 de la zona de estudio. Cada cambio de color representa a cada litofacies descrita en la Tabla 5.
54
Discordante
Figura 4.1.2.1: Simbología a utilizar en las secciones estratigráficas de este trabajo
55
Entre los 30 y 48.4 m se exponen 18.4 m de toba roja en contacto sinuoso a los 41 m con toba vítrea blanca.
SW NE
0 3cm
Figura 4.1.8: Contacto concordante entre tobas rojas y tobas blancas
Entre los 79 m y los 92 m se exponen una capa de 13 m de brechas sedimentarias (Gcm) que es cortada por una serie de paleocanales, con clastos que varias en tamaños entre los 2 – 15 cm.
Se exponen capas de tobas entre los 119 m y los 143 m, donde se identifican 3 facies diferentes, donde primero hay 13 m de una capa de toba vítrea blanca. Suprayacente se expone una capa de 5m de tobas rojas soldadas. Finalmente, suprayacente afloran 6 m de tobas verdes soldadas. Estas 3 facies afloran en el cerro Negro, donde destaca la presencia de disyunción columnar. Esta sección de rocas piroclástica se interpreta como un depósito de flujo piroclástico (Figura 4.1.5)
56
NE SW CN
Figura 4.1.5: A la izquierda muestra una foto a distancia del Cerro Negro (CN); A derecha en naranjo se muestra la disyunción columnar presente en el depósito ignimbritico.
57
Capítulo V: Facies
Se define Facies como el conjunto de características litológicas y paleontológicas que definen una unidad estratigráfica o a un conjunto de estratos (Selley, 1976). Dentro que las características se encuentran, estructuras sedimentarias, texturas y contenido fósil. El estudio presenta, sucesiones de rocas sedimentarias y volcánicas, que representan las etapas iniciales del Grupo Coyhaique (Formación Toqui). A partir de las columnas de las secciones estratigráficas T1 y T2, se identificaron 19 facies. De las cuales 10 corresponden a Facies sedimentarias y se denominadas con el código perteneciente a la clasificación modificada de Miall, (1977). Por otra parte, 9 de las facies descritas corresponden a litofacies volcanosedimentarias clasificadas según la tabla 3.3.2. Las facies corresponden a la sección superior de la Formación Toqui (Tabla 4.2). Pese a que en este estudio se ocupa la nomenclatura descrita por Miall, (1996). Hay litofacies donde se modificaron de acuerdo con alguna característica en particular, las que se detallan a continuación.
5.1.1. Litofacies presentes en la sección T1
Gci: se caracteriza por presentar una brecha sedimentaria clastosoportado de tamaño grava fina, con gradación inversa. Esta litofacies interpreta como un flujo de detritos enriquecido en clastos o como un flujo de detritos con una carga de fondo inercial transportada por un flujo laminar o turbulento.
Sm: litofacies se caracterizan por ser clastosoportado con granulometría que varían de arena gruesa a brecha sedimentaria fino. Se interpretan estas litofacies como depósitos de flujo controlados principalmente por gravedad. Hay estratos que presentan gradación inversa.
Sh: se caracteriza por presentar estratos de arenisca de grano medio, clastosoportado. Que se caracteriza por presentar laminación paralela, estructuras que se generan paralelos al flujo.
58
St: la litofacies se presenta en un estrato con potencia entre 50 a 70 cm de arenisca de grano grueso, clastosoportado. El estrato presenta estratificación cruzada en artesa y foresets (Figura 4.1.5 - D).
5.1.2. Litofacies presentes en la sección T2. Gcm: se caracteriza por grava clasto-soportada, masiva. Se interpreta como un flujo de detritos de baja energía, depositado mediante un flujo que puede ser viscoso, laminar o turbulento.
Ss: litofacies descrita en base a estratos de arenisca de grano grueso, clastosoportado, con gradación inversa. Esta litofacies es característica como relleno sobre superficies erosionadas por cursos fluviales.
Sm: Estratos con gradación inversa, que va desde arenisca de grano medio a conglomerado fino. Esta litofacies se interpreta como un flujo dominado por gravedad.
59
Tabla 5: tabla resumen de litofacies identificadas en la sección T1 y T2 de la Formación Toqui (Miall, 1977; Branney y Kokelaar, 2003). Np: no presenta; S: arena; G: grava; C: ceniza; f: flames; gi: gradación inversa; l: laminación; d: disyunción columnar.
Litofacies Textura Gradación Fósiles Selección Potencia Estructuras Color de Estrato AF1 mLT1 Toba cristalina Fragmentada Np Np 1-1.4m Np Roja
Sm1 Arenisca de Clastosoportado Np Np Moderada 0.1- Np Gris grano medio a buena 0.3m
mLT2 Toba cristalina Fragmentada Np Np Moderada 0.3- Flames Roja 0.5m Sm2 Arenisca de Clastosoportado inversa Np buena 0.5- Gradación Gris grano medio 0.8m inversa claro Sm3 Arenisca de Clastosoportado Np Np Moderada 4-4.1m Np Gris grano medio a buena claro
AF2 Sh1 Arenisca media Clastosoportado Np Np Buena 1-1.3m laminación
Gci1 Brecha Clastosoportado Inversa Np Moderada 0.5- laminación sedimentaria a buena 4.2m fina Sh2 Arenisca grano Clastosoportado Normal Np Moderada 0.5- Estratificación grueso a buena 0.8m cruzada
//sT1 Toba cristalina Fragmentada Np Np Moderada 0.7-1m Laminación Verde
Ss1 Arenisca Clastosoportado Inversa vertebrados Moderada 0.5- Gradación a buena 3.2m inversa Sm4 Arenisca de Clastosoportado Inversa Np Moderada 2-3.3m Gradación Beige grano medio a a buena inversa claro conglomerado fino Gcm1 Brecha Clastosoportado Np Np Mala 2-4m Np conglomeradica
AF3 mLT3 Toba lítica Fragmentada Np Np Moderada 2-3m Np Verde
mLT4 Toba Fragmentada Np Np Moderada 8-11m Np Rojo
fpoorT1 Toba Fragmentada Np Np Moderada 7-10m Estructuras de Blanca carga Gci2 Brecha Clastosoportado Np Np Mala 10-13m Np sedimentaria de grano fino AF4 mLT5 Toba vítrea Fragmentada Np Np 8-13m Disyunción Blanca columnar mLT6 Toba Fragmentada Np Np 4-5m Disyunción Roja columnar y desvitrificación “soldamiento”
mLT7 Toba Fragmentada Np Np 5-6m Disyunción Verde columnar y desvitrificación “soldamiento”
61
5.2. Asociación de facies
Asociación de facies 1 (ALF1): tobas cristalinas, areniscas de grano medio y grueso. Corresponde a sucesiones principalmente de rocas sedimentarias conformadas por litofacies (Sm) en alternancia con litofacies (mLT), donde las litologías características son areniscas de grano medio con selección de media a buena. En alternancia con las litologías sedimentarias, se encuentran estratos tobas cristalinas con potencias variables de 0.3-1.5 m. Dentro de las litofacies descritas en (AF1), se distinguen estructuras de flames en el contacto entre las litofacies (mLT2) y (Sm2), lo que indica depositación contemporánea entre las capas, mayor densidad en (Sm2) (Figura 5.2). Dentro de la litofacies (Sm2) se distingue gradación inversa. Las características de las litofacies permiten inferir un ambiente subaéreo, con aporte de material volcánico de calderas no identificadas.
NW SE
Sm2
mLT2
Figura 5.2: Imagen de contacto sinuoso entre las litofacies mLT2 y Sm2. Las flechas indican estructuras de carga (flames). Asociación de facies 2 (AF2): areniscas, brechas sedimentarias, Tobas Corresponde a sucesiones volcánicas y sedimentarias, compuesta por las litofacies (Sh1), (Gci1), (Sh2), (//sT1), (Ss1), (Sm4) y (Gcm1), donde las litologías corresponden a areniscas, tobas, brechas sedimentarias de grano fino, presentan un espesor total aproximado de 22 m y contemplan el nivel superior de la sección T1 e inferior de la sección T2. Dentro de las litofacies descritas en (AF2) se distinguen estructuras de laminación paralela en la litofacies (Sh1), donde la depositación de sedimentos se genera paralela al flujo de agua. La litofacies (Gci1) está representado por una brecha sedimentaria de grano fino, clastosoportado, gradación inversa y laminación paralela, lo que se interpreta como un flujo de detritos con una carga de fondo inercial transportada por un flujo laminar. La litofacies (Sh2) corresponde a una arenisca de grano grueso, donde se distinguen estructuras de estratificación cruzada en artesa. Se describe una litofacies volcánica (//sT1), correspondiente a una toba cristalina, la cual presenta lineamiento, característico de un depósito piroclástico de caída. En base a las litofacies descritas, se infiere un ambiente continental, con principal aporte aluvial, con una serie de ríos con baja energía, que permitieron la depositación de material con poco retrabajo.
Asociación de facies 3 (AF3): Brechas sedimentarias, tobas cristalinas, toba vítrea y toba lítica. Esta asociación presenta una potencia aproximada total del 37 m y contempla la parte basal del nivel superior de la Formación Toqui. Corresponde a una sucesión de rocas volcánicas y sedimentarias, compuesta por las litofacies (mLT3), (mLT4), (fpoorT1) y (Gcm2). Las litologías corresponden a Tobas y brechas sedimentarias de grano fino, presentes en la columna T2. Las características presentes en las litofacies (mLT3), (mLT4) y (fpoorT1), donde están presentes masivamente, sin una estratificación bien definida, permite inferir un depósito de oleada piroclástica (Figura 5.2.1) con aporte de depósitos aluviales contemporáneos. Además de la presencia de niveles de tobas glauconíticas (Suarez et al., 2015), indicaría un ambiente marino somero.
63
Asociación de facies 4 (AF4): toba vítrea, toba lítica y toba cristalina Corresponde a rocas volcánicas, compuesta por las litofacies (mLT5), (mLT6) y (mLT7). Cuyas litologías corresponden a toba vítrea, toba lítica y toba cristalina respectivamente, con una potencia total aproximada de 24 m. Dentro de las litofacies, se distingue una disyunción columnar presente a lo largo de todo el depósito.
Figura 5.2.1: Esquema generalizado de la geometría y posición en el terreno de los distintos depósitos piroclásticos, producto del aporte volcánico no identificado. Modificado de Cas y Wright (1988).
64
Capitulo Vl: Petrografía
La petrografía es un campo de la petrología que se ocupa de la descripción y clasificación de rocas mediante la obtención microscópica de láminas delgadas derivadas de rocas en estudio. En el presente capitulo, se describe la petrografía correspondiente a los miembros intermedio y superior de la formación Toqui. De un total de 26 muestras se generaron 9 láminas delgadas, donde 5 corresponden a la columna T1 y 4 muestras corresponden a la columna T2. La descripción más detallada de muestras en lamina delgada se presentan en la sección Anexo l.
6.1. Petrografía sedimentaria
De un total de 9 láminas delgadas, de las cuales 4 son sedimentarias. Con similitudes en sus características texturales y mineralógicas, pero con diferencias en el porcentaje de matriz y constituyente de cemento.
6.1.1. Texturas Las muestras AYC-15, AYC-21, AYC-17 y AYC-23 presentan texturas clasto-soportadas y equigranular e inequigranular. Además de baja madurez textural, con granos angulosos, mal redondeamiento y esfericidad de media a baja. La granulometría varia de arena gruesa a grava. Las muestras presentan proporciones de matriz que varían entre 4 – 8%. Matriz que está compuesta principalmente de arcilla y micrita. En cuanto al cemento es principalmente de calcita y en menor medida esparita en forma poiquilotopica (Figura 6.1.1).
65
1
1
0.5 mm
Figura 6.1.1: Microfotografía de la muestra AYC-15 (Arcosa Litica) a Nx. (1) muestra en cemento de calcita con clivaje en una dirección.
6.1.2. Cuarzo Las muestras presentan minerales de cuarzos monocristalinos (Qm) y de múltiples cristales o policristalinos (Qp) (Figura 6.1.2).
66
1
2
1
1mm
Figura 6.1.2: Microfotografía correspondiente a la muestra AYC-17 (Litoarenita feldespática) a NX. (1) muestra granos de cuarzo policristalino (Qp). (2) indica granos de cuarzo monocristalinos.
Los cristales presentan colores de interferencia de primer orden, que varían entre gris y blanco, bajo relieve. La proporción entre los cuarzos observados es de 70% Qm y 30% Qp. Donde los cristales de Qm presentaban mayor tamaño, bordes angulosos y con bajo redondeamiento. Por su parte los granos Qp presentan redondeamiento de medio a bajo y de menor tamaño que Qm. Los contactos presentes en los granos de cuarzo son rectos (Figura 6.1.2.1), en menor proporción saturados y extinción recta.
67
2
1
1mm
Figura 6.1.2.1: Microfotografía a Nx correspondiente a la muestra AYC-23 (Litoarenita feldespática). (1) muestra se presenta un contacto recto entre grano de cuarzo. (2) indica la matriz compuesta en un 90% de pumpeyita.
6.1.3. Feldespato
Las muestras analizadas presentan granos de feldespato con colores de interferencia de primer orden que varían entre gris y blanco. Los cristales se presentan anhedrales a subhedrales, con baja integridad y son el segundo mineral más abundante en las muestras. Su porcentaje de ocurrencia varía entre 6 y 15% del esqueleto de roca, presentando baja esfericidad y redondeamiento. Presentan maclas Carlsbad, polisintéticas y zonación (Figura 6.1.3- A y B).
68
1
2
A B
0.5 mm 1mm
Figura 6.1.3: Microfotografías en secciones (A) y (B) de la muestra AYC-23 (Litoarenita feldespática) a Nx. (1) muestra macla Carlsbad en un cristal de plagioclasa. (2) corresponde a un cristal de plagioclasa con macla polisintética.
Los cristales de feldespato se encuentran siendo alterados a calcita (Figura 6.1.1) en todas las muestras
6.1.4. Líticos
En las muestras analizadas se distinguen líticos volcánicos y sedimentarios. Con porcentaje de ocurrencia que varía entre 20 – 55% del esqueleto de la roca y presentan tamaños variables entre 0.12- 2.3 mm. Los líticos volcánicos se componen por andesitas mayoritariamente y fragmentos de tobas (Figura 6.1.4). Los líticos sedimentarios están conformados por areniscas con bajo redondeamiento y baja esfericidad.
69
A B
1 1
1mm
Figura 6.1.4: Microfotografía de la muestra AYC-21 (Litoarenita). (A) Muestra a Nx donde (1) indica la presencia de líticos de toba, con cristal Shards. (B) Muestra a Np.
6.2. Petrografía de rocas volcánicas
De un total de 9 láminas delgadas, 4 muestras corresponden a rocas volcánicas. Donde el principal registro descrito corresponde a rocas piroclásticas, de composiciones vítrea y cristalina. A continuación, se detallan las principales características texturales y composicionales de las muestras AYE-47, AYE-48, AYE-19, AYB-70. Las muestras presentan textura fragmentada, eutaxítica y axiolítica (Figura 6.2), con tamaños de cristales y vidrio que varían entre 0.1-2.3 mm.
70
1mm
Figura 6.2: Microfotografía de la muestra AYB-70 (Toba cristalina) a Nx. Donde se observa textura axiolítica.
Los piroclastos representan entre el 15- 60% de la roca, y se componen principalmente por cuarzo y en menor medida feldespatos, líticos y juveniles. Los juveniles están representados principalmente por shards y los líticos por andesitas. La matriz de color pardo está compuesta principalmente por vidrio y cristales con tamaño menor a 0.1 mm. La muestra AYB-70 los cristales de feldespato se encuentran siendo alterados a glauconita (Figura 6.2.1).
71
1
0.5 mm
Figura 6.2.1: Microfotografía correspondiente a la muestra AYB-70 (Toba cristalina) a Nx. (1) indica diferentes cristales de feldespato siendo alterados por glauconita y en otras zonas a calcita.
72
Capitulo Vll: Proveniencia sedimentaria.
El análisis de proveniencia sedimentaria se realizó mediante el conteo modal, lo que permite estimar abundancias relativas de los componentes que conforman la muestra. El análisis se realizó por medio de un microscopio y del programa JMicroVision 1.2.7.
7.1. Resultado de análisis de conteo modal
Para la realización del análisis de conteo modal, las muestras deben tener un contenido de matriz <25%, según el método de Gazzi- Dickinson (Ingersoll et al., 1984). El método plantea la identificación y conteo de todos aquellos granos con tamaño > 0.0625 mm en areniscas. En este estudio se analizaron 4 cortes transparentes, cuyos resultados se resumen en la (tabla 7.1). Donde el grado de confianza es proporcional al número de cuentas. Es por esto por lo que se analizan ~700 puntos en el total de la lámina delgada, con la finalidad que el error no exceda el 5%, con un 99% de confianza. Mientras que, para el mismo error, con un 95% de confianza se requieren ~400 puntos.
Tabla 7.1: Distribución de composición y porcentaje modal de los minerales y líticos presentes en las muestras estudiadas.
Muestra AYC-15 AYC-21 AYC-17 AYC-23 (%) Cuarzo monocristalino 34 32.75 29.5 34.75 (Qm) (%) Cuarzo policristalino 3 9.5 20.75 15.25 (Qp) (%) Plagioclasa (P) 28.25 9 16.25 17.25 (%) Feldespato potásico (K) 4.5 3 0 1.25 (%) Lítico volcánico (Lv) 7.5 21.25 12.75 14 (%) Lítico sedimentario (Ls) 2.5 13 8.75 3.25 (%) Misc. 20.25 11.5 12 14.25 Líticos metamórficos (Lm) 0 0 0 0 100 100 100 100
73
De los resultados obtenidos anteriormente se debe desprender solo los parámetros Q, F, L, Qm y Lt para ser ploteados en los diagramas QFL (Tabla 7.2) y QmFLt (tabla 7.3).
Tabla 7.2: Porcentaje de minerales y líticos normalizados a cuarzo total (Q), feldespatos totales (F) y fragmentos líticos (L) según Ingersoll (1983).
QFL AYC-15 AYC-21 AYC-17 AYC-23 Q (%) 46.394 52.978 63.009 62.695 F (%) 41.065 15.047 20.376 23.197 L (%) 12.539 42.946 26.959 21.630
Tabla 7.3: Porcentaje de clastos y minerales normalizados a cuarzo monocristalino (Qm), feldespatos totales (F) y líticos totales (Lt) según Ingersoll (1983).
QmFLt AYC-15 AYC-21 AYC-17 AYC-23 Qm (%) 42.633 37.005 33.522 40.524 F (%) 41.065 13.559 18.465 21.574 Lt (%) 16.300 49.435 48.011 37.900
Los datos de las cuatro muestras expuestas en la Tabla 7.2 y 7.3 son graficados, en base a su análisis modal de composición, en los diagramas triangulares QFL y QmFLt obtenidos de Dickinson, (1983). Con respecto al triangulo QFL, las muestras correspondientes a AYC-21, AYC-17 y AYC- 23 se distribuyen dentro del campo Orógeno Reciclado, mientras que la muestra AYC-15 lo hace dentro del campo Arco Disectado. Para el diagrama QmFLt, existen algunas muestras que se distribuyen en otros campos diferentes al diagrama QFL. Las muestras AYC-21, AYC-17 y AYC-23 se disponen dentro del campo de Mezcla y la muestra AYC-15 se dispone dentro del campo de Arco Transicional (Figura 7.1).
74
Figura 7.1: Diagramas triangulares con los datos obtenidos de las distintas muestras, a la izquierda el diagrama QFL y a la derecha el diagrama QmFLt (modificado de Dickinson et al, 1983). El recuadro inferior presenta la simbología empleada para las muestras AYC-15, AYC-21, AYC-17 y AYC-23.
75
Capitulo Vlll: Discusión
8.1. Petrografía de la Formación Toqui
Las columnas estratigráficas T1 y T2 realizadas en la zona comprenden principalmente facies volcánicas y sedimentarias continentales. Las rocas sedimentarias pertenecientes a esta unidad corresponden principalmente a areniscas con una variación alta composicional y de tamaño de grano. En base al estudio estratigráfico realizado en torno al Cerro Negro, se analizaron cuatro láminas delgadas, las cuales corresponden a areniscas con clastos angulosos y mal redondeamiento, con variaciones en el contenido cuarzo, feldespato y líticos (Figura 8.1).
Figura 8.1: Clasificación petrográfica de areniscas de la Formación Toqui (Folk, 1974)
Las muestras sedimentarias estudiadas en este trabajo presentan un contenido > 45% de cuarzo, los cuales fueron estimados mediante conteo modal, con el método Gazzi-
76
Dickinson. Cabe destacar que las muestras descritas presentan un grado de alteración importante en su matriz a calcita y esparita (Figura 8.1.1).
0.5 mm
Figura 8.1.1: Microfotografía de la muestra AYC-15 a Nx. (1) muestra en cemento de calcita con clivaje en una dirección.
A su vez en las secciones T1 y T2, se distinguen diferentes niveles de rocas volcánicas, las cuales varían según su composición en tobas líticas, tobas cristalinas y tobas vítreas. Las rocas analizadas se caracterizan por presentar texturas fragmentada, eutaxítica y axiolítica, además de un importante grado de alteración, tanto en la matriz como también en los cristales de feldespato a calcita y glauconita (Figura 8.1.2-A). También se distinguen niveles expuestos a metamorfismo de bajo grado, donde existe la presencia de pumpeyita formando parte de la matriz de las muestras (Figura 8.1.2-B).
77
A B 2
1
1mm
Figura 8.1.2: Microfotografías, donde (A) Muestra AYB-70 a Nx y (B) Muestra AYC-23 a Nx. (1) Cristales de feldespato siendo alterados por glauconita y en otras zonas a calcita. (2) Matriz compuesta en un 90% de pumpeyita.
En materia de facies y sus asociaciones, es importante destacas que la Formación Toqui se caracteriza por presentar estratos de arenisca con litofacies Gci, Sm y So. Las cuales presentan características asociadas a depósitos aluviales. Por otra parte, se describen capas de areniscas con litofacies Ss, St y Sh, las cuales presentan características asociadas a ríos de baja energía. Finalmente, el contenido litológico y faunístico descrito en este estudio de la Formación Toqui presenta similitudes, aunque con una mayor variedad de especies a las encontradas en otros sectores, como lo es el descrito por Piñeiro, (2019), en torno al sector de Fachinal. A continuación, se ilustra un esquema representativo de la Formación Toqui encontrado en las inmediaciones del Cerro Negro (Figura 8.1.3).
78
B
A C D E
G F H H F
Figura 8.1.3: Esquema litológico y faunístico de la Formación Toqui durante Cretácico. (B) Chilesaurus diegosuarezi (Novas et al., 2015) y (C) restos de cocodrilo (Suarez et al., 2015); (E) Restos de Oncolitos descritos por Aldridge, (2019); (G) y (F) Restos de algas no identificadas, foraminíferos y equinodermos descritos por Mimica, (2019).
79
8.2. Interpretación de ambientes y comparación con trabajos anteriores
En base a los estudios estratigráficos y sedimentológicos, se tiene que los paleoflujos presentes en la Formación Toqui (ntotal= 16 mediciones) en el sector de estudio indican múltiples direcciones de flujo. Las direcciones son NE, NEE, con una predominancia hacia el NNW (Figura 8.2).
0
270 90
180
Figura 8.2: Diagrama de paleoflujos, asociados a mediciones de ejes de paleocanales
(ntotal= 16 mediciones).
Por otra parte, y de manera general, se logran distinguir una unidad litoestratigráfica sedimentaria- volcánica de la Formación Toqui. Dicha unidad sedimentaria-volcánica, pertenece al nivel inferior del grupo Coyhaique, donde se describe un ambiente deposicional descrito en base a la presencia de glauconita (Suarez et al., 2015), en capas verdes de areniscas intercaladas con depósitos de flujo piroclástico y de caída. Lo que
80 sugiere una interacción entre ambiente marino somero con aporte de sedimentos continentales con poco retrabajo en un entorno de arco volcánico activo (Suarez et al., 2015). A lo anterior se suma el cemento de carbonato, lo que es indicativo de una zona de diagénesis temprana en un ambiente aeróbico (Choquette y Pray, 1970; Schmidt y Macdonald, 1979; Burley et al., 1985).
En base a los datos expuestos en este trabajo junto con datos anteriormente estudiados, se reconoce un ambiente deposicional asociado a un Braid Delta con depósitos progradacionales con alimentación de ríos trenzados de baja energía, los cuales aportaban materiales volcánicos con poco retrabajo. A su vez tuvo lugar un magmatismo constante que permitió el aporte de depósitos de oleada, caída y flujo piroclásticos y depósitos de caída provenientes de calderas no identificadas (Figura 4.3).
Figura 8.2.1: Paleogeografía esquemática en torno a los 46° S durante el Titoniano- Valanginiano, en conjunto con un esquema estratigráfico durante el cretácico inferior basado en Suarez et al., 2010.
81
8.3. Análisis vía conteo modal
Los análisis de procedencia sedimentaria en las inmediaciones del Cerro Negro, sugiere zonas de proveniencia mixtas, con aporte tanto de orógeno reciclado como de Arco disectado. Donde se hace alusión a un complejo de subducción o cadena montañosa con fajas plegadas y corridas de antepaís (Dickinson et al., 1983), como se muestra en el diagrama QFL (Figura 8.3), lo que estaría poca o nulamente relacionado al campo tectónico y al comportamiento de la cuenca de Aysén durante el cretácico inferior temprano. Por otra parte, y como se muestra en el diagrama QmFLt (Figura 8.3) las muestras AYC-15 y AYC-17 plotean en la sección de arco disectado, lo que indicaría un ambiente geotectónico asociado a arco continental o arco de isla (Dickinson et al., 1983) donde las muestras AYC-23 y AYC-21. Es probable que los componentes de las muestras AYC-23 y AYC-21 se mezclaran con sedimentos más ricos en cuarzo antes de llegar al sitio final de depositación (Dickinson et al, 1983).
82
Figura 8.3: Diagramas triangulares con los datos obtenidos de las distintas muestras, a la izquierda el diagrama QFL y a la derecha el diagrama QmFLt (modificado de Dickinson et al, 1983). El recuadro inferior presenta la simbología empleada para las muestras AYC-15, AYC-21, AYC-17 y AYC-23.
83
Capitulo lX: Conclusión
En la zona de estudio, no se registran afloramientos pertenecientes a la formación Katterfeld ni Apeleg, miembros superiores del Grupo Coyhaique. En contraparte la formación Toqui subyace a la formación Ligorio Márquez de manera discordante. Por otra parte, se presenta el contacto entre la formación Toqui y la formación Ibáñez es de carácter concordante. Por medio de estudios sedimentológicos, se distinguen 4 asociaciones de litofacies a lo largo del miembro superior de la formación Toqui. Tres de carácter volcánico- sedimentario y uno volcánico. Inicialmente se distingue una alternancia entre eventos volcánicos y depósitos aluviales, caracterizados por areniscas de grano medio con gradación inversa con intercalación de tobas. Suprayacente y con edades de 148.7 ± 1.4, 147.9 ± 1.5 y 147.9 ± 1.0 (Suarez et al., 2015), se genera la depositación en alternancia entre tobas, brechas de grano fino, areniscas y la aparición de facies fluviales. Posteriormente se generan vigorosos eventos volcánicos, generando depósitos que varían entre 3-10 m de espesor, caracterizados por niveles de tobas líticas y cristalinas, con aportes puntuales de niveles sedimentarios, principalmente aluviales. Finalmente, se presentan niveles principalmente volcánicos, con potencias que varían entre 5-13 m. Por su parte, las evidencias en los análisis de conteo modal no mostraron una variación significativa dentro de los detritos que conforman la formación Toqui. Primero los resultados de proveniencia sedimentaria indican muestras que plotean en el campo de arco disectado asociado a un contexto tectónico de arco magmático, con algunos aumentos en los contenidos de cuarzo asociados principalmente a líticos sedimentarios que se correlacionan a aportes y mezcla de sedimentos ricos en cuarzo de fuente no identificadas. Las evidencias petrográficas indican niveles con minerales de pumpeyita ocupando gran parte de la matriz de algunas muestras, lo que evidenciaría bajos grados de metamorfismo asociados a la fuente de los depósitos. Datos que asociarían la fuente de los sedimentos a un basamento metamórfico erosionado, que a la época correspondería a el Complejo Metamórfico Andino Oriental. Finalmente se propone que para las rocas de la formación Toqui, las cuales presentan clastos angulosos y poco retrabajo, acompañado de variadas direcciones de paleoflujos, indicaría un ambiente de delta con ríos trenzados de baja energía acompañado del aporte de depósitos aluviales y un volcanismo constante.
85
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91
Anexo I Descripciones petrográficas microscópicas
92
Muestra: AYC- 15 Arcosa lítica (Folk, 1974) Formación Toqui Coordenadas 18G 0698085/ 4805589 UTM Texturas Clasto soportado, baja esfericidad y mal redondeamiento, mala selección. Características Elemento % Texturas Observaciones Esqueleto Fragmentos 20 Fragmentos líticos volcánicos de tobas vítreas, de tamaños que variables entre 0,12 y 0,3mm, con clastos angulosos y baja esfericidad y fragmentos líticos sedimentarios de 0,5mm promedio. Presentan buena madurez composicional, baja esfericidad y moderado redondeamiento. Minerales 60 Se compone principalmente por cuarzos mono y policristalino, con baja esfericidad y redondeamiento, seguido de feldespato alcalino. Presenta minerales opacos formando parte de la matriz y en minerales. Bioclastos 0 No presenta
Matriz Arenosa 25 Arcillosa 75 Cemento Calcáreo 1 Poiquilotopico de esparita. Observaciones generales:
A B NxC NxP
Microfotografías de la muestra AYC-15: (A) Imagen a nicoles cruzados de los principales componentes, evidenciando la mala selección del esqueleto y la textura de los fragmentos; (B) Imagen a nicoles paralelos.
93
Muestra: AYC-23 Litoareninta feldespática (Folk, 1974) Formación Toqui Coordenadas 18G0698129/ 4805582 UTM Texturas Clasto soportado con redondeamiento moderado y buena esfericidad. Características Elemento % Texturas Observaciones Esqueleto Fragmentos 55 Fragmentos líticos sedimentarios que varían 0,8- 1,5mm, con alta madurez composicional, con buen redondeamiento y moderada esfericidad. Fragmentos líticos volcanicos, correspondientes a andesitas que varían entre 0,7 y 1,8mm Minerales 37 Principalmente cuarzos monocristalinos y policristalinos
Bioclastos 0 No presenta
Matriz Arena 5 Alterada a pumpeyitas. Arcilla 2 Cemento Carbonatico 1 Poiquilotopico de calcita. Observaciones generales: Presencia de minerales metamórficos como pumpeyita en forma de pseudomatriz.
A B NxC NxP
Microfotografías de la muestra AYC-23: (A) Imagen a nicoles cruzados donde se evidencian los líticos andesíticos de color gris oscuro; (B) Imagen a nicoles paralelos.
94
Muestra: AYC-17 Litoarenita feldespática (Folk, 1974) Formación Toqui Coordenadas 18G0698085/4805589 UTM Texturas Clasto soportado, con buen redondeamiento y esfericidad. Características Elemento % Texturas Observaciones Esqueleto Fragmentos 29 Fragmentos líticos Volcanicos, de composición andesíticos, que varían entre 0,6 a 1,8mm. Además de fragmentos líticos sedimentarios Minerales 65 Se compone por cuarzos, cuyos tamaños oscilan entre 0,05y 0,7mm, plagioclasas que varían entre 0,1 y 1,3mm y se encuentran siendo alteradas a epidota. Bioclastos 0 No presenta
Matriz Arena 3 Principalmente arenosa, compuesta Arcilla 1 por cuarzos con tamaños menores a 0,1mm y minerales alterados a pumpeyita con tamaños menores a 0,1mm. Cemento Carbonatico 2 Cemento de calcita en mosaico. Observaciones generales: Los fragmentos líticos sedimentarios, ricos en cuarzos presentan una mayor cantidad de minerales opacos formando parte del fragmento
A B NxP NxC
Microfotografías de la muestra AYC-17: (A) Imagen a nicoles cruzados de los principales componentes, evidenciando la mala selección del esqueleto y la textura de los fragmentos; (B) Imagen a nicoles paralelos se aprecian líticos volcánicos con tamaños mayores a 2mm.
95
Muestra: AYC-21 Litoarenita (Folk et al., 1970) Formación Toqui Coordenadas 18G0698123/ 4805579 UTM Texturas Clasto soportado, con baja esfericidad y redondeamiento. Características Elemento % Texturas Observaciones Esqueleto Fragmentos 28 Fragmentos líticos volcánicos, compuestos por tobas que oscilan entre 0,9 y 2mm, además de fragmentos de composición andesítica. Minerales 57 Cristales de cuarzo que varían entre 0,7 y 0,9mm; cristales de epidota que oscina entre 0,12 y 0,15mm; cristales de pumpeyita con tamaño promedio de 0,15mm; cristales de plagioclasas que oscilan en tamaño entre 0,18 y 0,6mm Bioclastos 0 No presenta.
Matriz Arenas 2 La matriz está compuesta de 8% Arcilla 6 minerales alterados a epidota con tamaño menor a 0,1mm. Cemento Calcáreo 7 Mosaico de calcita 7% Observaciones generales: Minerales de plagioclasa alterados tanto a carbonatos, como a epidota. Los líticos de composición andesítica presentan minerales opacos formando parte del fragmento; Los fragmentos líticos tobaceos, pesentan gran cantidad de estructuras de shards.
A B NxP NxC
Microfotografías de la muestra AYC-21: (A) Imagen a nicoles paralelos de los principales componentes, evidenciando la mala selección del esqueleto y la textura de los fragmentos; (B) Imagen a nicoles cruzados.
96
Muestra: AYB-70 Toba cristalina Formación Toqui Coordenadas 18G0698371/4805980 UTM Texturas Fragmentada Características Elemento % Texturas Observaciones Piroclastos Juveniles 0 No presenta
23% Líticos 5 Liticos andesíticos que varían entre 0.5 y 2mm.
Cristales 18 Cristales de plagioclasa que oscilan 0.35mm y
Matriz Juveniles Matriz cristalina con tamaño menor a 70% Líticos 70 0,1mm Cristales Vetillas: Observaciones generales: líticos presentan alteración a calcita.
A B NxP NxC
Microfotografías de la muestra AYB-70: (A) Imagen a nicoles paralelos (B) Imagen a nicoles cruzados.
97
Muestra: AYE-19 Toba cristalina Formación Toqui Coordenadas 18G0699141/4804412 UTM Texturas Fragmentada Características Elemento % Texturas Observaciones Piroclastos Juveniles 15 Shards
60% Líticos 15 Sedimentarios que oscilan entre 0.5 y 1.5mm compuestos principalmente por cuarzos policristalinos. Líticos andesíticos angulosos que varían entre 0.3 y 0.7mm Cristales 30 Cristales de cuarzo que oscilan entre los 0.2 y 0.3 mm. Moscovitas con tamaños de 0.1 a 0.2mm Matriz Juveniles Compuesta por agregados de 40% Líticos 40 cristales con tamaño menor a 0.1mm Cristales y vidrio, la matriz está siendo alterada a calcita. Vetillas: No presenta
A B NxP NxC
Microfotografías de la muestra AYE-19: (A) Imagen a nicoles paralelos con piroclastos angulosos de cuarzo y feldespato; (B) Imagen a nicoles cruzados.
98
Muestra: AYE-48 Toba vítrea Formación Toqui Coordenadas 18G0698918/4804968 UTM Texturas Fragmentada Características Elemento % Texturas Observaciones Piroclastos Juveniles 10 Shards
13% Líticos 0 No presenta.
Cristales 3 Cuarzos que oscilan entre 0.1 y 0.3mm
Matriz Juveniles 87 Cristalina, compuesta 87% Líticos principalmente por cuarzos de Cristales tamaños menores a 0.1mm y vidrio. Vetillas: No presenta.
A B NxP NxC
Microfotografías de la muestra AYE-48: (A) Imagen a nicoles paralelos; (B) Imagen a nicoles cruzados.
99
Muestra: AYE-47 Toba de lapilli cristalina Formación Toqui Coordenadas 18G0698746/4804922 UTM Texturas Fragmentada Características Elemento % Texturas Observaciones Piroclastos Juveniles 3 Shards
50% Líticos 0 Liticos andesíticos que con tamaños que varían entre 0.4 y 0.6mm Cristales 47 Plagioclasas que oscilan entre 0.6 y 2.3mm. Cristales de cuarzo que varían entre 0.1 y 0.2mm Matriz Juveniles 50 50% Líticos Cristales Vetillas: No presenta. Observaciones generales: Shards alterados a calcita y esparita.
A B NxP NxC
Microfotografías de la muestra AYE-41: (A) Imagen a nicoles paralelos, muestra fiamme; (B) Imagen a nicoles cruzados muestra piroclastos angulosos de cuarzo.
100
Anexo Il Análisis microfotográfico de conteo modal.
101
Código de muestra AYC-15 Coordenadas UTM 18G 0698085/ 4805589
Unidad Formación Toqui
Fecha de análisis 28-11-2019
Muestra AYC-15 cuentas realizadas Porcentaje % Cuarzo monocristalino (Qm) 136 34 Cuarzo policristalino (Qp) 12 3 Plagioclasa (P) 113 28.25 Feldespato potásico (K) 18 4.5 Lítico volcánico (Lv) 30 7.5 Lítico sedimentario (Ls) 10 2.5 Misc. 81 20.25 Líticos 102metamórficos (Lm) 0 0 400 100
Muestra AYC-15 cuentas realizadas Porcentaje relativo % Cuarzo total (Qm+Qp) 148 46.39498433 Feldespato Total (K+P) 131 41.06583072 Líticos Totales (Lv+Lv+Lm) 40 12.53918495 319
102
Código de muestra AYC-21 Coordenadas UTM 18G0698123/ 4805579 Unidad Formación Toqui Fecha de análisis 28-11-2019
Muestra AYC-21 cuentas realizadas Porcentaje % Cuarzo monocristalino (Qm) 131 32.75 Cuarzo policristalino (Qp) 38 9.5 Plagioclasa (P) 36 9 Feldespato potásico (K) 12 3 Lítico volcánico (Lv) 85 21.25 Lítico sedimentario (Ls) 52 13 Misc. 46 11.5 Líticos metamórficos (Lm) 0 0 400 100
Muestra AYC-21 cuentas realizadas Porcentaje relativo % Cuarzo total (Qm+Qp) 169 52.97805643 Feldespato Total (K+P) 48 15.04702194 Líticos Totales (Lv+Lv+Lm) 137 42.94670846 354
103
Código de muestra AYC-17 Coordenadas UTM 18G0698085/4805589 Unidad Formación Toqui Fecha de analisis 28-11-2019
Muestra AYC-17 cuentas realizadas Porcentaje % Cuarzo monocristalino (Qm) 118 29.5 Cuarzo policristalino (Qp) 83 20.75 Plagioclasa (P) 65 16.25 Feldespato potásico (K) 0 0 Lítico volcánico (Lv) 51 12.75 Lítico sedimentario (Ls) 35 8.75 Misc. 48 12 Líticos metamórficos (Lm) 0 0 400 100
Muestra AYC-17 cuentas realizadas Porcentaje relativo % Cuarzo total (Qm+Qp) 201 63.00940439 Feldespato Total (K+P) 65 20.37617555 Líticos Totales (Lv+Lv+Lm) 86 26.95924765 352
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Código de muestra AYC-23 Coordenadas UTM 18G0698129/ 4805582 Unidad Formación Toqui Fecha de análisis 28-11-2019
Muestra AYC-23 cuentas realizadas Porcentaje % Cuarzo monocristalino (Qm) 139 34.75 Cuarzo policristalino (Qp) 61 15.25 Plagioclasa (P) 69 17.25 Feldespato potásico (K) 5 1.25 Lítico volcánico (Lv) 56 14 Lítico sedimentario (Ls) 13 3.25 Misc. 57 14.25 Líticos metamórficos (Lm) 0 0 400 100
Muestra AYC-23 cuentas realizadas Porcentaje relativo % Cuarzo total (Qm+Qp) 200 62.69592476 Feldespato Total (K+P) 74 23.19749216 Líticos Totales (Lv+Lv+Lm) 69 21.63009404 343
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