UNIVERSIDAD ANDRÉS BELLO
Facultad de Ingeniería
Carrera de Geología
Petrografía y paleontología de las rocas paleozoicas en el área de Buill
(42ºS), costa norte del fiordo Reñihue, Región de los Lagos.
Memoria para optar al título de geólogo
Autor:
Felipe Daniel Ortiz Ibacache
Profesor guía:
Francisco Hervé Allamand
Miembros de la comisión:
Leonardo Pérez Barría
Jean Baptiste Gressier
Mauricio Calderón Nettle
Santiago de Chile, 2018.
Resumen
Las pizarras de Buill,
en
Chiloé
continental,
corresponden
a
rocas
metasedimentarias de bajo grado metamórfico y que cuentan con fósiles de la
fauna más importante e icónica de la era Paleozoica, los trilobites.
Las unidades presentes a los alrededores de la caleta Buill son registradas
como unidades metasedimentarias devónicas, en base a dataciones de
circones y a registro fósil de trilobites Phacopides, uno de genero indeterminado
y otro aff. Bainella rennie.
En la costa norte del fiordo Reñihue es el lugar en donde se definen
metabasaltos almohadillados de edad ordovícica? según el mapa metalogénico
décima región sur (SERNAGEOMIN & BRGM, 1995).
En este trabajo se presenta la petrografía y paleontología de las unidades
metasedimentaria y metavolcánica del área de Buill y de la costa norte del
fiordo Reñihue. La unidad metasedimentaria se constituye de pizarras de clorita
de bajo grado metamórfico y en las que se identifican intraclastos de lutita con
fósiles de trilobites devónicos; mientras que la unidad metavolcánica se
identifica como constituida por metabasaltos almohadillados en facie esquistos
verdes de bajo grado.
Análogamente se realiza un estudio de geoquímica en cuatro muestras de
lutitas de distintas localidades de la península Huequi, estableciendo similitudes
minerales en tres de ellas, asignadas en edades devónicas por Hervé et al.
2017.
En base a los antecedentes bibliográficos, petrográficos y paleontológicos se
propone un ambiente de depositación marino subacueo para las rocas de caleta
Buill y del fiordo Reñihue, y que evidencian metamorfismo de bajo grado en
ellas. Este metamorfismo presenta características de metamorfismo regional en
la costa y de metamorfismo termal hacia el oriente.
i
“Hay dos formas de ver la vida: una es creer que no existen
milagros, la otra es creer que todo es un milagro.”
Albert Einstein
“Cuanto más comprendo la Ciencia, más creo en Dios por la
maravilla de la amplitud, sofisticación e integridad de su
creación.”
John Lennox
ii
Agradecimientos
En primer lugar, debo partir agradeciendo a Dios por permitirme llegar
hasta este lugar, ya que sin él nada de esto habría sido posible. Porque “en
todo tiempo, Dios es bueno y Dios es bueno, en todo tiempo”.
Agradezco a mis padres por el eterno e incondicional apoyo que me han
brindado, porque aun cuando las situaciones fueron adversas, ellos me
motivaron a seguir adelante y me enseñaron que todo en esta vida tiene
solución, que aun cuando sea muy difícil esta, es posible encontrarla. Además,
su invaluable apoyo al financiar la realización de esta memoria.
Agradezco a Ivette, David y Leonardo, del área de paleontología del
MNHN, por recibirme de tan buena manera cuando llegue a hacer mi práctica
profesional a ese lugar, y en especial a Leonardo, porque cuando nació el
proyecto de esta memoria no lo pensó dos veces y manifestó su apoyo hacia
este trabajo.
Agradezco a mi profesor guía Francisco Hervé Allamand por su apoyo
brindado en el momento que le propuse que fuera mi tutor en este camino, por
sus consejos, datos y financiamiento que fueron de utilidad para el éxito de esta
memoria. También a los profesores Mauricio Calderón y Jean Baptiste Gressier,
ya que en el momento que les pedí que formaran parte de mi comisión no lo
dudaron y presentaron el apoyo necesario para este trabajo.
Un agradecimiento especial a Andrea Quilamán, Camila Valdés y Félix
Pérez por apañar al terreno y ser el mejor equipo de terreno que existe, ya que
si bien fue trabajado también se pasó muy bien en él.
Agradecer a Carlos y Magaly por esos mates y esa carnecita compartida
en su casa en Ayacara y a la localidad de Buill por ese curanto que nos
permitieron compartir.
Finalmente agradecer a Jonathan Fuentes, Daniela Pla y Poldie Oyarzún
por la ayuda y gestiones realizadas en el uso de los laboratorios.
iii
Índice
1. INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 1
1.1. UBICACIÓN .............................................................................................. 1
1.2. ACCESOS ................................................................................................ 1
1.3. PROBLEMÁTICA ........................................................................................ 3
1.4. HIPÓTESIS DE TRABAJO............................................................................. 3
1.5. OBJETIVOS .............................................................................................. 4
1.5.1. Objetivo general .............................................................................. 4
1.5.2. Objetivos específicos ...................................................................... 4
1.6. METODOLOGÍA ......................................................................................... 5
1.6.1. Recopilación bibliográfica ................................................................ 5
1.6.2. Trabajo de terreno ........................................................................... 6
1.6.3. Trabajo de gabinete post-terreno .................................................... 8
2. TRABAJOS PREVIOS ............................................................................... 11
3. MARCO TEÓRICO .................................................................................... 18
3.1.
3.2.
3.3.
3.4.
DIFERENCIA ENTRE LUTITA Y PIZARRA. ..................................................... 18
GRADO METAMÓRFICO ........................................................................... 19
FACIES METAMÓRFICA ............................................................................ 20
TRILOBITES ............................................................................................ 22
4. ANTECEDENTES GEOLÓGICOS ............................................................. 26
4.1. MARCO GEODINÁMICO ............................................................................ 26
4.1.1. Ensamblaje del margen occidental de Gondwana ........................ 26
4.1.2. Depositación en el Cenozoico. ...................................................... 29
4.2. MARCO MORFOESTRUCTURAL ................................................................. 30
4.2.1. Dominio de la Cordillera de la Costa ............................................. 30
4.2.2. Dominio de la Depresión intermedia y Planicies litorales .............. 30
4.2.3. Dominio de la Cordillera Principal (Cordillera de los Andes) ......... 31
4.3. MARCO TECTÓNICO ................................................................................ 33
4.3.1. Zona de Falla de Liquiñe-Ofqui (ZFLO)......................................... 33
4.4. MARCO GEOLÓGICO ............................................................................... 34
4.4.1. Rocas Metamórficas...................................................................... 34
4.4.2. Rocas Estratificadas...................................................................... 35
4.5. ROCAS INTRUSIVAS ................................................................................ 39
4.5.1. Batolito Norpatagónico .................................................................. 39
5. RESULTADOS........................................................................................... 40
iv
5.1. UNIDAD SEDIMENTARIA EPIZONAL DE BUILL (PZD) ..................................... 40
5.1.1. Observaciones de terreno ............................................................. 40
5.1.2. Petrografía .................................................................................... 42
5.1.3. Geoquímica mineral ...................................................................... 46
5.1.4. Paleontología ................................................................................ 49
5.2. UNIDAD VOLCANO-SEDIMENTARIA (PZVS) ................................................. 54
5.2.1. Observaciones de terreno ............................................................. 54
5.2.2. Petrografía .................................................................................... 59
5.3. DEPÓSITOS SEDIMENTARIOS Q(P)S ......................................................... 66
5.3.1. Observaciones de Terreno ............................................................ 66
5.3.2. Geoquímica mineral ...................................................................... 67
5.4. FORMACIONES VOLCANO-SEDIMENTARIAS DEL EOCENO SUPERIOR –
OLIGOCENO AL MIOCENO SUPERIOR. (TVS) ......................................................... 68
5.4.1. Observaciones de terreno ............................................................. 68
6. DISCUSIÓN ............................................................................................... 69
6.1. METAPELITAS DE LA PENÍNSULA HUEQUI .................................................. 69
6.1.1. Caleta Buill .................................................................................... 69
6.1.2. Desembocadura fiordo Comau ..................................................... 70
6.2. METABASALTOS DEL FIORDO REÑIHUE ..................................................... 71
6.3. TRILOBITES DE BUILL .............................................................................. 73
6.4. GEOQUÍMICA MINERAL. ........................................................................... 74
6.5. ROCAS DE LA COSTA DE LA PENÍNSULA .................................................... 74
7. CONCLUSIONES ...................................................................................... 77
8. BIBLIOGRAFÍA ......................................................................................... 79
9. ANEXOS .................................................................................................... 84
9.1.
9.2.
ANEXO I: DESCRIPCIONES PETROGRÁFICAS. .......................................... 84
ANEXO II: DIFRACCIÓN DE RAYOS X. ...................................................... 99
v
ÍNDICE DE FIGURAS
FIGURA 1.1. A) CONEXIÓN SANTIAGO-PUERTO MONTT VÍA RUTA 5 SUR, DEMARCADA EN ROJO. B)
CONEXIÓN MARÍTIMA PUERTO MONTT-AYACARA. C) CONEXIÓN RUTA W-813 AYACARA-BUILL.
MAPAS DE ELABORACIÓN PROPIA. ............................................................................................. 2
FIGURA 1.2. LOCALIDADES ESTUDIADAS. DFC: DESEMBOCADURA FIORDO COMAU. CPO: CALETA
POYO. RHU: RÍO HUEQUI. CBU: CALETA BUILL. RBU: RÍO BUILL. FRN: COSTA NORTE FIORDO
REÑIHUE. MODIFICADO SERNAGEOMIN BRGM, 1995. ....................................................... 7
FIGURA 1.3. AL CENTRO MAPA GEOLÓGICO CON LAS LOCALIDADES IDENTIFICADAS. MAPAS A, B, C, D, E
MUESTRAN LOS LUGARES EN LOS QUE SE COLECTARON LAS MUESTRAS UTILIZADAS EN ESTE
ESTUDIO. A) LOCALIDADES DE CALETA BUILL (CBL) Y RÍO BUILL (RBL). B) LOCALIDAD DE RÍO
HUEQUI (RHU). C) LOCALIDAD DE CALETA POYO (CPO). D) LOCALIDAD DE FIORDO COMAU
(DFC). E) LOCALIDAD DE FIORDO REÑIHUE (FRN)................................................................... 10
FIGURA 2.1. FÓSILES DE TRILOBITES DESCRITOS EN EL TRABAJO DE FORTEY ET AL. 1992. 1) CALMONIID
GEN. NOV. AFF. BAINELLA RENNIE. 2) PHACOPIDE INDETERMINADO. EXTRAÍDOS DE FORTEY ET AL.
(1992) ................................................................................................................................... 14
FIGURA 2.2. MAPA CON EDADES OBTENIDAS EN DATACIONES DE CIRCONES. MUESTRA FO14165 SE
ASUME COMO EDAD DEL AFLORAMIENTO ENCONTRADO EN EL FIORDO REÑIHUE, EN LAS CERCANÍAS
DE CALETA BUILL. EXTRAÍDO DE HERVÉ ET AL. (2017). ............................................................. 17
FIGURA 3.1. A) EJEMPLO DE ROCA LUTITA. B) EJEMPLO DE ROCA PIZARRA. FOTOS EXTRAÍDAS DE
WWW.GEOLOGY.COM. ............................................................................................................. 18
FIGURA 3.2. DIVISIÓN APROXIMADA DEL METAMORFISMO SEGÚN EL TÉRMINO DE GRADO METAMÓRFICO.
EXTRAÍDO DE JIMÉNEZ, 2006. ................................................................................................. 19
FIGURA 3.3. A LA DERECHA SE ENCUENTRA EL DIAGRAMA EN EL QUE SE SEÑALAN LOS LÍMITES DE
PRESIÓN Y TEMPERATURA DE LAS FACIES METAMÓRFICAS. A LA DERECHA ASOCIACIONES
MINERALES PARA LA DEFINICIÓN DE LA FACIE METAMÓRFICA DE UNA ROCA. ............................... 21
FIGURA 3.4. REPRESENTACIÓN GRÁFICA DE LOS NUEVE ORDENES DE TRILOBITES CONOCIDOS.
EXTRAÍDO Y MODIFICADO DE GON III, 2014. ............................................................................. 22
FIGURA 3.5. MORFOLOGÍAS PRINCIPALES DE UN TRILOBITE. EXTRAÍDO Y MODIFICADO DE GON III, 2014.
............................................................................................................................................. 23
FIGURA 3.6. RELACIÓN SISTEMÁTICA Y CRONOLÓGICA DE LOS TRILOBITES. EXTRAÍDO DE GON III, 2014.
............................................................................................................................................. 24
FIGURA 3.7. PAÍSES DE SUDAMÉRICA CON REGISTRO DE TRILOBITES DEVÓNICOS. ............................. 25
FIGURA 4.1. ESQUEMA DE LOS TERRENOS ACRECIONADOS EN SUDAMÉRICA. EXTRAÍDA DE HERVÉ ET AL.
2018. *RECTÁNGULO DEMARCADO CORRESPONDE AL ÁREA ESTUDIADA EN HERVÉ ET AL. 2018.
NO REPRESENTA AL ÁREA ESTUDIADA EN ESTE TRABAJO. ......................................................... 27
FIGURA 4.2. MODELO PALEOGRAGRÁFICO PROPUESTO POR HERVÉ ET AL. (2018) PARA LAS ROCAS
RELACIONADAS CON CHAITENIA. .............................................................................................. 28
FIGURA 4.3. MODELO DE DEPOSICIÓN DE LA FORMACIÓN AYACARA. EXTRAÍDO DE ENCINAS ET AL. 2013.
............................................................................................................................................. 29
FIGURA 4.4. MAPA DE LOS DOMINIOS MORFOESTRUCTURALES DE LA REGIÓN DE LOS LAGOS. MAPA DE
ELABORACIÓN PROPIA. ............................................................................................................ 32
FIGURA 4.5. PERFIL NW-SE DE LA PENÍNSULA HUEQUI Y EDADES DE LAS SECCIONES DE ROCAS.
EXTRAÍDO DE HERVÉ ET AL. 2017. .......................................................................................... 34
FIGURA 4.6. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA DE LA FORMACIÓN AYACARA EN LA ISLA EL MANZANO.
EXTRAÍDO DE SOLANO (1978)(SIC!). ....................................................................................... 37
vi
FIGURA 4.7. MAPA GEOLÓGICO ABREVIADO DE LA PENÍNSULA. MODIFICADO DE SERNAGEOMIN &
BRGM, 1995. ........................................................................................................................ 39
FIGURA 5.1. VISTA A CALETA BUILL, EN LA QUE SE APRECIAN LAS ROCAS ENCONTRADAS EN LA ORILLA
DE PLAYA EN LA DESEMBOCADURA DEL RÍO BUILL. .................................................................... 41
FIGURA 5.2. VISTA DE LAS ROCAS ENCONTRADAS EN LAS LADERAS DEL RÍO BUILL. ............................ 41
FIGURA 5.3. PIZARRA DE ANDALUCITA (DFC2-001), PROVENIENTE DEL FIORDO COMAU. EN LA IMAGEN
SE APRECIA UN CRISTAL DE ANDALUCITA CON UN CRISTAL ALARGADO CORRESPONDIENTE A MICA
BLANCA. ................................................................................................................................. 42
FIGURA 5.4. LÁMINA DELGADA DE LA METARENISCA ESTUDIADA DE LA DESEMBOCADURA DEL FIORDO
COMAU. CÓDIGO DFC2-002................................................................................................... 43
FIGURA 5.5. LÁMINAS DELGADAS DE LAS MUESTRAS DE PIZARRA DE CALETA BUILL. A) PIZARRA DE
CLORITA CÓDIGO CBL-002. B) PIZARRA DE CLORITA CÓDIGO CBL-005. C) PIZARRA DE CLORITA
CÓDIGO CBL-007-1. D) PIZARRA DE CLORITA CÓDIGO CBL-007-2. .......................................... 45
FIGURA 5.6. DIFRACTOGRAMA CON BACKGROUND SUSTRAÍDO DE LA MUESTRA DFC1-001. ............... 46
FIGURA 5.7. DIFRACTOGRAMA CON BACKGROUND SUSTRAÍDO DE LA MUESTRA RBL-001................... 47
FIGURA 5.8. DIFRACTOGRAMA CON BACKGROUND SUSTRAÍDO DE LA MUESTRA FRNA-001. ............... 48
FIGURA 5.9. AFLORAMIENTO DE LUTITA DEL QUE FUE EXTRAÍDA LA MUESTRADE LUTITA DE CÓDIGO
FRNA-001 UTILIZADA PARA ANALISIS DE DRX. ........................................................................ 48
FIGURA 5.10. VISTA GENERAL DEL BLOQUE CBL-009. EN EL RECTÁNGULO ROJO SE MUESTRA EL
DETALLE AUMENTADO DEL TRILOBITE EN LUTITA NEGRA, INSERTO EN LA MATRIZ DOMINANTE DEL
BLOQUE EN PIZARRA. .............................................................................................................. 49
FIGURA 5.11. FÓSIL DE TRILOBITE. EN LÍNEA MARCADA Y FLECHAS SE INDICA EL MOVIMIENTO ANTERIORPOSTERIOR. ........................................................................................................................... 50
FIGURA 5.12. REPRESENTACIÓN DEL BLOQUE DE ROCA CON EL MATERIAL FÓSIL DE TRILOBITA. ......... 52
FIGURA 5.13. A) VISTA SUPERIOR DEL NEGATIVO DEL FÓSIL DE TRILOBITE. B) VISTA LATERAL DEL
EJEMPLAR FÓSIL. C) VISTA SUPERIOR DEL EJEMPLAR EN POSITIVO DEL FÓSIL. LAS TRES FOTOS
CORRESPONDEN A LA MUESTRA CBL-008................................................................................ 53
FIGURA 5.14. A LA IZQUIERDA. IMAGEN SATELITAL DEL DESLIZAMIENTO DE TIERRA GENERADO EN LAS
CERCANÍAS DE BUILL, EXTRAÍDA DE GOOGLE EARTH PRO. DERECHA. AFLORAMIENTO DE
ANDESITAS CON DIACLASAS Y PROBABLES FALLAS DE ORIENTACION N-S. .................................. 55
FIGURA 5.15. BRECHAS CON POSIBLE MATERIAL FÓSIL. A) VISTA SUPERIOR DE LA BRECHA. B) CLASTOS
DE FUSULINIDOS? EN EL QUE SE APRECIA LA DIRECCIÓN DE FLUJO. ........................................... 56
FIGURA 5.16. AFLORAMIENTO DE METABASALTOS ALMOHADILLADOS EN LA COSTA NORTE DEL FIORDO
REÑIHUE. ............................................................................................................................... 57
FIGURA 5.17. FIGURA 34. VISTA DE LAS VETILLAS EN EL AFLORAMIENTO DE PILLOW LAVAS. ............... 58
FIGURA 5.18. METABASALTOS ALMOHADILLADOS DE FIORDO REÑIHUE. ............................................. 58
FIGURA 5.19. FENOCRISTALES DE PLAGIOCLASAS Y VETILLA DE CUARZO EN EL METABASALTO DE
CÓDIGO FNR3-003. ............................................................................................................... 60
FIGURA 5.20. METABASALTOS DEL FIORDO REÑIHUE. A Y B) LÁMINA DELGADA EN LA QUE SE
EVIDENCIAN CRISTALES DE CALCITA DEL METABASALTO FRN5-002. C Y D) ENSTATITAS Y
CUARZOS EN LÁMINA DELGADA DEL METABASALTO FRN1-001. E Y F) CLASTOS RETRABAJADOS DE
CUARZO EN LÁMINA DELGADA DEL METABASALTO FRN5-001. ................................................... 62
FIGURA 5.21. MUESTRA DE METABASALTO ALMOHADILLADO FRN3-004. A) MUESTRA DE MANO EN LA
QUE SE OBSERVA LA DIFERENCIA GRANULOMÉTRICA DESDE MÁS FINO A MÁS GRUESO. B)
GRANULOMETRÍA GRUESA OBSERVADA EN LÁMINA DELGADA. C) GRANULOMETRÍA FINA
OBSERVADA EN LÁMINA DELGADA. ........................................................................................... 63
FIGURA 5.22. LÁMINAS DELGADAS EN LAS QUE SE APRECIAN CLASTOS DE ARENISCAS Y LUTITAS EN
METABASALTOS. ..................................................................................................................... 64
vii
FIGURA 5.23. CÚMULOS DE CUARZO APRECIABLES EN LA METARENISCA DESCRITA DEL FIORDO COMAU.
MUESTRA (FRN6-002). .......................................................................................................... 65
FIGURA 5.24. IZQUIERDA. AFLORAMIENTO DE ROCA VOLCÁNICA EN CALETA POYO. DERECHA. ROCA
ANDESÍTICA DEL AFLORAMIENTO DE CALETA POYO. .................................................................. 66
FIGURA 5.25. DIFRACTOGRAMA CON BACKGROUND SUSTRAÍDO DE LA MUESTRA RHU-002. ............... 67
FIGURA 5.26. LUTITAS DE LA LADERA OCCIDENTAL DEL RÍO HUEQUI. ................................................. 67
FIGURA 5.27. AFLORAMIENTO DE LUTITAS ALTERADAS Y EDAFIZADAS EN LAS CERCANÍAS DE AYACARA.
............................................................................................................................................. 68
FIGURA 6.1. DIFRACTOGRAMAS DE LAS LUTITAS ESTUDIDADAS EN LA PENÍNSULA HUEQUI. ................. 76
viii
1. Introducción
1.1. Ubicación
La zona de estudio se encuentra ubicada en la Provincia de Palena
perteneciente la Región de los Lagos, entre las coordenadas 42°10´ - 42°35´
latitud Sur y 72°52´- 72°25´ longitud Oeste. A una distancia aproximada de 80
km. al sureste de la ciudad de Puerto Montt y 50 km. al norte de Chaitén; en las
cercanías de las localidades de Ayacara y Buill (península Huequi), además de
los alrededores del fiordo Reñihue, en la comuna de Chaitén.
1.2. Accesos
Para acceder a la zona de estudio desde Santiago (Región Metropolitana),
se debe viajar vía terrestre, por la ruta 5 sur (1032 km), a la ciudad de Puerto
Montt (región de Los Lagos); lugar en donde se zarpa rumbo a la localidad de
Ayacara, para posteriormente viajar por la ruta W-813 hacia el sur hasta la
localidad de Buill. (figura 1.1). El acceso relativo a los afloramientos y área
estudiadas es principalmente vía terrestre en camioneta o a pie.
1
–
Figura 1.1. A) Conexión Santiago-Puerto Montt vía ruta 5 sur, demarcada en rojo. B) Conexión marítima Puerto Montt-Ayacara. C) Conexión ruta W-813 Ayacara-Buill. Mapas de elaboración propia.
2
1.3. Problemática
Los estudios relacionados con las rocas metamórficas paleozoicas de la
Península Huequi son escasos y se han enfocado únicamente en el área
próxima a la caleta de Buill. Los únicos materiales fosilíferos estudiados
corresponden a fragmentos identificados a nivel de género, hasta la fecha no
existe ningún taxón específico aun reconocido. Lo anterior, mantiene cierto nivel
de
duda
respecto
de
las
edades
que
estos
fósiles
aportan
a
la
cronoestratigrafía.
Trabajos recientes han contribuido con dataciones de circones detríticos
extraídos de meta-areniscas provenientes de la costa norte del fiordo Reñihue
(Hervé et al. 2017), con edades mínimas de 405 ma. Confirmando la presencia
de rocas devónicas en el área.
En base al conocimiento actual del área, éste sigue siendo incompleto y
fragmentario; aquí, se pretende generar nuevos datos para esclarecer la
geología
del
área,
incluyendo
petrografía,
análisis
geoquímicos
y
paleontológicos básicos para comprender subsanar la falta de datos para
comprender el ambiente de depositación de las rocas paleozoicas, la edad y
afinidad de las unidades disyuntas conocidas (e.g. metapelitas en distintos
puntos del área).
1.4. Hipótesis de trabajo
La geología del Paleozoico en el área de Buill, península de Huequi
(Comuna de Chaitén), comprende un conjunto de unidades metamórficas
diferenciables entre metapelitas marinas (algunas fosilíferas) de edad devónica,
y otras metabasitas de ambiente subacueo. Estas rocas estarían siendo
producto de metamorfismo de características regionales y termales.
3
1.5. Objetivos
1.5.1. Objetivo general
Establecer la edad, ambiente y depositación del protolito y las características
del metamorfismo presentes en las rocas de Buill.
1.5.2. Objetivos específicos
Para poder cumplir el objetivo general, se detallan los siguientes objetivos
específicos para el estudio de las rocas de la Península Huequi:
-
Descripción petrográfica de las rocas aflorantes en la zona de estudio,
además de las rocas rodadas presentes en la costa de la península.
-
Establecer el grado y el tipo de metamorfismo de las rocas de la zona.
-
Determinar la litología en la que se encuentran los fósiles.
-
Establecer la edad de las rocas a través de evidencia fósil.
-
Basado en el conocimiento fosilífero previo, junto con nuevos materiales,
y dataciones de circones (in Hervé et al. 2017), se evaluará la edad de
las metapelitas.
-
En adición, se estudiará las características geoquímicas generales de las
metapelitas de la península y una comparación con otras unidades
geológicas del área.
4
1.6. Metodología
El presente trabajo se realizó en tres etapas: la primera etapa de
recopilación bibliográfica, la segunda enmarcada en la campaña de terreno y
una tercera etapa de gabinete post-terreno. Las primeras muestras utilizadas
para la realización de esta memoria fueron obtenidas por el estudiante de
geología de la Universidad de Chile Aníbal Soto en Caleta Buill y donadas al
profesor Francisco Hervé, quien las facilitó para su estudio.
1.6.1. Recopilación bibliográfica
El trabajo realizado durante esta etapa, que se llevó a cabo en las
dependencias del Museo Nacional de Historia Natural (MNHN) y de la
Universidad Andrés Bello (UNAB), consistió en la recopilación de bibliografía
que incluyera estudios multidisciplinarios en el sector. Estos estudios están
relacionados con factores estructurales, litológicos y paleontológicos.
Adicional a la información literaria, se estudió el mapa geológico de la zona,
con el objetivo de identificar unidades de interés geológico que guarden directa
relación con los objetivos del estudio.
Como complemento a la información bibliográfica con la que se preparó la
campaña de terreno, se estudiaron preliminarmente muestras facilitadas por
Aníbal Soto, con el objetivo de conocer la litología en la que se encuentran los
fósiles ubicados en la zona.
5
1.6.2. Trabajo de terreno
La campaña de terreno en la costa de la península Huequi se llevó a
cabo durante seis días, entre el 11 y 16 de junio del 2018. Periodo en el cual se
estudiaron las localidades de Poyo, Huequi, Ayacara, Reldehue y Buill. (figura
1.2)
Durante esta etapa se realizó un muestreo de afloramientos que
ubicados en la costa de la península. Estos afloramientos se encuentran
principalmente en los lechos de los ríos Buill y Huequi, así como también en
forma aislada en la costa norte del fiordo Reñihue. Adicional al muestreo de
afloramientos, se colectaron rodados ubicados en la orilla de playa del fiordo
Reñihue y en la caleta Buill.
El acceso a los afloramientos es muy limitado, ya que la zona se
encuentra
inmersa
en
un
clima
templado
lluvioso,
con
abundantes
precipitaciones y ausencia de periodos secos. Dadas estas condiciones
climáticas, la vegetación dominante en la zona son el bosque templado lluvioso
y la selva valdiviana.
Las localidades estudiadas fueron rotuladas con las iniciales de sus nombres,
las cuales se pasan a detallar a continuación: FRN (Fiordo Reñihue Norte), CBL
(Caleta Buill), RBL (Río Buill), RHU (Río Huequi), DFC (Desembocadura fiordo
Comau) y CPO (Caleta Poyo). (figura 1.2.)
Las muestras colectadas se rotularon con la misma sigla inicial
relacionada con el lugar de donde se rescataron (figura 1.3.), adicionándole una
numeración correlativa individual para cada punto visitado; a este rotulo se le
adicionaba la letra “R” en el caso de que la muestra colectada correspondiera a
un rodado (ver Tabla 1).
6
Figura 1.2. Localidades estudiadas. DFC: Desembocadura fiordo Comau. CPO: Caleta Poyo. RHU: Río Huequi. CBU:
Caleta Buill. RBU: Río Buill. FRN: Costa Norte fiordo Reñihue. Modificado SERNAGEOMIN BRGM, 1995.
7
1.6.3. Trabajo de gabinete post-terreno
Durante esta etapa se realizó la separación de las muestras de terreno
(véase tabla 1), en las que se designó el estudio que se realizaría en cada una,
siendo destinadas cuatro de ellas a difracción de rayos x (DRX) y otras a cortes
de lámina delgada para estudios petrográficos. Las muestras que contenían
material fósil fueron destinadas para la descripción de este con el fin de obtener
la mayor información posible de ellos.
Las muestras destinadas a DRX fueron preparadas en el laboratorio de
Separación de Minerales de la universidad Andrés Bello y procesadas en el
Laboratorio de Análisis de Sólidos de la misma institución por la profesora
Poldie Oyarzún. Para el análisis de los difractogramas se utilizó el software
EVA.
Las muestras destinadas a cortes de lámina delgada fueron 21, de las
cuales 10 fueron procesadas en el laboratorio de cortes de la universidad
Andrés Bello y los 11 restantes en el laboratorio de la Universidad de Chile. La
descripción de los cortes se realizó en las dependencias del laboratorio de
petrología de la Universidad Andrés Bello.
El estudio de los fósiles se realizó en las dependencias del área de
paleontología del Museo Nacional de Historia Natural.
8
Nº muestra
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
Localidad
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Reñihue
Fiordo Comau
Fiordo Comau
Fiordo Comau
Huequi (río)
Huequi (río)
Buill (río)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Buill (caleta)
Número
001
002
003
004
005
001
001
002
003
004
001
001
002
001
002
001
002
003
001
002
001
001
002
001
002
001
001
002
003
004
005
006
007
008
009
010
Latitud (S)
42° 26' 22.20"
42° 26' 22.20"
42° 26' 22.20"
42° 26' 22.20"
42° 26' 22.20"
42° 26' 40.80"
42° 26' 44.00"
42° 26' 44.00"
42° 26' 44.00"
42° 26' 44.00"
42° 25' 40.29"
42° 26' 4.72"
42° 26' 4.72"
42° 25' 58.18"
42° 25' 58.18"
42° 26' 9.98"
42° 26' 9.98"
42° 26' 9.98"
42° 25' 40.29"
42° 25' 40.29"
42° 12´ 36,90´´
42° 12´ 49,18´´
42° 12´ 49,18´´
42° 15´ 30,04´´
42° 15´ 30,04´´
42° 24´ 43,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
42° 24´ 28,03´´
Longitud (W)
72° 41' 48.60"
72° 41' 48.60"
72° 41' 48.60"
72° 41' 48.60"
72° 41' 48.60"
72° 41' 40.60"
72° 41' 36.40"
72° 41' 36.40"
72° 41' 36.40"
72° 41' 36.40"
72° 42' 3.76"
72° 41' 53.72"
72° 41' 53.72"
72° 41' 58.86"
72° 41' 58.86"
72° 41' 45.73"
72° 41' 45.73"
72° 41' 45.73"
72° 42' 3.76"
72° 42' 3.76"
72° 37´ 7,00´´
72° 37´ 54,92´´
72° 37´ 54,92´´
72° 43´ 52,60´´
72° 43´ 52,60´´
72° 41´ 37,16´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
72° 42´ 2,31´´
Código
FRN1-001
FRN1-002
FRN1-003
FRN1-004
FRN1-005
FRN2-001
FRN3-001
FRN3-002
FRN3-003
FRN3-004
FRNA-001
FRN5-001
FRN5-002
FRN6-001
FRN6-002
FRN7-001
FRN7-002
FRN7-003
FRN8-001
FRN8-002
DFC1-001
DFC2-001
DFC2-002
RHU-001
RHU-002
RBL-001
CBL-001
CBL-002
CBL-003
CBL-004
CBL-005
CBL-006
CBL-007
CBL-008
CBL-009
CBL-010
Motivo
Corte
Corte
Corte
Corte
Corte
Objetivo
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Corte
Corte
DRX
Corte
Corte
Corte
Corte
Corte
Corte
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico
DRX
Corte
Corte
Petrográfico
Petrográfico
DRX18_357
DRX18_358
DRX
DRX
Corte
Corte
Corte
Código DRX
DRX18_359
DRX18_360
Conglomerado
Petrográfico
Petrográfico y fosilifero
Petrográfico y fosilifero
Petrográfico
Petrográfico
Petrográfico y fosilifero
Petrográfico y fosilifero
Petrográfico y fosilifero
Crinoideo
Briozoo? Trilobite?
Trilobite?
oolitos?
T a bla 1. C ó dig os y u bic a ció n d e las m u e str as c ol ect a d a s e n terr e n o .
9
Figura 1.3. Al centro mapa geológico con las localidades identificadas. Mapas A, B, C, D, E muestran los lugares en los que se colectaron las muestras utilizadas en este estudio. A) Localidades de caleta Buill (CBL) y río Buill (RBL). B) Localidad de río Huequi (RHU). C) Localidad de caleta Poyo (CPO).
D) Localidad de fiordo Comau (DFC). E) Localidad de fiordo Reñihue (FRN).
10
2. Trabajos Previos
Levi et al. (1966)
- Realiza los primeros estudios en las costas de las provincias de Llanquihue y
Chiloé, describiendo la geología de la zona según edades, separándolas de la
siguiente forma: Rocas Precámbricas (?) y/o Paleozoico Inferior (?), Rocas
Paleozoicas, Rocas Cenozoicas y Rocas Intrusivas.
- Menciona la presencia de fósiles devónicos, descritos por Pérez d’A (1961), en
lutitas, pizarras y cuarcitas calcáreas.
- Describe las formaciones Ayacara y Llahuén, estableciendo las litologías y
espesores de estas formaciones, además de mencionar las distintas localidades
donde se encuentran aflorando y establece edades en base a fósiles.
- Describe rocas intrusivas en los alrededores de la zona, estableciendo edades
terciarias y/o cretácicas.
Solano (1978)
- El autor realiza un nuevo estudio en la zona, específicamente en la isla El
Manzano, borde occidental del fiordo Pichicolo, sector suroccidental de la isla
Llancahué y la isla Puduhuapi aportando nuevos antecedentes a las
formaciones Ayacara y Llahuén.
- Definió una franja de rocas cataclásticas, correspondientes a esquistos, en el
borde occidental de la isla Pelada, señalando una dirección aproximada norte –
sur.
- Realiza una actualización de la columna estratigráfica de la formación Ayacara
en la isla Manzano, y añade contenido fosilífero a esta, tales como “huellas de
gusanos” y macrofósiles asignados a Flabellum Anceps Philippi que utiliza para
asignar la edad a esta formación (Eoceno – reciente).
11
- Sitúa la formación Llahuén como sobre yaciendo de manera discordante a la
formación Ayacara, asignándole una edad estimada de Terciario superior –
Cuaternario. Asocia los depósitos de la formación Llahuén como depósitos
morrénicos asociados a fenómenos glaciales Pleistocenos.
Fuenzalida (1979)
- Describe las pizarras de Buill como rocas metamórficas de bajo grado que se
distribuyen en el sector de Caleta Buill y señala que la fuente principal de los
rodados metamórficos apostados en la caleta se encuentra en cerros ubicados
al noreste de Buill.
- Colectas fósiles de graptolites y corales, a partir de los cuales establece una
edad Devónica para estos rodados por su similitud con las rocas descritas
anteriormente por Levi et al. (1966).
- El autor utiliza por primera vez el término “Zócalo Epimetamórfico” para
referirse a una unidad tectonoestratigráfica constituida por rocas metamórficas
paleozoicas, que incluyen pizarras, esquistos y filitas del fiordo Reñihue,
Chumildén, Bahía Pumalín, Santa Barbara y el seno Parhuitá.
Hervé et al. (1979)
- Denominan el “Zócalo Epimetamórfico” mencionado anteriormente por
Fuenzalida (1979), en el cual incluyen a las rocas de bajo grado metamórfico
presentes en el área.
- Proponen reconocer las rocas intrusivas del área como parte del Batolito NorPatagónico por su extensa área de cobertura reconocida hasta en el límite con
Argentina.
- Los granitoides que componen el Batolito Nor-Patagónico junto con las rocas
cenozoicas (?) (pre-miocénicas), son descritas como el protolito de las franjas
12
de rocas cataclásticas que se extienden en el oeste del borde occidental del
batolito, con una dirección principal NS y se componen principalmente de
esquistos y gneises miloníticos.
- Los autores proponen por primera vez denominar al sistema de Falla LiquiñeReloncaví
como
sistema
de
Falla
Liquiñe-Ofqui
por
las
evidencias
fotogeológicas de que las rocas descritas en esta zona y establece que las
rocas miloníticas y cataclásticas están directamente relacionadas con esta
estructura de carácter regional.
Fortey et al. (1992)
- Describen nuevo material fosilífero colectado en la costa norte del fiordo
Reñihue, los cuales corresponden a dos trilobites y un coral.
- Los trilobites fueron descritos en base a moldes externos de estos
especímenes; mal conservados, de los cuales solo se preservó el tórax y pigidio
en las muestras analizadas.
- El primer trilobites fue determinado como Calmoniid gen. nov. aff. Bainella
Rennie (figura 2.1), en base a un molde de tórax y pigidio incompleto. El
segundo trilobite fue designado como un Phacopide indeterminado, en base a
un ejemplar que presentaba nueve segmentos torácicos y un pigidio incompleto.
- El tercer fósil corresponde a un coral zaphrentido descrito por el Dr. W. A.
Oliver, este coral hermatípico es indicativo de altas latitudes frías.
- A partir de la descripción de este fósil, los autores plantean la duda de si el
Aulacophyllum descrito por Levi et al. (1966) corresponde a tal, ya que este
coral es de ambientes más cálidos.
- Los autores finalmente correlacionan la fauna malvinocáfrica presente en la
zona de Buill con la fauna descrita en Bolivia, Sudáfrica, Argentina y las
Malvinas.
13
Figura 2.1. Fósiles de trilobites descritos en el trabajo de Fortey et al. 1992. 1) Calmoniid gen. nov. aff. Bainella
rennie. 2) Phacopide indeterminado. Extraídos de Fortey et al. (1992)
Pankhurst et al. (1992)
- Los autores añaden nuevas dataciones a las rocas metamórficas encontradas
entre los 42° y los 42° 30´. Las edades fueron obtenidas a partir de dataciones
K-Ar hechas en rocas provenientes de afloramientos en el sector del fiordo
Comau; estas dataciones tuvieron como resultado edades máximas de
aproximadamente 1300 Ma., que corresponden a edades paleozoicas,
correlacionables con los contenidos fosilíferos obtenidos y descritos en trabajos
anteriores en otras zonas del complejo metamórfico.
- Postulan, en base a correlaciones con trabajos anteriores, que la zona de
Chiloé continental, en conjunto con la región de Chonos, corresponden a un
complejo acrecionario de ante arco identificado con edades Devónicas por el
registro fósil de especies paleozoicas. Esta definición de complejo acrecionario
de ante arco fue dada en base al trabajo realizado por Hyden y Tanner (1981),
registros fósiles de Biese (1954) y Miller y Sprechmann (1978), además de la
14
compatibilidad en las edades de los esquistos de Huinay (381 ± 16 Ma) y las
grauvacas pizarrosas en el extremo norte de la Península Antártica (287 ± 48
Ma) (Pankhurst, 1983).
Cembrano et al. (1996a)
- Realizan estudios sobre la Zona de Falla de Liquiñe-Ofqui, presentando
nuevas evidencias sobre la geometría, geología, cinemática y paleomagnetismo
sobre esta zona de falla.
- Los autores realizan un mapa en el que relacionan directamente la presencia
de volcanes cuaternarios con el lineamiento de la falla, presentándose de forma
paralela N-S.
-
Geológicamente,
los
autores
relacionan
la
existencia
del
Batolito
Norpatagónico con la de esta zona de falla, ya que permite el emplazamiento de
estos intrusivos a lo largo de su eje.
Duhart et al. (2000)
- Realizaron estudios metalogenéticos en la zona, estableciendo una Franja
Aurífera del Mioceno, y en la zona de Ayacara-Huequi un posible depósito del
tipo placer en gravas y arenas poco consolidadas.
Zambrano et al. (2009)
- Define los ambientes de sedimentación de la formación Ayacara,
estableciendo un ambiente marino somero para el miembro basal, y un
ambiente marino profundo para el miembro superior.
15
Duhart et al. (2009)
- Los autores definieron nuevas edades para rocas ígneas pertenecientes al
batolito patagónico en la zona, datándolas según U-Pb y obteniendo edades
promedio de 385 ± 7 Ma. Estas dataciones son perfectamente compatibles con
las edades Devónicas establecidas por los fósiles de las pizarras de Buill, lo que
demuestra la presencia de cristales de circones devónicos. Adicionalmente,
realizaron dataciones de circones en metapelitas del Fiordo Comau, resultando
edades variantes entre los 320 y los 1200 Ma.
Encinas et al. (2013)
- Los autores realizan dataciones U-Pb en circones detríticos de la formación
Ayacara y obtienen edades entre los 20 y 21.7 Ma.
- Proponen un modelo de depositación que respalda el origen marino de la
formación Ayacara.
Hervé et al. (2017)
- Los autores realizan nuevas dataciones de las rocas metamórficas asignadas
al Paleozoico. Las edades entregadas por estas dataciones no son sostenibles
con la información ya conocida, obteniendo resultados con edades entre los 23
± 0.2 y los 58 Ma para las rocas metamórficas de la zona, siendo las rocas
metamórficas de Buill las únicas rocas datadas con edades con peaks
superiores a 405 Ma (figura 2.2.).
Esta diferencia en las edades, permiten establecer la diferencia de
sedimentación entre la pizarra de Buill y las demás rocas metamórficas
asociadas a esta edad.
16
Figura 2.2. Mapa con edades obtenidas en dataciones de circones. Muestra FO14165 se asume como edad del
afloramiento encontrado en el fiordo Reñihue, en las cercanías de caleta Buill. Extraído de Hervé et al. (2017).
17
3. Marco Teórico
3.1. Diferencia entre lutita y pizarra.
Para fines de la presente memoria, se establecerá una diferencia en las
lutitas y las pizarras (figura 3.1). Las primeras corresponden a rocas
sedimentarias detríticas o clásticas de grano muy fino de tamaños menores a
0,06 mm. El color de esta roca puede variar según la presencia de materia
orgánica que esta pueda tener, siendo las lutitas negras las con mayor
contenido orgánico y en ocasiones, cuando este es más elevado se definen
como
lutitas
bituminosas.
Esta
roca
puede
presentar
variaciones
granulométricas, tomando nombres como arcillolitas y limolitas. Su mineralogía
es de filosilicatos del grupo de las micas/arcillas principalmente, también
asociadas a cuarzo.
Las pizarras corresponden a rocas metamórficas de granulometría
homogénea y muy fina, cuyo protolito es sedimentario, como por ejemplo lutitas,
limolitas o arcillolitas. Esta roca presenta metamorfismo de muy bajo grado y
esquistosidad pizarrosa. (Jiménez, 2006) La mineralogía principal corresponde
a cuarzo y muscovita, asociadas a biotitas, clorita y mineralogía opaca.
Figura 3.1. A) ejemplo de roca lutita. B) ejemplo de roca pizarra. Fotos extraídas de www.geology.com.
18
3.2. Grado Metamórfico
Este término fue mencionado por Tilley (1924) y lo utilizó para referirse a
“el grado o estado del metamorfismo” y más específicamente a “las condiciones
de P-T específicas bajo las cuales se ha formado una roca” (véase figura 3.2.).
(Jiménez, 2006).
Con el pasar de los años, se diferenció el termino de grado metamórfico
de la temperatura, Winkler (1979) propuso un esquema de subdivisión del
metamorfismo en grados desde muy bajo a muy alto, basado en reacciones
sufridas por rocas comunes. Estas rocas eran principalmente afectadas por
cambios de presión, siendo prácticamente obviada la actividad que pudiese
ejercer la presión sobre las rocas. (Jiménez, 2006).
Actualmente este término tiene dos usos diferentes: 1) en sentido
absoluto, como un indicador cualitativo de las temperaturas que se han
presentado durante la formación de las rocas metamórficas, relacionando
mayores temperaturas a mayores grados metamórficos; 2) en sentido relativo,
como un término útil para comparar rocas dentro de una misma secuencia de
metamorfismo en un área determinada. (Jiménez, 2006).
Figura 3.2. División aproximada del metamorfismo según el término de grado metamórfico. Extraído de Jiménez,
2006.
19
3.3. Facies Metamórfica
Este concepto fue establecido por primera vez por Pentti Eskola (1915)
en estudios de la aureola de contacto en Orijävi en Finlandia, definiéndolo de la
siguiente manera:
“En cualquier roca o formación metamórfica que haya alcanzado el
equilibrio químico por metamorfismo a presión y temperatura constantes, la
mineralogía está controlada únicamente por la composición química de la roca.
Esto nos lleva a formular un principio general que este autor [Eskola] propone
denominar facies metamórfica. Una facies metamórfica incluye todas aquellas
rocas que podemos suponer que se han metamorfizado en idénticas
condiciones. Pertenecerán a una misma facies aquellas rocas que, si tuvieran la
misma composición química, estarían formadas por los mismos minerales”.
Actualmente el término facie metamórfica se entiende como una
colección de asociaciones minerales que han cristalizado en las mismas
condiciones de presión y temperatura. Sin embargo, este término tiene doble
uso, el primero responde a un uso descriptivo, relacionando la composición de
la roca con su mineralogía. En el caso de Eskola, este uso se basó en
asociaciones minerales producidas en rocas ígneas básicas (matabasitas)
(véase figura 3.3.). El segundo uso es interpretativo, centrándose en el
reconocimiento de del rango de presiones y temperaturas que caracterizan a
cada facie.
Esta clasificación varia de autor en autor, pero por convención se
reconocen solo divisiones amplias del espacio P-T. Se utilizan principalmente
para el estudio de matabasitas; al ser utilizado en metapelitas, se utiliza en
conjunto con los esquemas de zonas minerales.
20
Las facies reconocidas son las siguientes:
• Facies de ceolitas.
• Facies de prehnita-pumpellyita.
• Facies de esquistos azules.
• Facies de eclogitas.
• Facies de esquistos verdes.
• Facies de anfibolitas.
• Facies de granulitas.
• Facies de corneanas con albita-epidota.
• Facies de corneanas anfibólicas.
• Facies de corneanas piroxénicas.
• Facies de sanidinitas
Figura 3.3. A la derecha se encuentra el diagrama en el que se señalan los límites de presión y temperatura de las
facies metamórficas. A la derecha asociaciones minerales para la definición de la facie metamórfica de una roca.
21
3.4. Trilobites
Los trilobites (tres lóbulos) corresponden a las criaturas icónicas que
tuvieron lugar en la era paleozoica; ellos fueron los primeros en generar una
gran diversidad de formas de vida. Se encuentran en el filo Arthropoda
(animales con múltiples segmentos en el cuerpo y patas articuladas), clase
Trilobita, en la que se encuentran nueve ordenes (figura 3.4.) dentro de los
cuales hay más de 15.000 especies descritas.
Figura 3.4. Representación gráfica de los nueve ordenes de trilobites conocidos. Extraído y modificado de Gon III,
2014.
El cuerpo de los trilobites se dividía en tres segmentos principales:
cefalón, tórax y pigidio. Sin embargo, el nombre no se debe a la presencia de
estos segmentos, sino a la división que presentaban en estos, formando un eje
axial (lóbulo axial) rodeado por dos ejes secundarios a la derecha e izquierda
(lóbulos pleurales). Estos lóbulos se extendían desde el cefalón hasta el pigidio
de los trilobites. (figura 3.5.)
22
Figura 3.5. Morfologías principales de un trilobite. Extraído y modificado de Gon III, 2014.
Los trilobites fueron de los pocos animales que existieron a lo largo de
toda la era paleozoica, habitando desde el Cámbrico temprano (544 Ma.) hasta
el Pérmico tardío, alcanzando su mayor diversificación durante los periodos
Cámbrico y Ordovícico. (figura 3.6.) Estos animales, en conjunto con otras
formas de vida marina, dejaron de existir en la gran catástrofe ocurrida a finales
del Paleozoico denominada como la “Gran Extinción Pérmica”, en donde
desaparecieron cerca del 90% de las especies presentes en la tierra. (Gon III,
2014).
23
Figura 3.6. Relación sistemática y cronológica de los trilobites. Extraído de Gon III, 2014.
En Sudamérica se han hallado fósiles de trilobites principalmente
Phacopida de la familia Calmoniidae, que constituyen un grupo, salvo
excepciones, endémico del hemisferio sur. Estos registros se encuentran
principalmente en: Brasil, Argentina, Perú, Bolivia, las Islas Malvinas y Chile;
también se registran en Sudáfrica y las excepciones en Estados Unidos y
Europa. Esta provincia biogeográfica se le conoce como “Reino Malvinocáfrico”.
En particular, los Calmoniidae (el grupo más representativo) se le consideran
restringidos cronológicamente al Devónico Inferior y Medio. A continuación, se
presenta una síntesis del registro de trilobites devónicos para Sudamérica
(basado en datos de Pérez & Pérez-Barría, en revisión). (figura 3.7.)
24
Figura 3.7. Países de Sudamérica con registro de trilobites devónicos.
25
4. Antecedentes Geológicos
Los antecedentes sobre la zona de estudio, tanto locales como
regionales, son variados. Las rocas descritas por los autores corresponden a
litologías sedimentarias y metamórficas. Entre las unidades sedimentarias se
encuentran las Fms. Ayacara y Llahuén, mientras que las rocas metamórficas
corresponden a pizarras conocidas por su contenido fosilífero. Se identifican
unidades intrusivas asignadas al Batolito Norpatagónico y estructuras de
carácter interregional como la Zona de Falla de Liquiñe-Ofqui. Todas estas
aristas controlan una geomorfología característica de la Región de Los Lagos,
la cual presenta tres dominios principales: el de la cordillera de la Costa, la
depresión intermedia y planicies litorales, y la cordillera Principal.
4.1. Marco Geodinámico
4.1.1. Ensamblaje del margen occidental de Gondwana
Durante Paleozoico (541.0±1.0 – 251.902±0.024 Ma), la tierra estaba
conformada por un megacontinente llamado Gondwana. Durante esta era, la
costa occidental de Gondwana se caracterizó por la acreción de terrenos
(microterrenos) exóticos, de origen autóctono y alóctono.
Específicamente, en la costa chilena, se acrecionaron terrenos tales
como Pampia (Precámbrico – Cámbrico medio), Cuyania, Arequipa y Antofalla
(Cámbrico medio – Devónico tardío) y Chilenia, Patagonia y terreno “X”
(Devónico tardío – Pérmico superior), entre otros.
Estas acreciones se enmarcaron en los ciclos Pampeano, Famatiniano y
Gondwánico, siendo los últimos dos los que se encuentran reflejados en la zona
de estudio. (véase figura 4.1)
26
Figura 4.1. Esquema de los terrenos acrecionados en Sudamérica. Extraída de Hervé et al. 2018. *Rectángulo
demarcado corresponde al área estudiada en Hervé et al. 2018. No representa al área estudiada en este trabajo.
27
La acreción de estos terrenos trajo consigo la creación de orógenos que
se desarrollaron a lo largo del margen occidental del continente sudamericano.
Entre los 40º y 45º, se identifica la presencia de dos cordones de rocas ígneas
devónicas, uno hacia el Este, emplazado en Patagonia, y un cinturón al Oeste,
desarrollado en un arco de isla oceánico, ocurrido durante la acreción de un
terreno a Gondwana tiempo después. El arco de isla corresponde al terreno
exótico “Chaitenia” (Hervé et al. 2016) (véase figura 4.2.).
Figura 4.2. Modelo paleogragráfico propuesto por Hervé et al. (2018) para las rocas relacionadas con Chaitenia.
28
4.1.2. Depositación en el Cenozoico.
Las unidades del Cenozoico que se encuentran en la zona corresponden
a las formaciones Ayacara y Llahuén. Ambas formaciones se depositaron en un
ambiente marino (véase fig. 4.3)
El modelo de depositación de estas unidades fue propuesto por Encinas
et al. (2013) como depósitos productos de periodos de subsidencia tectónica,
esta se originó por la erosión por subducción en el antearco y en el flanco oeste
de la cuenca andina.
Figura 4.3. Modelo de deposición de la formación Ayacara. Extraído de Encinas et al. 2013.
29
4.2. Marco Morfoestructural
La zona de estudio se encuentra inmersa en la región de Los Lagos, la
cual se compone de tres dominios morfológicos principales de Oeste a Este: la
Cordillera de la Costa, la Depresión Intermedia y la Cordillera Principal (ver
figura 4.4).
4.2.1. Dominio de la Cordillera de la Costa
Está compuesto por un cordón montañoso de orientación NNE, cuya
altura es menor a la exhibida por la Cordillera Principal y las litologías que la
componen son principalmente rocas metamórficas Paleozoicas.
Esta cordillera recibe diferentes nombres a lo largo de la región, entre los
que se encuentran la cordillera Pelada y de Zarao. La altura promedio de esta
cordillera es aproximadamente 550 m.s.n.m. Su altura máxima la alcanza en la
localidad de Bahía Mansa, lugar en donde alcanza los 1042 m.s.n.m., mientras
que la altura mínima, aproximadamente 300 m.s.n.m., se produce en el margen
noroccidental de la Isla Grande de Chiloé (Quezada, 2015).
Esta
cordillera
se
encuentra
cortada
por
ríos,
con
orientación
preferentemente E-W, provenientes de los valles longitudinales que tienen su
desembocadura en el Océano Pacífico.
4.2.2. Dominio de la Depresión intermedia y Planicies litorales
Se ubica entre las cordilleras de la Costa y Principal y consiste en una
extensa zona deprimida con rellenos sedimentarios y volcánicos constituidas
depósitos glaciares, fluviales y piroclásticos cuaternarios (Quezada, 2015).
30
Las planicies litorales en esta región tienen escaso desarrollo y
relevancia, tomando importancia en las cercanías de Maullín y desapareciendo
en el Canal de Chacao.
Una de las características más relevantes de estas planicies corresponde a
la breve extensión que tienen debido a su cercanía con la cordillera de la costa.
4.2.3. Dominio de la Cordillera Principal (Cordillera de los Andes)
Las rocas presentes en la Cordillera Principal tienen edades entre el
carbonífero y el cenozoico, en las cuales, predominantemente, se encuentran
rocas
graníticas;
además,
se
pueden
encontrar
rocas
volcánicas
y
sedimentarias del Triásico hasta el Cuaternario.
La altura promedio alcanzada en este dominio es de aproximadamente
2000 m.s.n.m.; sin embargo, en lugares en los que se encuentran emplazados
volcanes, se llegan a encontrar alturas, incluso, por sobre los 2500 m.s.n.m.
31
Figura 4.4. Mapa de los dominios morfoestructurales de la región de Los Lagos. Mapa de elaboración propia.
32
4.3. Marco Tectónico
4.3.1. Zona de Falla de Liquiñe-Ofqui (ZFLO)
Las primeras menciones a la existencia de una estructura que rigiera la
disposición de los centros volcánicos cuaternarios fueron hechas por Steffen
(1944), nombrando una “serie de surcos tectónicos longitudinales” y no fue
hasta Moreno y Parada (1974) que se estableció un lineamiento ubicado entre
los 39°00´ y 41°30´ S al que llamaron Falla Liquiñe-Reloncaví (Hauser, 1991).
Solano (1978) prolongó la falla descrita por Moreno y Parada,
extendiéndola hasta la localidad de Puyuhuapi, renombrando esta estructura
como la Falla Liquiñe-Reloncaví-Puyuhuapi. Finalmente, Hervé et al. (1979)
identifica la extensión de la Falla Liquiñe-Reloncaví-Puyuhuapi, mediante
interpretaciones fotogeológicas, hasta el Istmo de Ofqui, lo que permitió
establecer el termino Falla Liquiñe-Ofqui como nombre de esta estructura.
La extensión de esta zona de falla es de aproximadamente 1.000 kms.,
constituyendo uno de los dos mega lineamientos que rigen al país; y se perfila
como el principal controlador de las formas que modelan el sur de la región,
como, por ejemplo, fiordos, lagos y ríos, además del lineamiento de la Zona
Volcánica Sur.
Esta zona de falla se considera como una de las mayores zonas de falla
de rumbo activas en los márgenes de subducción (Jarrad, 1986); presenta
lineamientos NNE-SSW, fallas y zonas de cizalle dúctil, siguiendo el lineamiento
del arco magmático cuaternario. Se diferencian dos cinemáticas principales:
una zona de cizalle dúctil dextral a dextral-inversa, datada en el Mioceno tardío
y Plioceno (Cembrano et al., 1993) y una zona de cizalle frágil transpresional
dextral en el Plioceno y el Pleistoceno (Cembrano et al., 1996a)
33
Figura 4.5. Perfil NW-SE de la Península Huequi y edades de las secciones de rocas. Extraído de Hervé et al. 2017.
4.4. Marco Geológico
Las litologías presentes en la zona de estudio están relacionadas con rocas
metamórficas paleozoicas, estratos marinos sedimentarios cenozoicos y el
Batolito Norpatagónico.
4.4.1. Rocas Metamórficas
Las rocas metamórficas presentes en la península Huequi corresponden
a las rocas más antiguas presentes en la zona. En este grupo se encuentran
pizarras, lutitas fisibles, cuarcitas calcáreas, esquistos y anfibolitas (Levi et al.
1966; Fuenzalida, 1979), además de metavolcanitas andesíticas y metabasaltos
(SERNAGEOMIN y BRGM, 1995).
La edad de estas rocas ha sido establecida, en un principio, en base a su
contenido fosilífero y actualmente por dataciones de circones detríticos. Entre
las taxas encontradas se encuentran trilobites, crinoideos, tetracorales,
34
nautiloídeos y graptolites (Biese, 1953; Pérez d´A, 1961a; Levi et al., 1966;
Fuenzalida, 1979). Los trilobites hallados en la zona han sido descritos como
calmonidos y phacopidos (Biese, 1953; Pérez d´A, 1961a; Levi et al., 1966) y se
encuentran en pizarras. Además, los corales encontrados corresponden a
corales Aulacophyllum (Levi et al. 1966) y zaphrentidos (Fuenzalida, 1979).
Las dataciones conocidas en estas rocas han sido realizadas en
metapelitas del fiordo Comau (Duhart et al. 2009) y en metareniscas de la costa
norte del fiordo Reñihue (Hervé et al. 2017), obteniendo edades entre los 320 y
1200 Ma. para las del fiordo Comau y entre los 405 y 1090 Ma. para las del
fiordo Reñihue.
En el caso de los esquistos y anfibolitas no presentan material fosilífero ni
dataciones para establecer su edad, sin embargo, se les asignan edades
variables entre el precámbrico y el paleozoico inferior, en base a que el grado
de metamorfismo que presentan es mayor a las pizarras con material fósil y su
relación con el metamorfismo descrito por Aguirre (1965) (Levi et al. 1966).
4.4.2. Rocas Estratificadas
4.4.2.1.
Formación Ayacara
La Formación Ayacara fue definida por Levi et al. (1966) en la localidad
de Ayacara, en la costa noroccidental de la Península Huequi, como una
secuencia de rocas sedimentarias clástico-volcánicas bien consolidadas. Rocas
asignables a esta formación se encuentran en el norte del canal Llancahué,
islas próximas, como por ejemplo la isla Manzano (Solano, 1978) (figura 4.6.) y
en su localidad tipo encontrada en el pueblo de Ayacara.
35
Levi et al. (1966) divide esta formación en dos miembros principales, sin
un contacto observado entre ambos. El miembro inferior tiene un espesor
aproximado de 200 m. y está compuesto por capas de conglomerado,
conglomerado brechoso y arenisca, de mala selección; mientras que el
miembro superior tiene 350 m. de espesor estimados, ya que solo se conocen
250 m. de su secuencia estratigráfica; este miembro se compone de una
alternancia de tobas y areniscas volcánicas dacíticas y lutitas color gris verdoso
y gris amarillento pardusco; se presenta bien estratificado y pliegues
sinsedimentarios que se encuentran mejor desarrollados en la parte superior de
cada capa.
El ambiente de depositación de esta formación es de origen marino y
corresponde a periodos de transgresiones marinas proveniente del Pacífico
(Encinas et al. 2012), relacionados con subsidencia tectónica (Encinas et al.
2013).
La edad de esta formación fue establecida por Levi et al. (1966) en el
Eoceno-Mioceno, en base a microfósiles de silicoflagelados del género
Naviculopsis, foraminíferos tales como Globigerina sp., entronques de erizos y
Discoaster molengraafi, descritos por Martínez (1961); y de Flabellum Anceps
Philippi (Solano, 1978) encontrados en rocas sedimentarias de Ayacara y de la
isla Manzano.
36
Figura 4.6. Columna estratigráfica de la formación Ayacara en la isla El Manzano. Extraído de Solano (1978)(Sic!).
37
4.4.2.2.
Formación Llahuén
La formación Llahuén fue definida por Levi et al. (1966) como una secuencia
de sedimentos clástico-volcánicos, en parte fosilíferos; cuya localidad tipo fue
ubicada en el borde occidental de la isla Llahuén. Otros afloramientos
asignados a esta formación fueron ubicados en la costa oriental del seno de
Reloncaví, en el golfo de Ancud, en la parte norte del golfo de Corcovado y en
algunos fiordos y canales.
En la localidad tipo, el espesor mínimo de la formación Llahuén es de 320
mts., cuyas litologías principales son areniscas finas a conglomerádicas o
brechosas, coquinas y lutitas. A su vez, Levi et al. (1966) separa esta formación
en dos miembros, uno inferior constituido principalmente de areniscas finas a
conglomerádicas de color gris verdoso, poco litificadas, en capas de
estratificación regular, cuyo espesor varía entre 2 centímetros y 1 metro; la
potencia asignada a este miembro es de 300 metros; mientras que el miembro
superior
está
compuesto
principalmente
de
areniscas
brechosas
a
conglomerádicas, coquinas y lutitas de color gris verdosas a gris claras, con
escasa litificación y capas regularmente estratificadas de espesor variable entre
tres centímetros a dos metros. De este miembro solo fueron observados 20
metros basales. Esta formación se encuentra sobre yaciendo discordante con la
formación Ayacara (Solano, 1978).
El ambiente de depositación de esta formación es marino, probablemente
muy litoral, definido por el contenido fósil de moluscos pelecípodos y
gasterópodos. En otras zonas en las cuales se describe esta formación, el
ambiente de depositación es de origen glacial o de corrientes de barros, que
corresponden a morrenas que existieron al sur de Puerto Montt (Levi et al.
1966).
38
La formación está asociada a dos edades principales, la primera asignada al
cuaternario en base a fósiles de Mytilus obesus, Mytilus chilensis, Pecten sp. Y
Patella sp.; mientras que la edad Terciario Superior – Cuaternario fue asignado
en base a la discordancia con la Formación Ayacara (Terciario inferior –
Mioceno) y los depósitos glaciales pleistocenos.
Rocas Intrusivas
4.5. Rocas intrusivas
4.5.1. Batolito Norpatagónico
El batolito Norpatagónico se extiende entre los 40° y 47° S y fue emplazado
entre el Cretácico Inferior y el Mioceno inferior durante diferentes episodios
magmáticos (Pankhurst et al., 1999).
Los episodios magmáticos de
rocas intrusivas asociadas al Batolito
Norpatagónico corresponden principalmente a granodioritas de hornblenda, de
tonalitas y biotita. A lo largo de toda su extensión, el Batolito Norpatagónico se
encuentra intruyendo rocas metamórficas y volcánicas silíceas (Pankhurst et al.,
1999).
39
Figura 4.7. Mapa geológico abreviado de la península. Modificado de SERNAGEOMIN & BRGM, 1995.
39
5. Resultados
En el presente capítulo se exponen los resultados obtenidos en el estudio de
las muestras provenientes de la zona de Buill obtenidos durante la campaña de
terreno. Estos se presentarán según las unidades a las que se asignan en el
mapa geológico de la península e incluirán observaciones de terreno,
petrografía, análisis de geoquímica mineral basadas en la técnica de difracción
de rayos X y paleontología.
5.1. Unidad sedimentaria epizonal de Buill (PzD)
5.1.1. Observaciones de terreno
La localidad de caleta Buill constituyó uno de los lugares de mayor interés
durante la campaña de terreno. En dicha localidad, que se encuentra en la
desembocadura del río Buill hacia el golfo de Ancud, se hallan gran cantidad de
rodados (ver figura 5.1.) de tamaño bloque, los cuales variaban entre los 5 y 20
centímetros, no obstante, también se encontraban de mayores dimensiones.
Estas rocas rodadas se presentan bien redondeados y se componen de
variadas litologías, en las cuales se encuentran pizarras, lutitas, areniscas y, en
menor medida, rocas volcánicas.
La mayor cantidad de rodados corresponden a pizarra y en ellas se halló
material fósil de trilobites principalmente. Estas rocas fosilíferas se encontraron
principalmente en el lado norte de la caleta, sin embargo, no se descarta la
posibilidad que en el lado sur también se pudiese hallar material de interés
paleontológico.
40
Figura 5.1. Vista a caleta Buill, en la que se aprecian las rocas encontradas en la orilla de playa en la desembocadura
del río Buill.
Hacía el interior del río Buill (véase figura 5.2.) se encontraron bloques de
rocas de litologías similares a las encontradas en la caleta, sin embargo, estas
rocas se presentan en mayores dimensiones a las halladas en la caleta, cuyos
tamaños varían mayormente entre los 50 y 100 centímetros, y presentan un
buen redondeamiento. Los bloques de mayor tamaño son predominantemente
rocas volcánicas, principalmente andesitas y basaltos, con vetillas de cuarzo; en
menor medida rocas sedimentarias como lutitas y areniscas. Las pizarras se
encontraban como bloques de menores dimensiones, que variaban entre los 10
y 20 cm.
Figura 5.2. Vista de las rocas encontradas en las laderas del río Buill.
41
5.1.2. Petrografía
5.1.2.1.
Desembocadura fiordo Comau. (DFC)
Esta localidad se encuentra en la zona norte de la península. Las rocas
de esta zona corresponden a rocas metamórficas de protolito sedimentario;
estas corresponden a pizarra de andalucita y una metarenisca.
La pizarra de andalucita corresponde a una roca de color negro en
muestra de manos. Esta roca presenta clivaje pizarroso; constituyéndose como
la roca con el clivaje más intenso de las estudiadas. Los cristales de andalucita
presentan indicadores cinemáticos como evidencia de los esfuerzos a los que
fue sometida la roca.
La roca se constituye de una matriz bituminosa de grano muy fino y con
granoblastos de andalucita y quiastolita, adicionalmente se encuentra sillimanita
(fibrolita) y micas blancas. En la muestra también se identificó vetillas de
cuarzo. Los cristales de micas y fibrolita corresponden a mineralogía que se
causó como consecuencia de los procesos a los que fueron sometidos los
cristales de andalucita y quiastolita. (figura 5.3.)
Figura 5.3. Pizarra de andalucita (DFC2-001), proveniente del fiordo Comau. En la imagen se aprecia un
cristal de andalucita con un cristal alargado correspondiente a mica blanca.
42
La segunda roca corresponde a una metarenisca de grano muy fino
(figura 5.4.), se presente homogénea y se logran diferenciar cristales de cuarzo,
epidotas, clorita, tremolita y actinolita.
El cuarzo se encuentra en forma de nódulos y de cúmulos
microcristalinos con bordes aserrados, siendo indicador del proceso de
metamorfismo que afecto a la roca.
En muestra de mano, se apreciaba el contacto de la arenisca con lutita
esta, sin embargo, para efectos de la lámina delgada, no se logró preservar la
sección con lutita, debido a que esta se presentaba muy fisible, y al momento
de preparar la muestra se desprendió de la misma.
Figura 5.4. Lámina delgada de la metarenisca estudiada de la desembocadura del fiordo Comau. Código
DFC2-002.
43
5.1.2.2.
Caleta Buill. (CBL)
Las rocas de la localidad corresponden a lutitas con clivaje pizarroso
leve, texturas porfidoblástica y granoblásticas; con mineralogía de cuarzo,
plagioclasa, micas (blancas y biotita), circón y minerales de alteración tales
como clorita, epidota y actinolita. Ocasionalmente se aprecian cristales de
pumpellyita.
Los cristales de biotita en las muestras se presentan subhedrales a
anhedrales, con alteración a clorita ocasionalmente. Los cristales de mica
blanca se encuentran inmersos en la matriz, muestran tamaños de 0.1 mm. y se
presentan alineadas, conformando una leve foliación sin llegar a constituir
textura lepidoblástica.
Junto con los cristales de clorita se encuentran epidotas, estos dos
minerales se encuentran en conjunto con los cristales de biotita, la clorita se
encuentra alterando a la plagioclasa, mientras que los cristales de epidota se
encuentran como minerales incluidos estos. También es posibles encontrar
cristales de clorita en contacto con las plagioclasas.
El cuarzo se encuentra presente en las cuatro muestras y en dos fases
cristalinas distintas, una microcristalino y la segunda monocristalino; también se
encuentra inmerso en la matriz en forma de granos muy pequeños y como
nódulos de cuarzo de tamaños de hasta 0.1 mm. Los cristales de circón se
encuentran muy pequeños en tamaños de 0.05 mm.
Las muestras presentan mineralogías opacas de tamaños variables, los
que llegan hasta los 0.5 mm. Adicionalmente se identifican lineamientos de
colores oscuras en la matriz, en los que ocasionalmente se observan cúmulos
44
de cuarzo; estos lineamientos se identifican como evidencia de la presencia de
materia orgánica (figura 5.5.D).
Figura 5.5. Láminas delgadas de las muestras de pizarra de Caleta Buill. A) Pizarra de clorita código CBL002. B) Pizarra de clorita código CBL-005. C) Pizarra de clorita código CBL-007-1. D) Pizarra de clorita
código CBL-007-2.
45
5.1.3. Geoquímica mineral
5.1.3.1.
Lutita desembocadura fiordo Comau (DFC1-001).
Figura 5.6. Difractograma con background sustraído de la muestra DFC1-001.
La
muestra,
proveniente
de
la
zona
norte
de
la
península
(desembocadura fiordo Comau), corresponde a lutita de grano muy fino e
intenso color negro en muestra de mano, sin embargo, este color negro no se
puede asociar directamente con materia orgánica ya que no se aprecia material
de origen biológico evidente.
Las fases minerales encontradas en la muestra corresponden a cuarzo,
mica blanca (fengita), plagioclasa (albita y ortoclasa) y arcillas como illita y
montmorillonita. La illita muestra peak bajos en comparación a los peak
asociados a la fengita, lo que indica un mayor porcentaje de mica blanca
respecto a la arcilla.
46
5.1.3.2.
Lutita de río Buill (RBL-001).
Figura 5.7. Difractograma con background sustraído de la muestra RBL-001.
La muestra estudiada corresponde a una lutita de grano muy fino
extraída del río Buill. Al igual que la muestra del fiordo Comau (DFC1-001),
presenta color negro, no intenso, y no se encuentra material fósil identificable
en ella.
Las fases minerales halladas corresponden a cuarzo, plagioclasa
(ortoclasa y albita), mica blanca (fengita), arcillas (illita y montmorillonita) y
clorita.
La clorita presenta un peak muy alto, siendo el peak distintivo y notorio
de esta muestra, marcando la diferencia de esta con las otras tres muestras
analizadas.
47
5.1.3.3.
Lutita de afloramiento del fiordo Reñihue (FRNA-001)
Figura 5.8. Difractograma con background sustraído de la muestra FRNA-001.
La muestra analizada fue extraída de un afloramiento de lutita color
negro de grano muy fino ubicado en la ruta principal al sur de Buill (figura 5.9.).
Este afloramiento tiene asignada una edad devónica (Hervé et al. 2017).
Las fases minerales presentes en esta roca corresponden a cuarzo,
circón, plagioclasa (albita y ortoclasa), mica blanca (fengita), arcillas (illita y
montmorillonita) y clorita. Las arcillas presentan peak bajos, pero similar a la
clorita, constituyendo esta última al mineral de alteración presente en las tres
muestras
Figura 5.9. Afloramiento de lutita del que fue extraída la muestrade lutita de código FRNA-001 utilizada
para analisis de DRX.
48
5.1.4. Paleontología
5.1.4.1.
Pizarra de caleta Buill, CBL-009, Loc. Caleta Buill.
Filo Arthropoda
Clase Trilobita
Orden Phacopida (Salter, 1864)
Familia Calmonidae (Delo, 1935)
Género cf. Pennaia (Clarke, 1913)
El material corresponde a un bloque pequeño de aproximadamente 17
cm, de pizarra de grano muy fino, bien redondeado y de aspecto aplanado, el
cual contiene un fósil de Trilobita incompleto en lutita negra, diferente de la
matriz dominante del bloque color gris. (ver figura 5.10).
Figura 5.10. Vista general del bloque CBL-009. En el rectángulo rojo se muestra el detalle aumentado del trilobite en
lutita negra, inserto en la matriz dominante del bloque en pizarra.
49
Este ejemplar exhibe al menos seis segmentos torácicos, uno central
correspondiente al lóbulo axial el cual muestra estar erosionado, y dos laterales,
correspondientes a los lóbulos pleurales derecho e izquierdo, en el cual se
observa un desplazamiento por fractura en sentido anterior-posterior (figura
5.11).
Figura 5.11. Fósil de trilobite. En línea marcada y flechas se indica el movimiento anterior-posterior.
En el área de inserción de las pleuras se observan “pits” a ambos lados,
circulares, pequeños, pero bien incisos; dicho rasgo muestra ser distintivo. El
cefalón no es visible y el pigidio no se halla preservado en la muestra.
50
5.1.4.2.
Pizarra de caleta Buill, CBL-008, Loc. Caleta Buill
Filo Arthropoda
Clase Trilobita
Orden Phacopida (Salter, 1864)
Familia cf. Phacopidae (Hawle y Corda, 1847)
Género cf. Drotops Struve, 1930)
El material corresponde a un bloque rodado, de tamaño aproximado de
15 cm. La roca es de grano muy fino, presenta un buen redondeamiento,
presenta fisibilidad y tiene un aspecto aplanado (figura 5.12). Se distinguen dos
fósiles, uno en negativo (ver figura 5.13. a y b) y otro en positivo (ver figura
5.13.c). Contiene un fósil de Trilobita incompleto en un intraclasto de lutita
negra, diferente a la roca albergadora color gris.
En el ejemplar que se encuentra en negativo, se definen tres lóbulos, uno
axial y dos pleurales, en los cuales se exhiben al menos diez segmentos
torácicos y cinco segmentos correspondientes al pigidio. El lóbulo axial y el
pleural derecho se encuentra deformados; lo que genera un acortamiento de las
medidas originales del ancho de dichas secciones del ejemplar.
51
Figura 5.12. Representación del bloque de roca con el material fósil de Trilobita.
En positivo se distingue un fragmento de tórax del ejemplar, en el que se
aprecian segmentos correspondientes al axis y a la pleura izquierda. En el
lóbulo axial se aprecian fragmentos incompletos de 3 anillos axiales y 4 anillos
articulares. En el primer anillo axial que se aprecia una morfología distintiva
asociada a una espina, rasgo que podría permitir distinguir el material de los
demás. En el lóbulo pleural izquierdo, se distinguen cuatro segmentos, en los
que se aprecian las bandas pleurales posterior y anterior, separadas por el
surco pleural.
52
Figura 5.13. A) Vista superior del negativo del fósil de trilobite. B) Vista lateral del ejemplar fósil. C) vista superior del
ejemplar en positivo del fósil. Las tres fotos corresponden a la muestra CBL-008.
53
5.2. Unidad volcano-sedimentaria (Pzvs)
5.2.1. Observaciones de terreno
En un deslizamiento de tierra ubicado al sur de la localidad de Buill, en la
localidad identificada como “costa norte del fiordo Reñihue”, se describe una
roca volcánica de textura porfídica con fenocristales de plagioclasa, con intenso
diaclasamiento en la zona del escarpe; en dicha zona se aprecian fallas de
orientación NS y de alto ángulo (aproximadamente 90º) que probablemente
corresponden a las estructuras de primer orden que provocan la aparición de
las diaclasas en el afloramiento.
La zona del escarpe se encuentra con una pendiente elevada y gran
cantidad de rodados provenientes de sectores superiores. Entre las litologías de
los rodados se encuentran principalmente andesita y lutita/pizarra, de las cuales
no se pudo encontrar el afloramiento de origen.
El intenso diaclasamiento y la fuerte meteorización que encuentra
afectando la roca hace de la zona un lugar de difícil acceso y peligroso, por lo
que se identificó la litología en base a rodados que se encontraban a
aproximadamente dos metros del afloramiento (ver figura 5.14).
54
Figura 5.14. A la izquierda. Imagen satelital del deslizamiento de tierra generado en las cercanías de Buill, extraída de
Google Earth Pro. Derecha. Afloramiento de andesitas con diaclasas y probables fallas de orientación N-S.
Hacia el sur del deslizamiento, en la orilla de playa, se encuentran
brechas con clastos de tamaños entre los 5 y 15 centímetros; estas se exhiben
bien consolidadas, gradando en su parte inferior de clasto a matriz soportada
(ver figura 5.15.A).
En estos bloques, se encuentran clastos de color blanco con cavidades
color café (ver figura 5.15.B). Estos clastos fueron identificados in situ como
posible material fósil, correspondiente a foraminíferos fusulinidos?. En las rocas
se identifican gran cantidad de estos clastos y se encuentran indicando
dirección de flujo de depositación de estos.
55
Figura 5.15. Brechas con posible material fósil. A) Vista superior de la brecha. B) Clastos de fusulinidos? En el que se
aprecia la dirección de flujo.
Al sur de las brechas descritas anteriormente, se encuentran expuestos
afloramientos de rocas ígneas de colores verdes y marrones, con vetillas de
cuarzo. Estas rocas presentan bandeamiento que evidencian diferencias
56
granulométricas entre ellas, alternando en fases de grano grueso con fases de
grano más fino.
Las dimensiones de estos afloramientos alcanzan medidas por sobre los
tres metros de altura y cinco metros en la horizontal. (figura 5.16.)
Figura 5.16. Afloramiento de metabasaltos almohadillados en la costa norte del fiordo Reñihue.
El bandeamiento de las rocas no era continuo y se presentaba irregular
en su extensión horizontal y de espesor variable. Las vetillas se mostraban
tanto continuando la dirección de bandeamiento como también perpendiculares
al mismo. La mineralogía de las vetillas, identificada en muestra de mano,
corresponde a cuarzo. (figura 5.17)
El característico bandeamiento de la roca, conjunto con la litología de
estas permite identificarlas como pillow lavas.
57
Figura 5.17. Figura 34. Vista de las vetillas en el afloramiento de pillow lavas.
Las variaciones de color indicadas anteriormente en el afloramiento se
producen en la dirección NE-SW del afloramiento (figura 5.18); para esta
variación se manejan dos hipótesis: la primera que indica que se producen por
variaciones mineralógicas que presente la roca y la segunda se señala como
una variación producida por diferente alteración sufrida en ambos sectores del
afloramiento.
Figura 5.18. Metabasaltos almohadillados de fiordo Reñihue.
58
5.2.2. Petrografía
Costa Norte del fiordo Reñihue. (FRN)
Las rocas asociadas a esta localidad fueron colectadas principalmente en
la orilla de playa y en afloramientos cercanos a la misma. Dentro de estas rocas
estudiadas se encuentran rocas de origen sedimentario e ígneo, siendo estas
últimas las que se abordaran más exhaustivamente.
Las metabasitas corresponden a pillow lavas con presencia de texturas
granoblástica y porfidoblástica, también es posible observar texturas afaníticas
y aglomerados de biotita que se asocian a texturas relictas del protolito. Esta
roca se asocia a un metamorfismo de bajo grado en facie esquistos verdes. Se
desestimó la facie prehnita-pumpellyita por la ausencia de estos minerales.
Los cristales de mayor tamaño en las rocas corresponden principalmente
a plagioclasas, piroxenos y anfíbol; siendo estos últimos los que se presentan
en menor porcentaje. Las texturas granoblásticas se observan en los cristales
de cuarzo, que en ocasiones se presentan con bordes aserrados. (ver figura 29.
E y F). Los cristales de cuarzo se presentan tanto como monocristalinos y
microcristalinos, estos últimos se identifican como cristales de origen
metamórfico; de la misma forma se presentan en forma de vetillas, estas
últimas observables tanto en terreno como en lámina delgada, en esta fase se
encuentran asociada a cristales de calcita y enstatita. (figura 5.20. A, B, C y D).
Los cristales de plagioclasa se presentan subhedrales a anhedrales, mal
preservadas y reemplazados ocasionalmente de sericita, se encuentran
fracturadas y con intercrecimiento de otros minerales tales como clorita y
actinolita. Estos cristales se encuentran tanto en la matriz de la roca, en forma
59
de microlitos, como en forma de fenocristales (ver figura 5.19), estos últimos
alcanzando tamaños variables entre 0.3 y 1 mm.
Los cristales de piroxeno y anfíbol, considerados como cristales relictos
del protolito, se diferencian claramente de la matriz microcristalina y se
presentan en variados tamaños que fluctúan entre los 0.3 mm. y 1 mm.; estos
minerales se presentan fracturados y formas subhedrales a anhedrales.
Figura 5.19. Fenocristales de plagioclasas y vetilla de cuarzo en el metabasalto de código FNR3-003.
Los minerales micáceos, como la biotita, se encuentran subordinados y
en bajo porcentaje de la roca, presentándose principalmente con alteración a
clorita. Otros minerales de alteración que se encuentran en las muestras de la
zona son epidotas y actinolitas; las primeras se encontraron con tamaños de
hasta 0.2 milímetros y con formas anhedrales; también se encuentran
asociadas a cristales de clorita. Los cristales de actinolita se observan
asociados a clorita como también en forma de inclusiones con forma de fibras
en plagioclasa. También fue posible encontrar en las muestras cristales de
olivino que se presentaban muy fracturados y con formas subhedrales.
60
La matriz de la roca se presenta microcristalina de grano muy fino con
mineralogía de microlitos de plagioclasa, cuarzo y ocasionalmente serpentina;
también fue posible identificar mineralogía opaca subordinada, de tamaños que
varían entre 0.3 y 0.5 milímetros.
Cristales de calcita son fácilmente identificables en las rocas (figura 5.20.
A y B); estos se encuentran principalmente asociados a las vetillas de cuarzo.
Sin embargo, también fue posible reconocer este mineral como cristales con
formas subhedrales siendo parte de la roca y también se observa como mineral
de alteración en las mismas.
61
Figura 5.20. Metabasaltos del fiordo Reñihue. A y B) Lámina delgada en la que se evidencian cristales de
calcita del metabasalto FRN5-002. C y D) Enstatitas y cuarzos en lámina delgada del metabasalto FRN1001. E y F) Clastos retrabajados de cuarzo en lámina delgada del metabasalto FRN5-001.
62
En lámina delgada se evidencian diferencias en la granulometría de la
roca, gradando de grano fino (figura 5.21.C) a grueso (figura 5.21.B), sin
presentar diferencias minerales entre ambas granulometrías. Este rasgo es
identificable a escala de afloramiento, en muestra de mano, como también en
lámina delgada (figura 5.21. A).
Figura 5.21. Muestra de metabasalto almohadillado FRN3-004. A) Muestra de mano en la que se observa
la diferencia granulométrica desde más fino a más grueso. B) Granulometría gruesa observada en lámina
delgada. C) Granulometría fina observada en lámina delgada.
63
Las rocas presentaban intraclastos de areniscas (figura 5.22), de tamaño
de grano fino a muy fino, compuestas principalmente de microcristales de
cuarzo. La arenisca también se observa con texturas de flujo, con borde de
contacto definido y claramente identificable, que permiten diferenciar el clasto
de la roca que lo alberga.
Figura 5.22. Láminas delgadas en las que se aprecian clastos de areniscas y lutitas en metabasaltos.
64
Se describen metapelitas correspondientes a pizarras de moscovita.
Muestran un grano fino con mineralogía de plagioclasas y cúmulos de cuarzo
(ver figura 5.23). Fue posible encontrar cristales de mica blanca que constituían
una leve foliación presente en la roca.
Los cristales de plagioclasa se encuentran subhedrales y alterados a
sericita. También se encuentran cristales de epidota de tamaños de hasta 0.2
milímetros. La muestra presenta vetillas de calcita y mineralogía opaca.
Figura 5.23. Cúmulos de cuarzo apreciables en la metarenisca descrita del fiordo Comau. Muestra (FRN6002).
65
5.3. Depósitos sedimentarios Q(P)s
5.3.1. Observaciones de Terreno
En el sector de caleta Poyo se realizó un punto de control en el que se
estudió un afloramiento de andesita (ver figura 5.24.b); el cual tiene una
exposición de aproximadamente diez metros en la horizontal por cinco en la
vertical (ver figura 5.24.a).
La roca se halla levemente alterada y presenta procesos de edafización;
esto último está controlado principalmente por el clima de la zona, el cual se
caracteriza por una elevada taza de precipitaciones y una alta presencia de
vegetación.
Figura 5.24. Izquierda. Afloramiento de roca volcánica en caleta Poyo. Derecha. Roca andesítica del afloramiento de
caleta Poyo.
66
5.3.2. Geoquímica mineral
5.3.2.1.
Muestra RHU-002
Figura 5.25. Difractograma con background sustraído de la muestra RHU-002.
La muestra estudiada fue extraída de la ladera oeste del río Huequi.
Corresponde a una lutita de grano muy fino (figura 5.26) asignada a edad
cenozoica según el mapa geológico de la zona. Las fases minerales presentes
son cuarzo, mica blanca (fengita), arcillas (montmorillonita e illita), plagioclasa
(albita y ortoclasa) y clorita. Siendo este último mineral el peak más notorio en
el difractograma conjunto con el de cuarzo.
Figura 5.26. Lutitas de la ladera occidental del río Huequi.
67
5.4. Formaciones volcano-sedimentarias del eoceno superior –
oligoceno al mioceno superior. (Tvs)
5.4.1. Observaciones de terreno
Al sur de la localidad de Ayacara se observó un afloramiento de lutita
negra meteorizada. Esta meteorización se produce principalmente por acción
de la vegetación. Esta roca presentaba mineralogía de oxidados de cobre y un
nulo metamorfismo observable en muestra de mano. (figura 5.27)
Figura 5.27. Afloramiento de lutitas alteradas y edafizadas en las cercanías de Ayacara.
68
6. Discusión
6.1. Metapelitas de la península Huequi
6.1.1. Caleta Buill
Las muestras en general presentan una leve foliación y un bajo grado
metamórfico. Una de las evidencias más notorias del metamorfismo se observa
principalmente en los cúmulos de cuarzo apreciados en el estudio de las
láminas delgadas de las muestras, estos cúmulos configuran una textura
distintiva de las pizarras de Buill. Los cristales de plagioclasa se presentan
fracturados, siendo parte de la matriz de la roca en forma de microlitos de
plagioclasa y siendo reemplazadas ocasionalmente a sericita; los microlitos de
plagioclasa son típicos de rocas ígneas, sin embargo, en estas rocas evidencian
el retrabajo que afecto a los granos minerales.
Al relacionar las observaciones realizadas en estas laminas delgadas con
los resultados de la geoquímica mineral, se puede confirmar que el cuarzo es el
mineral con mayor presencia en las rocas, además de la leve presencia de
arcillas en la muestra y el porcentaje de micas blancas asociado a ambos
estudios, siendo posible identificar las micas blancas en corte transparentes y
asociarlas a fengita gracias a los resultados de DRX. Las micas blancas se
encuentran en todas las muestras de la zona y se presenta subhedrales y bien
conservadas, sin reemplazo a arcillas; sin embargo, varían en el porcentaje que
se encuentran en las mismas; esta situación se interpreta como diferente
intensidad de metamorfismo, ya que el origen de las micas blancas se asocia a
metamorfismo.
69
La presencia de arcillas en las muestras se puede relacionar al bajo
grado metamórfico al que se ha sometido la roca, ya que las rocas asociadas al
cenozoico corresponden a las muestras que en los resultados de DRX
muestran arcillas en sus fases mineralógicas, siendo la illita y la montmorillonita
las fases presentes; mientras que las muestras asociadas a áreas paleozoicas,
muestras de caleta Buill, río Buill y fiordo Comau, Presentan su mayor peak en
el cuarzo y en más bajo en las arcillas, siendo más importante la fengita.
Las lineaciones oscuras que se encuentran en los cuatro cortes
petrográficos de la zona corresponden a rastros de presencia de materia
orgánica en la roca, sin embargo, esta materia orgánica no se pudo identificar
como fósil, ya que existe una ausencia de estos.
El afloramiento de lutita que se ubica en el fiordo Reñihue (FRNA) se le
puede asignar a la edad Devónica en base al trabajo de Hervé et al. (2017);
además, gracias esto y junto con las similitudes de resultados en los
difractogramas de rayos x, se pueden considerar las muestras provenientes de
caleta Buill, fiordo Comau y río Buill como rocas de edad devónica.
6.1.2. Desembocadura fiordo Comau
La muestra estudiada de esta localidad se define como una pizarra de
andalucita con presencia de minerales polimorfos de esta como la sillimanita
(fibrolita). Esta situación demuestra que la roca fue sometida a un proceso de
mayor grado de metamorfismo.
Sin
embargo,
la
presencia
de
mica
blanca
evidencia
que
el
metamorfismo está disminuye de su punto máximo, que fue alcanzado durante
la cristalización de la sillimanita, ya que las condiciones de formación de las
70
micas requieren menor temperatura y presión que la andalucita y sillimanita.
Estas micas se encuentran reemplazando a los cristales de sillimanita y
ocasionalmente a las andalucitas.
Estas últimas, a su vez, manifiestan
indicadores cinemáticos de metamorfismo, siendo posible identificar estreses
principales en la roca.
Esta roca presenta matriz muy oscura, encontrándose en el límite de una
roca bituminosa; esta condición permite señalar que la roca ha sido sometida a
procesos de alta temperatura, lo que evidencia metamorfismo de contacto en la
zona.
Este metamorfismo es coherente con el área geológica en la que se
encuentra la roca, ya que dicha muestra, según el mapa geológico de la zona,
está ubicada en las cercanías del batolito Norpatagónico. Esta unidad intrusiva
habría propiciado las condiciones necesarias para el metamorfismo que se
evidencia en la roca. Se sugiere realizar nuevas campañas de terreno a la zona
del fiordo Comau, ya que la proveniencia de la roca estudiada no se encuentra
muy lejana al lugar de extracción de la muestra, ya que la roca no muestra una
erosión importante ni redondeamiento. Esta situación nos indica que la unidad
de proveniencia de esta roca no se encuentra lejana al área en donde se
colecto la muestra. Este posible contacto entregaría información importante de
las condiciones que afectaron la roca, y puede establecer nuevos precedentes
para aportar por qué las rocas de caleta Buill presentan principalmente
metamorfismo regional, producido por carga.
6.2. Metabasaltos del fiordo Reñihue
Tras el estudio petrográfico de estas rocas, fue posible definirlas como
metabasaltos de biotita y clorita. Estas metabasitas fueron definidas como pillow
71
lavas en base a su bandeamiento y diferencias en su granulometría de estas
bandas. Según el mapa geológico de la zona realizado por SERNAGEOMIN &
BRGM (1995) es ubicado con edad ordovícica?.
En esta localidad también se definen una metareniscas volcánicas, este
nombre es dado debido al retrabajo que se observa en las láminas delgadas
realizadas a estas rocas. Este retrabajo se observa de manera específica en la
metarenisca volcánica proveniente del fiordo Reñihue (FRN1-001). Roca que
además presenta un clasto tamaño grava.
La diferencia de granulometría entres los metabasaltos se refleja
especialmente en el metabasalto de biotita asociado al código FRN3-004, tanto
en el afloramiento, como en muestra de mano y también en corte transparente,
evidencia una diferencia encontrada netamente en el tamaño de grano y no
mineralógica. Esta diferencia se interpreta como diferencias en el enfriamiento
de la roca, pasando de enfriamientos rápidos, que provocan alta nucleación y
poco crecimiento; a enfriamientos más lentos que provocan crecimientos de
minerales más grandes, esto se evidencia principalmente en el crecimiento de
las plagioclasas.
Muestras que se presentaban en contacto con areniscas de grano muy
fino intercrecidas, se interpretan como contactos producidos en momentos en
que las areniscas no se encontraban totalmente sedimentadas, mientras que
los basaltos no se encontraban totalmente cristalizados, algo que indica que la
depositación de ambas rocas ocurrió en el mismo tiempo.
Estos metabasaltos se presentan en facies esquistos verdes definido
mediante la asociación mineral clorita + actinolita + epidota. Lo que indica un
metamorfismo de bajo grado.
72
Finalmente, la interpretación de estos afloramientos y rocas se
interpretan como pillow lavas y evidencian que estas rocas fueron depositadas
en condiciones acuosas y con aporte continental (por la presencia de clastos de
areniscas muy finas y lutitas). Esto hace considerar para el área de estudio la
posibilidad del modelo de reconstrucción paleogeográfico planteado por Hervé
et al. (2017) en el que se propone un borde de subducción ocurrido durante la
acreción de Chaitenia. Para corroborar esta hipótesis se requieren estudios de
signaturas geoquímicas en estas pillow lavas para confirmar o descartar que el
origen de estas rocas sea de subducción o de dorsal oceánica.
6.3. Trilobites de Buill
Los fósiles de trilobites de caleta Buill se encuentran con una
preservación bastante buena, lo que, en conjunto con la poca erosión que se
muestra en la roca que lo alberga ayuda a establecer que la proveniencia de la
roca no es lejana.
Ambos ejemplares estudiados se presentan en una roca negra de grano
muy fino descrita como lutita, distinta a la pizarra que alberga al ejemplar. Esta
diferencia, sumada a que el positivo de la muestra CBL-008 (ver página x) se
desprendió fácilmente y presenta en su cara externa un buen redondeamiento y
no se aprecia gradación con la pizarra, hace definir que el trilobite corresponde
a un intraclasto en la pizarra. Este intraclasto presenta ocasional gradación en
sus bordes de contacto con la pizarra, esto hace pensar en un metamorfismo
diferencial que afecto a la unidad que alberga los trilobites. Para aseverar esta
curiosa situación es necesario realizar nuevas expediciones a la zona con el
objetivo de identificar el estrato de origen de estas rocas para la realización de
láminas delgadas y análisis geoquímicos en estas rocas para determinar si
efectivamente hay metamorfismo regional en la zona.
73
Ambos ejemplares son ubicados en el orden Phacopida. El ejemplar de
la muestra CBL-009, se asigna a la familia Calmonidae y es cf. al género
Pennaia, en base a comparación preliminar con un ejemplar del trabajo de
Perez & Perez-Barría (en revisión); mientras que el asociado a la muestra CBL008 es cf. a la familia Phacopidae, afín al género Drotops.
6.4. Geoquímica mineral.
Los difractogramas de rayos x obtenidos de las muestras de lutita
muestran concordancia entre las fases minerales reconocidas (véase fig. 6.1.).
No obstante, también se observan un cambio en el peak de clorita en las
muestras que se encuentran más expuestas a la alteración de fluidos (e.g. agua
dulce) como lo son las muestras de río Buill (RBL-001) y la extraída de la ladera
del río Huequi (RHU-002). Este mineral de alteración se interpreta como
producto de la alteración de los cristales de biotita, las cuales se observan
alteradas en cortes petrográficos (véase para detalle anexo x).
Otro cambio se observa en los peak de las fases arcillosas (illita y
caolinita) de las muestras de la unidad sedimentaria epizonal de Buill (PzD)
(muestras RBL-001; DFC1-001; FRNA-001), que muestras una mayor
presencia de micas blancas como la fengita. Lo anterior, se interpreta
6.5. Rocas de la costa de la Península
Las rocas encontradas en las localidades de río Buill y caleta Buill
presentan bordes redondeados y tamaño bloque, esto indica que la
proveniencia de estas rocas es cercana. Las rocas del río Buill se encuentran
afectadas por erosión principalmente fluvial, mientras que las rocas de la caleta
Buill se encuentran afectadas tanto por erosión fluvial, debido al transporte
74
previo y por erosión mareal por su depositación en la caleta. Sin embargo, no
se descarta la acción mareal en al interior del río hace años atrás como
tampoco se puede descartar totalmente la erosión nival.
El afloramiento de lutita registrado en las cercanías de la localidad de
Ayacara, de la unidad Tvs (ver pág. x), es asignable por su ubicación y litología
a las rocas superiores de la Fm. Ayacara. Este afloramiento sería de edad
cenozoica. (Solano, 1978).
Para el afloramiento registrado en caleta Poyo existen dos hipótesis para
su ubicación en alguna unidad de la península. La primera es que puede estar
enmarcado en las unidades volcánicas cenozoicas y la segunda, es que podría
pertenecer a andesita basáltica o metabasalto, se puede asociar eventualmente
a formaciones paleozoicas como las metabasitas registradas en el sur de la
península, en la orilla de playa.
75
Figura 6.1. Difractogramas de las lutitas estudidadas en la península Huequi.
76
7. Conclusiones
Se distinguen dos unidades metamórficas principales en la zona de
caleta Buill, estas corresponden a matabasitas y metapelitas, ambas presentan
un grado metamórfico bajo. Ambas unidades se enmarcan en la facie esquisto
verdes de bajo grado.
Petrográficamente las metapelitas corresponden a pizarras de clorita, con
leve foliación y mineralogías de cuarzo, plagioclasa, clorita y mica blanca
principalmente. Mientras que las metabasitas corresponden a metabasaltos de
clorita con cristales principalmente de cuarzo, plagioclasa, piroxeno, anfíbol,
clorita, actinolita y epidota.
El ambiente de depósito de estas rocas encontradas en la península se
establece como un ambiente subacueo, de origen ígneo y sedimentario
tranquilo. Este ambiente se puede encontrar ya sea en lago o mar. Sin
embargo, la presencia de pillow lavas, de matabasitas con retrabajo y clastos
de lutita, hace pensar en que este ambiente se encontró cercano a una zona de
erosión probablemente continental.
El metamorfismo de la península se encuentra asociado a metamorfismo
regional y de contacto, este último se encuentra más intenso hacia el oriente de
la península a medida que las unidades sedimentarias se encuentran próximas
al batolito Norpatagónico. De lo cual se desprende que en la península gradúa
de un menor a un mayor grado metamórfico, aumentando este en las unidades
presentes en el oriente de esta.
77
Los ejemplares fósiles se encuentran en roca sedimentaria de grano muy
fino color negro identificada como lutita.
Se registra nuevo material fósil de la zona, a los cuales se le designan en
el orden Phacopide, permitiendo establecer la edad del Devónico inferior para
estas rocas de los fósiles.
Se tienen muestras con nuevo material fósil no identificado, lo que
eventualmente permitiría aportar nueva fauna fósil a las unidades metapelíticas
de Buill.
En conjunto con los tipos de rocas presentes, el ambiente acuático se
encuentra en los tipos de fósiles que se describen tanto en este trabajo como
en trabajos previos como Levi et al. (1966), Fuenzalida (1979) y Fortey (1992).
El metamorfismo encontrado en las pizarras que se encuentran con
material fósil evidencia un metamorfismo diferencial que afecto a estas rocas,
ya que este afecto de distinta manera al intraclasto en el que se encuentran los
fósiles y a la pizarra que actúa como roca huésped de estos clastos.
La geoquímica mineral presenta variaciones entre las fases arcillosas de
las rocas cenozoicas y las rocas paleozoicas de la zona, siendo posible unir las
unidades disyuntas de caleta Buill y de fiordo Comau mediante estos
resultados.
78
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83
9. Anexos
9.1. ANEXO I: Descripciones Petrográficas.
84
Muestra: CBL-002
Nombre: Pizarra de biotita.
Coordenadas: 42°24´28,03" S; 72°42´2,31" W.
Localidad: Caleta Buill.
Facie: -.
Protolito: Metapelita.
Observaciones:
Roca foliada color gris, de grano muy fino, con textura porfidoblástica. Presenta
granoblastos de cuarzo y en menor medida de plagioclasas.
Los cristales de cuarzo se presentan anhedrales a subhedrales, monocristalino
y policristalino; cuyos tamaños varían desde menos de 0.1 mm en el caso del
cuarzo metamórfico policristalino y de aproximadamente 0.3 mm, en el caso de
los cristales monocristalinos.
Las plagioclasas se encuentran anhedrales, fracturadas y con reemplazo de
sericita.
También se encuentran cristales anhedrales de biotita de tamaños aproximados
de 0.1 mm.
Adicionalmente se encuentran cristales de circones de tamaños menores a 0.5
mm.
84
Muestra: CBL-005
Nombre: Pizarra de biotita
Coordenadas: 42°24´28,03" S; 72°42´2,31" W.
Localidad: Caleta Buill.
Facie: -.
Protolito: Metapelita.
Observaciones:
Roca con textura porfidoblástica de color gris, con matriz de grano fino y blastos
de cuarzo, biotita y moscovita. Tiene un empaquetamiento saturado y un campo
visual de aproximadamente un 50%.
El cuarzo se presenta en granos monocristalinos, de tamaños aproximados de
hasta 1 mm, como también en forma de cuarzo policristalino. Es posible
observarlo foliado.
Las micas blancas corresponden a moscovita de tamaños aproximados de 0.1
mm, con forma subhedrales que se encuentran en una proporción de menos del
5% de la roca.
Las biotitas se observan subhedrales a anhedrales con tamaños menores a 0.2
mm con un hábito micáceo.
Presenta minerales opacos con tamaños variables menores a 0.5 mm; como
también circones.
85
Muestra: CBL-007
Nombre: Pizarra de biotita.
Coordenadas: 42°24´28,03" S; 72°42´2,31" W.
Localidad: Caleta Buill.
Facie: -.
Protolito: Metapelita.
Observaciones:
Roca con textura porfidoblástica, con matriz de color gris oscuro con
granoblastos de plagioclasas y biotitas. La matriz de la roca se encuentra
foliada, con un empaquetamiento de aproximadamente el 40%.
Las plagioclasas se encuentran como cristales de forma subhedrales a
anhedrales, en ocasiones fracturadas, formando microlitos de plagioclasas que
son parte de la matriz.
El cuarzo se encuentra como granos de tamaños variables entre 0.1 y 0.05 mm.
Se presenta como cuarzo monocristalino y microcristalino. Además, se
encuentra en vetillas.
Las biotitas se encuentran anhedrales, de tamaños menores a 0.2 mm, y
principalmente alteradas a clorita.
Se encuentran microcristales de pumpellita, de tamaños menores a 0.2 mm que
principalmente se presentan rellenando espacios.
La roca presenta circones y minerales opacos.
86
Muestra: CBL-007
Nombre: Pizarra de biotita.
Coordenadas: 42°24´28,03" S; 72°42´2,31" W.
Localidad: Caleta Buill.
Facie: -.
Protolito: Metapelita.
Observaciones:
Muestra de grano fino con textura porfidoblástica, en la que los blastos
corresponden a cristales de plagioclasas y cúmulos de cuarzo. La roca presenta
leve pizarrosidad.
Presenta lineaciones oscuras que indican la presencia de materia orgánica.
El cuarzo se presenta en forma de vetillas y en cúmulos metamórficos de sílice,
en tamaños de hasta 0.1 mm. Este mineral se encuentra ocasionalmente
microcristalino.
Se presentan minerales micáceos, tales como biotitas, anhedrales, con
alteraciones a clorita y micas blancas, muy finas y delgadas orientadas. Se
presentan en tamaños de hasta 0.1 mm.
Las plagioclasas se muestran anhedrales. Cuando se presentan como
fenocristales tienen tamaños de hasta 0.1 mm. y se presentan fracturadas.
Cristales de epidotas de tamaños de 0.05 mm se logran apreciar en la muestra.
87
Muestra: DFC2-001
Nombre: Pizarra de andalucita.
Coordenadas: 42°12´49,18" S; 72°37´54,92" W.
Localidad: Fiordo Comau.
Facie: -.
Protolito: Metapelita.
Observaciones:
Roca foliada y bandeamiento presente, con cristales de andalucita inmersos en
una matriz de grano fino, color negro y un empaquetamiento del 50%.
Los cristales de andalucita se presentan euhedrales a subhedrales, siendo
algunos deformados. Algunos cristales se encuentran con su característica cruz
de grafito.
Se encuentran micas blancas (moscovita) siendo parte de la matriz, de formas
anhedrales y de tamaños menores a 0.2 mm.
Se encuentran vetas de cuarzo asociado con sillimanita (fibrolita).
La muestra presenta indicadores cinemáticos asociados a esfuerzos aplicados
a los cristales de andalucita.
88
Muestra: DFC2-002
Nombre:
Coordenadas: 42°12´49,18" S; 72°37´54,92" W.
Localidad: Fiordo Comau.
Facie: -.
Protolito: Metabasita
Observaciones:
Roca con textura porfidoblástica, con cúmulos de cuarzo de tamaños de hasta
0,3 mm. El cuarzo se presenta como cuarzo microcristalino con bordes
suturados. Esta característica se encuentra aislada y no es común en la roca.
Epidotas de tamaños menores a 0,02 mm se encuentran asociados a minerales
de clorita.
Cristales de tremolita con colores anómalos asociada al cuarzo con bordes
suturados.
La matriz de la roca corresponde a mineralogías de clorita y actinolita, siendo
predominante la primera. Los cristales de actinolita se encuentran inmersos en
los nódulos de cuarzo como también en los cuarzos suturados.
89
Muestra: FRN1-001
Nombre: Metabasalto de biotita/metarenisca volcánica.
Coordenadas: 42°26'22.20" S; 72°41'48.60" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: Esquisto verde.
Protolito: Metabasita
Observaciones:
Roca de grano fino, con fenocristales de epidota, plagioclasas, hornblenda,
clinopiroxenos. La roca presenta retrabajo en sus granos minerales.
El cuarzo se presenta en vetillas como en nódulos minerales dentro de la roca.
Las plagioclasas son anhedrales a subhedrales, con tamaños que varían hasta
los 0.6 mm.
Las hornblendas se encuentran fracturadas y anhedrales, con tamaños
variables de hasta 0.5 mm. Los cristales de clinopiroxenos se presentan
anhedrales y con tamaños de hasta 0.7 mm.
Las epidotas se encuentran como cristales de 0.2 mm, inmersos en la matriz de
grano fino. Los minerales de biotita se encuentran alterados a clorita.
La masa fundamental se encuentra serpentinizada, constituida por
microcristales de menos de 0,1 mm.
En el corte se aprecian dos clastos sedimentarios, de grano fino, uno con
cristales de cuarzo en forma de nódulos de tamaños no mayores a 0.3 mm, con
vetillas de cuarzo y algunos cristales de plagioclasa. El segundo clasto es de
grano muy fino, con cristales de tamaños menores a 0.2 mm, con microcristales
color café y vetillas de cuarzo.
90
Muestra: FRN1-002
Nombre: Metabasalto de clorita
Coordenadas: 42°26'22.20" S; 72°41'48.60" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: Esquisto verde.
Protolito: Metabasita
Observaciones:
Roca con mineralogía de micas, clorita, anfíbol, cuarzo, olivino y plagioclasas.
El cuarzo se encuentra microcristalino en la matriz, con tamaños menores a
0.1mm.
La clorita se encuentra en toda la roca, en ocasiones alterando a biotitas como
también con habito masivo. Se encuentra anhedral y de tamaños de hasta 0.4
mm.
Las plagioclasas se encuentran subhedrales, en intercrecimiento con minerales
de olivino. Alcanzan tamaños de hasta 0.7 mm y también se encuentra inmersa
en la matriz en forma de microlitos.
Cristales de olivino de tamaños de hasta 0,8 mm se encuentran fracturados y
anhedrales, se muestran con plagioclasas intercrecidas en sus fracturas, sin
embargo, el hábito tabular de las plagioclasas se alcanza a apreciar.
Micas blancas pequeñas, de tamaños de hasta 0.1 mm, subhedrales se
encuentran en la matriz de la roca.
En la muestra se tienen inclusiones de areniscas que indican un enfriamiento
sindepositacional a la roca madre.
91
Muestra: FRN3-003
Nombre: Metabasalto de biotita.
Coordenadas: 42°26'44.00" S; 72°41'36.40" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: Esquisto Verde.
Protolito: Metabasita
Observaciones:
Roca de textura afanítica, de grano fino con fenocristales de plagioclasa, cuarzo
y clinopiroxenos.
El cuarzo se encuentra como cristales de tamaños aproximados de 0.2 mm,
además, se presenta como cuarzo microcristalino.
Las plagioclasas se encuentran subhedrales a anhedrales; se encuentran como
cristales aislados o como cúmulos de cristales. Algunas se encuentran
alteradas y reemplazadas por sericita en los bordes.
Cristales de clinopirxeno anhedrales, fracturados de tamaños de hasta 0.2 mm.
Las epidotas se encuentran como cristales anhedrales, de tamaños de 0.2 mm.
Cristales de biotitas subhedrales de tamaños aproximados de 0.2 mm.
Se encuentra clorita alterando a biotitas.
La matriz microcristalina se encuentra constituida por cuarzo, plagioclasas y
serpentina.
92
Muestra: FRN3-004
Nombre: Metabasalto de clorita.
Coordenadas: 42°26'44.00" S; 72º41'36.40" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: Esquisto Verde.
Protolito: Metabasita
Observaciones:
Roca con textura afanítica, en la que se identifican cristales de plagioclasa,
olivino, clinopiroxeno, serpentina, y epidotas.
Las plagioclasas se encuentran subhedrales a anhedrales, de tamaños de
hasta 1 mm y fracturadas, con reemplazo ocasional de sericita.
La matriz se encuentra constituida por serpentina microcristalina.
Los cristales de epidota tienen tamaños de hasta 0.3 mm y se encuentran
anhedrales, asociados a clorita ocasionalmente.
Se encuentran cristales de olivinos de hasta 0.2 mm, subhedrales y fracturados.
Clinopiroxenos, subhedrales a anhedrales, fracturados y de tamaños de hasta
0.3 mm se encuentran también como fenocristales.
Se encuentra mineralogía de cuarzo y calcita en las vetillas.
En el corte se nota una alternancia con una roca de grano más fino y de la
misma mineralogía descrita anteriormente. Los cristales de olivino presentan la
mayor diferencia de tamaño, alcanzando los 0.05 mm.
Se asocia a una alternancia producida por el rápido enfriamiento de las rocas.
93
Muestra: FRN5-001
Nombre: Metabasalto de clorita.
Coordenadas: 42°26'4.72" S; 72°41'53.72" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: Esquistos verdes
Protolito: Metabasita
Observaciones:
El corte presenta textura porfidoblástica.
La muestra presenta plagioclasas inmersas en una matriz de grano fino,
también se encuentra cuarzo microcristalino.
El cuarzo se presenta en forma de vetillas como también en cristales en la roca.
Los cristales de plagioclasa se encuentran de tamaños de hasta 5 mm, se
encuentran con reemplazo de sericita y con inclusiones de cuarzo y actinolitas
fibrosas.
Se encuentran cristales de biotita, anhedrales y fragmentados que tienen una
leve alteración a clorita. Las biotita también se encuentran reemplazadas a
clorita.
Las calcitas se observan anhedrales, fracturadas y en contacto con cristales de
plagioclasa y cuarzo. Los tamaños varían hasta 0.2 mm.
La mineralogía opaca se presenta en tamaños menores a 0.3 mm.
La matriz de la roca está compuesta por cuarzo, plagioclasas y serpentina.
94
Muestra: FRN5-002
Nombre: Metabasalto de clorita.
Coordenadas: 42°26'4.72" S; 72°41'53.72" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: Esquistos verdes
Protolito: Metabasita
Observaciones:
Roca con matriz microcristalina color gris oscuro, con un campo visual de un
35%. Presenta textura porfidoblástica, sin embargo, no tiene lineación ni
foliación.
El cuarzo se presenta como granos minerales de forma policristalina y
microcristalina; como también en la matriz.
Las plagioclasas de encuentran subhedrales, maclados y de tamaños de hasta
1.5 mm. Algunas presentan reemplazo de sericita en su núcleo.
Se presentan hornblendas en forma tabular, fracturadas y subhedrales.
Se encuentran enstatitas, subhedrales, fracturadas y con vetillas de clorita.
Se encuentra clorita, como producto de la alteración a cristales de biotita.
Se presentan epidotas tabulares, anhedrales y fracturadas.
Cristales de actinolita se presentan en los cristales de plagioclasa, tienen
tamaños de has 0.3 mm.
Se encuentran cristales anhedrales de calcita, con tamaños de hasta 1.5 mm.
Se encuentra asociado a cristales de cuarzo recristalizado.
Asociado a los cristales de cuarzo se encuentra talco. En la muestra se
presenta mineralogía opaca.
95
Muestra: FRN6-001
Nombre: Metabasalto de hornblenda
Coordenadas: 42°25'58.18" S; 72°41'58.86" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: ---Protolito: Metabasita
Observaciones:
Roca de textura granoblástica con matriz microcristalina conformada por
microlitos de plagioclasas con blastos de piroxenos, anfíboles y sílice.
Los cristales de clinopiroxenos corresponden a augitas. Estas se presentan
fracturadas y anhedrales con tamaños entre menos de 0.1 y 0.5 mm.
Los ortopiroxenos se encuentran en un menor porcentaje que los
clinopiroxenos; al igual que estos se encuentran fracturados, subhedrales, con
tamaños de hasta 0.3 mm, en contacto con cristales de clinopiroxeno.
Las hornblendas se presentan anhedrales, con tamaños menores a 0.2 mm.
En la roca se encuentran clastos de areniscas finas con microcristales de
cuarzo.
96
Muestra: FRN6-002
Nombre: Pizarra de moscovita.
Coordenadas: 42°25'58.18" S; 72°41'58.86" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: Esquisto Verde.
Protolito: Metapelita.
Observaciones:
Roca color gris, con leve foliación, de grano fino, con textura granoblástica, con
nódulos de cuarzo y cristales de plagioclasas que son reconocidos como
blastos.
Los cristales de cuarzo se encuentran en vetillas y como nódulos de tamaños
de hasta 0.2 mm, inmersos en la matriz de grano fino.
Las plagioclasas se observan subhedrales, fracturadas, con reemplazo de
sericita y con tamaños relativos a 0.3 mm.
Los cristales de epidotas se encuentran subhedrales y con tamaños
aproximados de 0.2 mm.
Cristales de calcita se encuentran en vetillas, de formas anhedrales y con
tamaños relativos a 0.2 mm.
Cristales de micas blancas se encuentran en la matriz de grano fino,
constituyendo una leve foliación, que orienta los cristales micáceos.
Adicionalmente, en la roca se reconocen minerales oxidados.
97
Muestra: FRN7-001
Nombre: Metabasalto de hornblenda.
Coordenadas: 42°26'9.98" S; 42°26'9.98" W.
Localidad: Fiordo Reñihue.
Facie: Esquistos verdes.
Protolito: Metabasita
Observaciones:
Roca con textura porfidoblástica, con blastos de plagioclasas.
Las plagioclasas tienen tamaños de hasta 1 mm y se encuentran reemplazadas
a sericita; se presentan fracturadas y subhedrales.
El cuarzo se presenta la roca como vetillas y en menor medidas como cristales
pertenecientes a la matriz de la roca.
Cristales de biotitas alteradas a clorita, de formas anhedrales y fragmentados
con tamaños de 0.5 mm.
La matriz de la roca se encuentra compuesta en parte por serpentina
microcristalina.
También se encuentran hornblendas anhedrales de tamaños de hasta 0.1 mm
Cristales de clorita se encuentran asociados a epidotas y plagioclasas, con
tamaños de 0.1 mm. Las epidotas presentan tamaños de 0.2 mm,
principalmente subhedrales, se encuentran asociados a las cloritas.
Cristales de actinolitas se encuentran como inclusiones en forma fibrosa en
cristales de plagioclasas.
Adicionalmente, la muestra presenta mineralogía opaca de tamaños
aproximados de hasta 0.3 mm.
98
9.2. ANEXO II: Difracción de rayos X.
99
RHU-002
100
DFC1-002
101
RBL-001
102
FRNA-001
103
Felipe Ortiz