CONSTANZA INÉS ARRAÑO VARGAS - CORE
Transcript of CONSTANZA INÉS ARRAÑO VARGAS - CORE
Universidad Andrés Bello
Facultad de Ingeniería
Geología
ESTUDIO DE ROCAS CRETÁCICAS APARENTEMENTE PEPERÍTICAS EN CERCANÍAS DE PUERTO INGENIERO
IBÁÑEZ (~46°17’S), REGIÓN DE AYSÉN, CHILE
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGA
CONSTANZA INÉS ARRAÑO VARGAS
Profesor guía:
Manuel Suárez Dittus
Miembros de la comisión:
Jean-Baptiste Gressier
Carlos Ramírez Ramírez
Santiago de Chile
2018
i
Estudio de rocas Cretácicas aparentemente peperíticas en cercanías
de Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17’S), Región de Aysén, Chile
Peperita es un término textural comúnmente utilizado para describir rocas
clásticas que comprenden componentes ígneos y sedimentarios, formadas por
procesos de fragmentación magmática y mezcla con sedimentos no
consolidados, típicamente húmedos. Rocas con texturas peperíticas han sido
descritas por diversos autores hasta el día de hoy, sin embargo se han
observado características que no se consideran dentro del término.
El presente trabajo expone un estudio tanto microscópico como
macroscópico de un afloramiento compuesto por lutitas negras Cretácicas que
han sido intruídas por un cuerpo magmático diorítico hipabisal, que presenta
texturas peperíticas. Las lutitas pertenecientes a la Formación Katterfeld
(Valanginiano-Hauteriviano), se encuentran en los alrededores de Puerto
Ingeniero Ibáñez (~46°17‘S).
En el afloramiento bajo estudio se hallaron estructuras que evidencian un
estado consolidado previo a la intrusión. A su vez, se realizó una datación
radiométrica en circones del cuerpo intrusivo, que resulta en una diferencia de
50 Ma con la roca de caja, lo que indicaría la generación de texturas peperíticas
en roca consolidada. Los procesos de mezcla y fragmentación magmática que
originan a una peperita se evidencian en el afloramiento mediante los clastos
juveniles inmersos en la roca de caja. Además, se interpreta que la mezcla de
ambos componentes fue promovida por fluidos hidromagmáticos transportados
durante el emplazamiento de la intrusión, los cuales a su vez generaron una
brechización en las lutitas correspondientes a la roca de caja.
Dado lo anterior, en este trabajo se propone una modificación a la
definición del término peperita. Se sugiere que se utilice para referirse a rocas
formadas por una unidad magmática que se ha fragmentado in situ con una
unidad sedimentaria, independiente de su estado de consolidación,
evidenciando una interacción dinámica entre ambos componentes.
En base a la definición propuesta, se concluye la existencia de dos tipos
de peperitas: las ―tipo S‖, en donde el cuerpo ígneo asociado interactúa con
sedimento húmedo o seco; y ―tipo L‖, para referirse a aquellas emplazadas en
rocas litificadas. Esta definición permitiría comprender de mejor forma el origen
de estas rocas.
ii
Study of apparently peperitic Cretaceous rocks near Puerto
Ingeniero Ibáñez (~46°17'S), Aysén Region, Chile
Peperite is a textural term commonly used to describe clastic rocks that
contain igneous and sedimentary components. These are formed by processes
of magmatic fragmentation and mingling with unconsolidated, typically wet
sediments. Several studies have described rocks with peperitic textures.
Nevertheless, research has failed to englobe the described characteristics into
the term.
In this thesis an outcrop composed of Cretaceous black shales has been
studied at a microscopic and macroscopic level. The shales have been intruded
by a hypabyssal dioritic magmatic body, which presents peperitic textures. The
shales belonging to the Katterfeld Formation (Valanginian-Hauterivian) are
located near Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17'S).
Structures with a consolidated state prior the intrusion were found in the
outcrop under study. Moreover, a radiometric dating was made in zircons of the
intrusive body. As a result, a difference of 50 Ma with the host rock was found,
which would indicate the generation of peperitic textures in consolidated rock.
The mingling and magmatic fragmentation processes that form a peperite are
evidenced in the outcrop by juvenile clasts immersed in the host rock.
Furthermore, it is interpreted that the mixture of both components was promoted
by hydromagmatic fluids transported during the emplacement of the intrusion.
This intrusion generates a breccia in the host rock.
Based on the above, this work proposes to modify the term peperite. It is
suggested to use the term when referring to rocks formed by a magmatic unit
that has been fragmented in situ with a sedimentary unit, independently of its
state of consolidation, evidencing a dynamic interaction between both
components.
Given the proposed definition, the existence of two types of peperites is
concluded: type S, where the associated igneous body interacts with wet or dry
sediment; and type L, to refer to those emplaced in lithified rocks. This definition
allows for a better understanding on the origin of these rocks.
iii
AGRADECIMIENTOS
Gracias en primera instancia a mis padres, por el incondicional apoyo a
lo largo de mi trayectoria como estudiante, por apoyarme en el cambio de
Universidad y carrera, sin ellos nada de esto hubiera sido posible. También
agradecerles por el amor entregado, y no me refiero únicamente al cariño
recibido, si no al amor que le entregan a todo: a la naturaleza, al trabajo propio
y al del resto, a las cosas simples de la vida y mucho más, gracias a eso soy lo
que soy hoy en día. Agradecerles a mis hermanos, al Feli por ser siempre un
ejemplo a seguir, estoy orgullosísima de él y de todos sus logros. Eres seco y
me inspiras a seguir mis sueños! A la Sofi por ser una chicoca que irradia
energía, que a pesar de que me saca canas verdes cuando estudio, me alegra
la vida (y gracias por escuchar millones de veces mi defensa final!!!).
Al proyecto FIC Aysén 40000501 por financiar el presente estudio, sobre
todo a los profesores Manuel y Jean-Baptiste por depositar su confianza en mí
para formar parte de la investigación. A los que conformaron el grupo de
terreno: Mati, Gabo, Cami y al profe Herne por brindarnos ayuda durante la
campaña, una experiencia inolvidable.
A todos los profes que me han enseñado, acompañado y ayudado a lo
largo de mis 5 años de carrera, especialmente a Reynaldo Charrier, Pancho
Hervé y Francisco Fuentes, se les nota cuanto les gusta lo que hacen, y eso se
agradece muchísimo.
Como no agradecer también a los compañeros de tan linda carrera, por
los terrenos vividos, las cervezas y vinos compartidos. Además de las grandes
amistades aquí formadas, para qué nombrarlos si ellos ya lo saben.
A mis amigas incondicionales de toda la vida (Maki, Chiu, Cami, Coni,
Klauditz) por dejar de invitarme a carretear y así hacer más fácil mi estudio
JAJAJ. Las amo afírmense que vuelvo con todo! En especial a la Makito por ser
mi asesora en la edición de imágenes.
Finalmente agradecer a mi watontin por bancarme, aguantarme y
quererme a pesar de ser una maña con patas durante todo este último año de
carrera (espero que solo haya sido este año jijiji).
iv
ÍNDICE DE CONTENIDOS
ÍNDICE DE FIGURAS ............................................................................................. VII
I. INTRODUCCIÓN ............................................................................................... 1
I.1 Presentación ...................................................................................................... 1
I.2 Problemática ...................................................................................................... 3
I.3 Objetivos ............................................................................................................ 4
I.3.1 Objetivos Generales ................................................................................... 4
I.3.2 Objetivos Específicos ................................................................................. 4
I.4 Metodología ....................................................................................................... 4
I.4.1 Trabajo Pre-Terreno ................................................................................... 5
I.4.2 Trabajo de Terreno ..................................................................................... 5
I.4.3 Trabajo Post-Terreno o de Gabinete .......................................................... 8
I.5 Ubicación y Vías de Acceso .............................................................................. 9
II. MARCO GEOLÓGICO .................................................................................... 11
II.1 Evolución Tectónica ......................................................................................... 11
II.2 Estratigrafía Local ............................................................................................ 13
II.2.1 Complejo Metamórfico .............................................................................. 14
II.2.2 Unidades Estratificadas ............................................................................ 14
II.2.3 Unidades Intrusivas .................................................................................. 20
II.2.4 Depósitos Cuaternarios ............................................................................ 23
III. MARCO TEÓRICO .......................................................................................... 25
III.1 Etimología del término ―Peperita‖ .................................................................... 25
v
III.2 Ambientes Relacionados ................................................................................. 27
III.3 Características de las Peperitas ...................................................................... 27
III.4 Clasificación y Descripción de sus Componentes ........................................... 29
III.4.1 Peperitas de Bloque ................................................................................. 30
III.4.2 Peperitas Globulares ................................................................................ 31
III.4.3 Peperitas Mixtas ....................................................................................... 31
III.4.4 Otras Ocurrencias..................................................................................... 33
III.4.5 Sedimento Huésped ................................................................................. 33
III.5 Procesos Involucrados en la Formación de Peperitas ..................................... 35
III.5.1 Fragmentación del Magma ....................................................................... 36
III.5.2 Fluidización del Sedimento ....................................................................... 41
III.6 Identificación de las Peperitas ......................................................................... 44
IV. RESULTADOS ................................................................................................ 47
IV.1 Aspectos Generales ........................................................................................ 47
IV.2 Descripción del Afloramiento ........................................................................... 51
IV.2.1 Descripción del Contacto Inferior .............................................................. 55
IV.2.2 Descripción del Contacto Superior ........................................................... 59
IV.2.3 Descripción del Contacto Lateral .............................................................. 61
IV.3 Dataciones ....................................................................................................... 63
IV.4 Interpretación ................................................................................................... 64
IV.5 Peperita Los Molles ......................................................................................... 65
IV.5.1 Ubicación y Vías de Acceso ..................................................................... 65
IV.5.2 Aspectos Generales ................................................................................. 66
IV.5.3 Descripción General del Afloramiento ...................................................... 68
IV.5.4 Evidencias de Peperita ............................................................................. 71
vi
IV.5.5 Interpretación ............................................................................................ 74
V. DISCUSIÓN ..................................................................................................... 75
V.1 Definición ......................................................................................................... 75
V.1.1 Sentido Descriptivo ................................................................................... 75
V.1.2 Sentido Genético ...................................................................................... 76
V.1.3 ―Peperita Modelo‖, Los Molles .................................................................. 78
V.2 Brechización de la Roca de Caja, Puerto Ingeniero Ibáñez ............................. 78
V.3 Clasificación del Afloramiento, Puerto Ingeniero Ibáñez .................................. 78
V.4 Identificación de Peperita................................................................................. 80
VI. CONCLUSIÓN ................................................................................................. 83
Trabajos Futuros ..................................................................................................... 84
VII. REFERENCIAS ............................................................................................... 85
ANEXO I: DISTINCIÓN DE PEPERITAS CON OTROS TIPOS DE ROCA .......... 106
vii
ÍNDICE DE FIGURAS
FIGURA 1. 1 MAPA ESQUEMÁTICO DE LA PLACA SUDAMERICANA Y LAS PLACAS
OCEÁNICAS DEL PACÍFICO, MOSTRANDO LOS CUATRO SEGMENTOS VOLCÁNICOS
ACTIVOS DE LOS ANDES (TOMADO DE STERN, 2004). ............................................. 3
FIGURA 1. 2 UBICACIÓN DE LA ZONA DE ESTUDIO EN DONDE SE MUESTRAN LAS
PRINCIPALES LOCALIDADES CERCANAS. A: MAPA DE LA CUENCA AUSTRAL
(MODIFICADO DE DEMANT ET AL., 2010). B: MAPA DE UBICACIÓN DEL ESTERO
LECHOSO EN EL MARGEN NORTE DEL LAGO GENERAL CARRERA, CHILE
(MODIFICADO DE AGUIRRE ET AL., 2007). EN ASTERISCO ROJO SE OBSERVA EL
ÁREA DE ESTUDIO. .................................................................................................. 9
FIGURA 2. 1 ETAPAS SIMPLIFICADAS DE LA EVOLUCIÓN GEOLÓGICA EN PATAGONIA,
SUCESIÓN ESTRATIGRÁFICA DE LA REGIÓN DE AYSÉN (MODIFICADO DE CHARRIER
ET AL., 2007; BASADO EN DIVERSOS AUTORES, VER TEXTO). .................................. 13
FIGURA 2. 2 ESTRATIGRAFÍA GENERALIZADA DEL JURÁSICO-CRETÁCICO AL ESTE DE LA
CORDILLERA PATAGÓNICA CENTRAL, CHILE (TOMADA DE SUÁREZ ET AL., 2009). .... 17
FIGURA 2. 3 MAPA GEOLÓGICO DE LOS ALREDEDORES DE PUERTO INGENIERO IBÁÑEZ.
EN ROJO SE ENMARCA EL ÁREA DE ESTUDIO INDICANDO LAS PRINCIPALES
UNIDADES DESCRITAS (MODIFICADO DE QUIROZ Y BRUCE 2010). ........................... 24
FIGURA 3. 1 CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LOS DOMINIOS DE PEPERITAS
(MODIFICADO DE SKILLING ET AL., 2002). .............................................................. 29
FIGURA 3. 2 MORFOLOGÍA DE LOS CLASTOS JUVENILES (MODIFICADO DE SKILLING ET
AL., 2002). .......................................................................................................... 32
viii
FIGURA 3. 3 EVIDENCIA DE LA NATURALEZA NO CONSOLIDADA DEL SEDIMENTO
HUÉSPED (MODIFICADO DE SKILLING ET AL., 2002). ................................................ 35
FIGURA 3. 4 GENERACIÓN DE CLASTOS JUVENILES (MODIFICADO DE SKILLING ET AL.,
2002). ................................................................................................................ 40
FIGURA 3. 5 MEZCLA DE CLASTOS JUVENILES Y SEDIMENTO HUÉSPED (MODIFICADO DE
SKILLING ET AL., 2002). ........................................................................................ 43
FIGURA 3. 6 ESQUEMAS IDEALIZADOS DE LAS CARACTERÍSTICAS DISTINTIVAS DE
PEPERITAS. LAS CRUCES REPRESENTAN UN CUERPO INTRUSIVO O UN FLUJO DE
LAVA CRISTALIZADA, LA FALTA DE CRUCES INDICA ENFRIAMIENTO. A) CONTACTO
ENTRE UN DIQUE CON PEPERITA GLOBULAR Y SEDIMENTOS, ALTAMENTE
DISCORDANTE A LA ESTRATIFICACIÓN. B) DESTRUCCIÓN COMPLETA DE LAS
ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS EN EL MARGEN DE UNA PEPERITA CON TEXTURA DE
BLOQUES. LOS CLASTOS DE BLOQUE MUESTRAN CONTACTO GRADACIONAL CON EL
CUERPO INTRUSIVO PRINCIPAL. C) INCLUSIONES DE SEDIMENTOS ATRAPADOS EN EL
INTERIOR DE LA INTRUSIÓN. D) CONTACTO DE ENFRIAMIENTO DE INTRUSIONES
PEPERÍTICAS CON UN DIQUE SEDIMENTARIO EN BLOQUE. E) SEDIMENTOS
ENDURECIDOS O ALTERADOS EN LA ZONA PEPERÍTICA MOSTRADOS POR LÍNEAS
ONDULADAS. F) PEPERITA DE CLASTO MIXTO (DE BLOQUE Y GLOBULAR) (TOMADO
DE DOWNEY, 2017). ............................................................................................ 46
FIGURA 4. 1 UBICACIÓN DEL AFLORAMIENTO EN ESTUDIO. SE OBSERVA LA
ORIENTACIÓN NE-SW DEL ARROYO AGUAS SALVADORAS (LÍNEA AMARILLA).LOS
AFLORAMIENTOS PEPERÍTICOS SE ENCUENTRAN INDICADOS EN ROJO, LA ESTRELLA
MARCA EL AFLORAMIENTO PRINCIPAL DE ESTUDIO Y EL CÍRCULO EL AFLORAMIENTO
UBICADO EN LA ZONA SUPERIOR DE LA QUEBRADA. MODIFICADA DE GOOGLE
EARTH. ............................................................................................................... 49
ix
FIGURA 4. 2 SIMBOLOGÍA EMPLEADA PARA LA CONSTRUCCIÓN DE LA COLUMNA
ESTRATIGRÁFICA DEL ÁREA DE ESTUDIO EXPUESTA EN LA PÁGINA SIGUIENTE. ............ 49
FIGURA 4. 3 IMAGEN COMPUESTA. A LA IZQUIERDA SE APRECIA LA COLUMNA
ESTRATIGRÁFICA TOTAL DEL ÁREA DE ESTUDIO. Y A LA DERECHA UNA COLUMNA
DETALLADA DE LA FORMACIÓN KATTERFELD, EN DONDE SE OBSERVAN DOS
CONTACTOS APARENTEMENTE PEPERÍTICOS SEPARADOS POR UNA SUCESIÓN
SEDIMENTARIA DE APROXIMADAMENTE 100 METROS DE ESPESOR. LEYENDAS Y
SIMBOLOGÍAS SE ENCUENTRAN EN LA PÁGINA ANTERIOR (ARRAÑO Y ORMAZÁBAL;
EN ORMAZÁBAL, 2018). ........................................................................................ 50
FIGURA 4. 4 MICROFOTOGRAFÍA DEL CUERPO INTRUSIVO. LA FOTOGRAFÍA DE LA
IZQUIERDA TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE LA DERECHA A NÍCOLES
CRUZADOS. SE MUESTRAN LOS FENOCRISTALES DE PLAGIOCLASAS Y ANFÍBOLAS
INMERSAS EN UNA MATRIZ MICROCRISTALINA CRECIDA COMPUESTA
PRINCIPALMENTE DE PLAGIOCLASAS Y EN MENOR PROPORCIÓN FELDESPATO. SE
PUEDEN OBSERVAR LOS FENOCRISTALES DE PLAGIOCLASAS AGRUPADAS EN
CÚMULOS GENERANDO UNA TEXTURA GLOMEROPORFÍRICA. ..................................... 51
FIGURA 4. 5 CUERPO INTRUSIVO HIPABISAL DE COMPOSICIÓN MICRODIORÍTICA QUE
PRESENTA DISYUNCIÓN COLUMNAR (LÍNEAS ROJAS). EN A SE OBSERVA UNA
DISPOSICIÓN RADIAL EN LAS COLUMNAS, CON DIACLASAS PERPENDICULARES AL
CONTACTO, INDICANDO EL BORDE O SUPERFICIE DE ENFRIAMIENTO MARCADO EN LA
FOTO (LÍNEA AMARILLA), EN EL CONTACTO SW DEL AFLORAMIENTO PRINCIPAL DE
ESTUDIO. EN B SE MUESTRA LA DISYUNCIÓN COLUMNAR DEL INTRUSIVO PRESENTE
EN EL SEGUNDO AFLORAMIENTO APARENTEMENTE PEPERÍTICO AL NE DE LA
QUEBRADA. LA FLECHA DE COLOR CELESTE INDICA LA CAÍDA DE AGUA. ..................... 53
x
FIGURA 4. 6 ESQUEMA DEL AFLORAMIENTO EN ESTUDIO. LOS NÚMEROS INDICAN LAS
DIFERENTES ZONAS A LO LARGO DEL CONTACTO ENTRE LA ROCA DE CAJA (LT) Y EL
CUERPO INTRUSIVO (IX), QUE SERÁN ESTUDIADAS DE MANERA INDEPENDIENTE: 1)
CONTACTO ―INFERIOR‖. 2) CONTACTO ―SUPERIOR‖. 3) CONTACTO ―LATERAL‖. A:
DISYUNCIÓN COLUMNAR DEL INTRUSIVO. B: FOLIACIÓN TECTÓNICA DE LA ROCA DE
CAJA. C: BRECHIZACIÓN DEL INTRUSIVO. D: FRAGMENTOS DE LUTITA FOLIADOS
INMERSOS EN EL INTRUSIVO. E: CLASTO JUVENIL CON INCLUSIONES DE LUTITA EN
SU INTERIOR. F: BRECHIZACIÓN DE LA ROCA DE CAJA. G: CLASTOS JUVENILES
INMERSOS EN LA ROCA DE CAJA. H: AUMENTO DE LA ZONA DEL CONTACTO
INFERIOR, MOSTRANDO LA DISMINUCIÓN GRANULOMÉTRICA DE LOS CRISTALES DE
PLAGIOCLASAS DEL INTRUSIVO. ELABORACIÓN PROPIA. ........................................... 54
FIGURA 4. 7 INCLUSIONES DE LUTITA PREVIAMENTE FOLIADAS EN EL CUERPO INTRUSIVO
OBSERVADAS EN LA ZONA DEL CONTACTO INFERIOR. A: FOTOGRAFÍA SIN
MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, LAS LÍNEAS ROCAS DISCONTINUAS
REPRESENTAN LA FOLIACIÓN PRESENTE EN LAS INCLUSIONES DE LUTITA. .................. 56
FIGURA 4. 8 BRECHIZACIÓN DEL CUERPO INTRUSIVO OBSERVADO EN LA ZONA DEL
CONTACTO INFERIOR, EL MATERIAL DE RELLENO SE OBSERVA DE COLOR GRIS. A:
FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, LAS LÍNEAS ROJAS
DISCONTINUAS ENMARCAN LA ZONA DE BRECHIZACIÓN. ........................................... 57
FIGURA 4. 9 MICROFOTOGRAFÍA DEL CONTACTO INFERIOR DEL AFLORAMIENTO DE
ESTUDIO. LA FOTOGRAFÍA DE LA IZQUIERDA TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE
LA DERECHA A NÍCOLES CRUZADOS. SE OBSERVAN LOS 3 COMPONENTES
INVOLUCRADOS EN EL CONTACTO; LA LUTITA BRECHIZADA (LT), LA MICRODIORITA DE
ANFÍBOLA (IX) Y EL MATERIAL DE RELLENO ENTRE AMBOS CUERPOS (MR)
COMPUESTO PRINCIPALMENTE POR MICROLITOS DE PLAGIOCLASAS. ......................... 58
xi
FIGURA 4. 10 MICROFOTOGRAFÍA DE LA LUTITA PRESENTE EN LA ZONA DEL CONTACTO
INFERIOR DEL AFLORAMIENTO DE ESTUDIO. LA FOTOGRAFÍA DE LA IZQUIERDA
TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE LA DERECHA A NÍCOLES CRUZADOS. SE
OBSERVA LA BRECHIZACIÓN DE LA LUTITA GENERANDO LAS TEXTURAS TIPO PUZLE
(―JIGSAW-FIT‖). .................................................................................................... 58
FIGURA 4. 11 IMAGEN COMPUESTA DEL CONTACTO SUPERIOR DEL AFLORAMIENTO DE
ESTUDIO. A: MUESTRA EL CONTACTO SUPERIOR DESDE EL CONTACTO LATERAL. B:
FOTO AUMENTADA DEL SECTOR 4.11 A ENMARCADO EN COLOR AMARILLO. SE
PUEDE OBSERVAR LO IRREGULAR DE LAS INCLUSIONES ÍGNEAS, CON BORDES
CÓNCAVOS Y TERMINACIONES EN PUNTA COMO ALFILER, ADEMÁS SE OBSERVA LA
BRECHIZACIÓN PRESENTE EN LA LUTITA. ................................................................ 60
FIGURA 4. 12 MICROFOTOGRAFÍA DE LA BRECHA DE LUTITA (LT) UBICADA EN EL
CONTACTO SUPERIOR DEL AFLORAMIENTO DE ESTUDIO. LA FOTOGRAFÍA DE LA
IZQUIERDA TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE LA DERECHA A NÍCOLES
CRUZADOS. SE PUEDE OBSERVAR COMO LA ESMECTITA (SM) SE ENCUENTRA
RELLENANDO LOS ESPACIOS GENERADOS ENTRE LOS CLASTOS DE LA LUTITA. ........... 60
FIGURA 4. 13 GLÓBULO IRREGULAR DEL CUERPO MAGMÁTICO INMERSO EN LA ROCA DE
CAJA, UBICADO EN LA ZONA DEL CONTACTO LATERAL DEL AFLORAMIENTO DE
ESTUDIO. A: FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, LA
LÍNEA AMARILLA DISCONTINUA ENCIERRA LA INCLUSIÓN MAGMÁTICA. ........................ 61
FIGURA 4. 14 INCLUSIÓN MAGMÁTICA EN LA ROCA DE CAJA QUE A SU VEZ PRESENTA
SEGUNDAS INCLUSIONES DE LUTITA EN SU INTERIOR, OBSERVADA EN LA ZONA DEL
CONTACTO LATERAL DEL AFLORAMIENTO DE ESTUDIO. A: FOTOGRAFÍA SIN
MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, LA LÍNEA AMARILLA DISCONTINUA
ENCIERRA LA INCLUSIÓN MAGMÁTICA. .................................................................... 62
xii
FIGURA 4. 15 CONTACTO SINUOSO ENTRE LA ROCA DE CAJA Y EL CUERPO MAGMÁTICO,
ADEMÁS SE OBSERVA LA BRECHIZACIÓN DE LA LUTITA UBICADA EN LA ZONA DEL
CONTACTO LATERAL. A: FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA
MODIFICADA, CONTACTO INDICADO CON LÍNEA AMARILLA DISCONTINUA. .................... 62
FIGURA 4. 16 MICROFOTOGRAFÍA DE LA BRECHIZACIÓN PRESENTE EN UNA INCLUSIÓN
DE LUTITA INMERSA EN EL CUERPO MAGMÁTICO PRESENTE EN LA ZONA DEL
CONTACTO LATERAL DEL AFLORAMIENTO DE ESTUDIO. LA FOTOGRAFÍA DE LA
IZQUIERDA TOMADA A NÍCOLES PARALELOS Y LA DE LA DERECHA A NÍCOLES
CRUZADOS. SE OBSERVAN LOS FRAGMENTOS DE LUTITA BRECHIZADOS INMERSOS
EN UNA MATRIZ DE CALCITA, ESMECTITA, PREHNITA, CUARZO Y ALBITA. ..................... 63
FIGURA 4. 17 UBICACIÓN DE LA ―PEPERITA LOS MOLLES‖ (GLOBO CELESTE), UBICADA
EN EL BIOPARQUE PUQUÉN (GLOBO ROJO), LOS MOLLES. EL SENDERO COSTA SE
ENCUENTRA SEÑALADO DE COLOR ROSADO DESDE LA ENTRADA DEL PARQUE HASTA
EL AFLORAMIENTO ―PEPERITA LOS MOLLES‖. ......................................................... 66
FIGURA 4. 18 AFLORAMIENTO EN ESTUDIO EJEMPLAR DE PEPERITA, DENOMINADA PARA
ESTE TRABAJO COMO ―PEPERITA LOS MOLLES‖, UBICADA EN EL BIOPARQUE
PUQUÉN, LOS MOLLES. SE OBSERVA CON LÍNEAS DISCONTINUAS DE COLOR ROJO
EL CONTACTO ENTRE EL CUERPO INTRUSIVO (IX) Y LA ROCA DE CAJA (RC), ADEMÁS
SE OBSERVA COMO EL CUERPO INTRUSIVO SE PRESENTA EN FORMA DE DIQUES EN
CIERTOS SECTORES. LAS LÍNEAS DISCONTINUAS DE COLOR VERDE REPRESENTAN LA
ESTRATIFICACIÓN ORIGINAL (SO) DE LA ROCA DE CAJA. ........................................... 67
xiii
FIGURA 4. 19 GRADACIÓN DESDE EL CUERPO MAGMÁTICO HOMOGÉNEO (IX) A BRECHAS
CON CLASTOS JUVENILES EN LAS CERCANÍAS DEL CONTACTO (LÍNEA CONTINUA DE
COLOR AMARILLO) CON LA LUTITA (LT). LA FLECHA INDICA EL SENTIDO DE DICHA
GRADACIÓN. SE PUEDE OBSERVAR UNA VARIACIÓN EN LA TEXTURA DE LA ROCA
HUÉSPED, DESDE UNA TEXTURA ENDURECIDA Y HOMOGÉNEA EN LA ZONA DE
BRECHA (ENTRE LA LÍNEA CONTINUA Y LA DISCONTINUA DE COLOR AMARRILLO), EN
CONTRASTE CON LA ESTRATIFICADA ORIGINAL (SO) PRESENTE EN LAS ZONAS MÁS
DISTALES DEL CONTACTO. A: FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA
MODIFICADA, MOSTRANDO LOS DIFERENTES ELEMENTOS ANTES MENCIONADOS. ........ 69
FIGURA 4. 20 GRADACIÓN DESDE EL CUERPO MAGMÁTICO HOMOGÉNEO (IX) A BRECHAS
CON CLASTOS JUVENILES EN LAS CERCANÍAS DEL CONTACTO (LÍNEA CONTINUA DE
COLOR AMARILLO) CON LA LUTITA (LT). LA FLECHA INDICA EL SENTIDO DE DICHA
GRADACIÓN. SE PUEDE OBSERVAR COMO LA BRECHA Y LOS CLASTOS JUVENILES
SIGUEN DE FORMA PARALELA AL CONTACTO ENTRE EL CUERPO MAGMÁTICO Y LA
ROCA DE CAJA (LÍNEA DISCONTINUA DE COLOR AMARILLO). A: FOTOGRAFÍA SIN
MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, MOSTRANDO LOS DIFERENTES
ELEMENTOS ANTES MENCIONADOS......................................................................... 70
xiv
FIGURA 4. 21 CONTACTO (LÍNEA DE COLOR AMARILLO) ENTRE EL CUERPO INTRUSIVO
(IX) Y LA LUTITA (LT), SE OBSERVA UNA INCLUSIÓN DE LA ROCA DE CAJA
(ENCERRADA DE COLOR AZUL) QUE ADEMÁS PRESENTA VARIOS CLASTOS JUVENILES
PROVENIENTES DEL CUERPO MAGMÁTICO ASOCIADO. LOS NÚMERO 1 Y 2
SEPARADOS POR LA LÍNEA DISCONTINUA DE COLOR AMARILLO INDICAN ZONAS CON
DISTINTO COMPORTAMIENTO: EL SECTOR 1 PRESENTA CLASTOS JUVENILES
INMERSOS EN LA ROCA DE CAJA EVIDENCIANDO EL TRANSPORTE Y LA FLUIDIZACIÓN
DEL SEDIMENTO HUÉSPED MEDIANTE LA DESTRUCCIÓN DE LA ESTRATIFICACIÓN
ORIGINAL DE LA ROCA DE CAJA (SO); MIENTRAS QUE EN EL SECTOR 2 SE OBSERVA
LA ESTRATIFICACIÓN ORIGINAL INDICADA CON LÍNEAS DISCONTINUAS DE COLOR
VERDE, SIN LA PRESENCIA DE CLASTOS JUVENILES INMERSOS EN LA ROCA DE CAJA.
A: FOTOGRAFÍA SIN MODIFICACIONES. B: FOTOGRAFÍA MODIFICADA, MOSTRANDO
LOS DIFERENTES ELEMENTOS ANTES MENCIONADOS. .............................................. 72
FIGURA 4. 22 DIQUES SEDIMENTARIOS DE 4 A 20 CM DE ANCHO APROXIMADAMENTE
QUE CORTAN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS PRESENTES EN EL AFLORAMIENTO DE
ESTUDIO PEPERITA LOS MOLLES. EN B SE PUEDE OBSERVAR LA TEXTURA DE
BLOQUE TÍPICA DE PUZLE (―JIGSAW-FIT‖). ............................................................... 73
FIGURA 4. 23 FOTO AUMENTADA DE LA FIGURA 4.22 B, EN DONDE SE OBSERVA UN
DIQUE SEDIMENTARIO CON FRAGMENTOS DEL INTRUSIVO PRESENTANDO LA
TEXTURA DE BLOQUE TÍPICA DE PUZLE (―JIGSAW-FIT‖). ............................................ 73
FIGURA 5. 1 MODELO DE MAPA CONCEPTUAL CON EL FIN DE LOGRAR UNA CORRECTA
IDENTIFICACIÓN DE UNA PEPERITA EN TERRENO. ADEMÁS SE INCLUYEN ROCAS CON
APARIENCIAS SEMEJANTES, INDICANDO LAS CARACTERÍSTICAS DISTINTIVAS DE
ESTAS PARA SU CORRECTA IDENTIFICACIÓN. EXISTEN DIFERENTES CATEGORÍAS
DENTRO DE LAS BRECHAS VOLCÁNICAS, POR LO QUE SE RECOMIENDA REVISAR
FISHER (1960) PARA UNA MEJOR IDENTIFICACIÓN DE ESTE TIPO DE BRECHAS.. ........ 82
1
I. INTRODUCCIÓN
I.1 Presentación
Chile se ubica en el margen occidental de Sudamérica, margen
convergente que se caracteriza por el desarrollo de la cadena Andina y a su vez
por los intensos terremotos e impresionantes erupciones volcánicas que se
generan a lo largo de esta. El magmatismo de los Andes chilenos ha tenido
lugar desde aproximadamente 300 Ma, presentando diversas características
debido a las variaciones en las condiciones de subducción a lo largo de la
historia geológica. Hoy en día, se pueden diferenciar cuatro zonas volcánicas
activas que recorren la Cordillera de los Andes de norte a sur: la Zona
Volcánica Norte, Central, Sur y Austral (Figura 1.1). No obstante, el
magmatismo no solo se observa en los volcanes, sino que también se evidencia
en las diversas rocas intrusivas emplazadas, de hecho estas rocas son las que
dominan notoriamente el volumen de la corteza terrestre. Un claro ejemplo es el
denominado Batolito Patagónico ubicado en el sur de Chile, uno de los más
grandes batolitos del mundo asociado a subducción, extendiéndose por más de
1300 km.
Por otro lado, las diversas rocas expuestas en la corteza sufren un
proceso continuo de meteorización y erosión generando múltiples sedimentos
que posteriormente se transportan y depositan lentamente en diversas cuencas
a lo largo de nuestro país. La Cordillera de los Andes no es solo parte un
paisaje maravilloso, si no que conforma una morfoestructura de importante
altura desarrollada durante la Orogénesis Andina, la cual se considera una
fuente importante de sedimentos debido a su gran tamaño y extensión, los
múltiples procesos de meteorización y erosión que se generan producto de las
condiciones climáticas y meteorológicas presentes y por su gran aporte de
material volcano-sedimentario. Adicional a esto, en Chile también existe la
2
denominada erosión tectónica vinculada a la subducción, la cual produce un
adelgazamiento de la placa superior y con esto un aporte de sedimentos. El
Grupo Coyhaique ubicado en la región de Aysén, por ejemplo, representa los
sedimentos marinos acumulados tras la transgresión marina de la Cuenca
Austral (Figura 1.2) en la cordillera Patagónica central (43º-48ºS; Haller y
Lapido, 1980), la cual se inició durante el Titoniano (De la Cruz et al., 1996;
Suárez et al., 2009).
Dicho esto, nos encontramos con que Chile es un país que cumple con
todas las características geológicas necesarias para la formación de
afloramientos peperíticos, ya que éstas son comunes en secuencias
relacionadas con el arco magmático y otras secuencias volcano-sedimentarias,
en depósitos freatomagmáticos y en los contactos entre sedimentos e
intrusiones, lavas y depósitos volcanoclásticos calientes en diversos ambientes
(Skilling et al., 2001).
Este estudio se ha enfocado en el entendimiento de mecanismos de
emplazamiento de magmas relacionados al volcanismo y plutonismo activo
durante el Jurásico Superior-Cretácico, ubicados en la Cuenca de Aysén.
Durante este periodo en la región vivieron varias especies de dinosaurios, como
el reciente reconocido terópodo Chilesaurus diogosuarezi, siendo el primer
dinosaurio del período Jurásico descubierto en Chile, además de otras tres
especies de saurópodos.
3
I.2 Problemática
Durante las campañas de terreno realizadas bajo el proyecto FIC Aysén,
se hallaron en 5 diferentes puntos de la Formación Katterfeld afloramientos
aparentemente peperíticos. Dichos afloramientos abarcan más de 500 metros
de columna estratigráfica y en algunos casos los cuerpos sedimentarios
involucrados presentan foliación tectónica, surgiendo las siguientes
interrogantes: ¿Puede ocurrir una peperita en sedimento litificado? ¿Cuáles son
las condiciones para la formación de una peperita? ¿Los afloramientos
encontrados son realmente peperitas?
Figura 1. 1 Mapa esquemático de la placa Sudamericana y las placas oceánicas del Pacífico,
mostrando los cuatro segmentos volcánicos activos de los Andes (Tomado de Stern, 2004).
4
I.3 Objetivos
I.3.1 Objetivos Generales
Expuestas las diversas interrogantes y problemáticas se han
determinado los siguientes objetivos:
1. Determinar detalladamente las diversas condiciones necesarias para la
génesis de una peperita.
2. Caracterizar si los afloramientos encontrados en la Formación Katterfeld,
son realmente peperíticos.
3. Proponer un modelo de génesis para el afloramiento principal de estudio.
4. Comparación con ―Peperita Modelo‖ ubicada en el BioParque Puquén,
Los Molles.
I.3.2 Objetivos Específicos
Para llevar a cabalidad los objetivos generales detallados anteriormente
se busca cumplir las siguientes metas particulares:
1. Recopilación de material bibliográfico en relación a los afloramientos de
peperitas.
2. Determinar las diversas texturas presentes en los afloramientos
peperíticos.
3. Identificación de afloramientos peperíticos.
I.4 Metodología
La investigación ha sido llevada a cabo gracias a la colaboración del
proyecto FIC Aysén 40000501 titulado "Puesta de valor en Geología y
conocimiento de dinosaurios" a cargo del Dr. Manuel Suárez Dittus, y co-guía el
Dr. Jean Baptiste Gressier.
La metodología utilizada a lo largo del presente trabajo puede dividirse
en tres etapas, los cuales se detallan a continuación:
5
I.4.1 Trabajo Pre-Terreno
En primera instancia, se realizó un trabajo de gabinete que consistió en
la recopilación de antecedentes bibliográficos y mapas geológicos que
permitieran establecer con claridad las unidades sensibles, adicionalmente se
complementó con imágenes satelitales de Google Earth.
En la ciudad de Coyhaique, durante los días 18, 19 y 20 de Enero del
2018, se realizó la planificación y compras de los respectivos materiales,
alimentos y bebestibles necesarios para la campaña de terreno de los próximos
días. En cuanto a la movilización, se arrendó una camioneta que cumpliera con
las condiciones necesarias para el transporte durante la expedición, adicional a
esto, el profesor Manuel Suárez facilitó su camioneta que se encontraba
cercana a la zona, para una mayor comodidad debido al número de personas
que realizaríamos la campaña de terreno.
Finalmente, se procedió ir a la PDI para obtener la documentación de
Salvoconducto, debido a que posiblemente pasaríamos hacia Argentina por el
Paso Ingeniero Ibáñez-Pallavicini, el cual no está incorporado en el sistema
informático institucional de la Policía de Investigaciones.
I.4.2 Trabajo de Terreno
Se realizó una campaña de terreno desde el 21 de Enero hasta el 6 de
Febrero del presente año, la cual tuvo lugar al noreste de la localidad de Puerto
Ingeniero Ibáñez, durante los días de campaña de terreno se trabajó en
conjunto con Matías Ormazábal, debido a las dificultades del terreno.
La expedición estuvo a cargo del Dr. Manuel Suárez y el Dr. Jean
Baptiste Gressier, adicionalmente se tuvo la colaboración de Camila Oportus y
Gabriel Orellana, dos alumnos practicantes de Geología de la Universidad
Andrés Bello, y la del geólogo Herne Etchart que nos apoyó durante algunos
días.
6
La campaña consistió principalmente en el muestreo, descripción, toma
de datos estructurales e interpretación geológica de afloramientos de rocas
sedimentarias e ígneas, llevando un registro detallado y exhaustivo en las
libretas de terreno (tanto del muestreo como de la toma de datos), en conjunto
con la realización de esquemas representativos y toma de fotografías
complementarias.
Con finalidad de detallar a grandes rasgos las labores de terreno se
presenta a continuación un resumen de la campaña:
Día 1: Reconocimiento de la zona y levantamiento del campamento, en
donde se escoge una ubicación estratégica cercana al lecho de un arroyo
junto con la presencia de grandes árboles para una mayor protección del
viento y el sol.
Día 2: Reconocimiento, descripción y muestreo de afloramientos en las
formaciones sedimentarias Katterfeld y Apeleg, realización de columna
estratigráfica en Fm. Apeleg. Se descubre afloramiento de peperitas en
Fm. Katterfeld.
Día 3: Expedición por la quebrada del Estero Lechoso; descripción a mayor
detalle del afloramiento de peperitas encontrado el día anterior, confección
de perfil ladera oeste del estero, hallazgo de diferentes fósiles marinos en
lutitas (amonites, bivalvos y restos de troncos fósiles), descripción de
afloramiento de cuerpo ígneo columnar.
Día 4: Expedición hacia el sector NW del campamento, toma de manteos
aparentes de la Fm. Divisadero y techo de Fm. Apeleg, toma de datos
estructurales de dique sedimentario hallado en secuencia
volcanosedimentaria.
Día 5: Descripción y toma de datos en mayor detalle en afloramientos
fosilíferos y no fosilíferos de Fm. Katterfeld, realización de columna
estratigráfica.
7
Día 6: Realización de columna estratigráfica en Fm. Apeleg.
Día 7: Descripción de afloramientos en la Fm. Ibáñez, con el fin de
completar y obtener datos de la base de las columnas estratigráficas
realizadas los días anteriores.
Día 8: Trabajo de gabinete en Puerto Ingeniero Ibáñez.
Día 9: Expedición hacia Fm. Divisadero, hallazgo de otro afloramiento
peperítico y posible diente fósil en Fm. Katterfeld.
Día 10: Realización de columna estratigráfica en formaciones Katterfeld y
Apeleg, descripción a mayor detalle en afloramientos pertenecientes a la
Fm. Apeleg.
Día 11: Expedición hacia Fm. Apeleg, hallazgo de afloramiento
posiblemente peperítico.
Día 12: Realización de columna estratigráfica en Fm. Katterfeld, hallazgo de
Belemmnites fósiles.
Día 13: Realización de columna estratigráfica a gran detalle en las
formaciones Katterfeld y Apeleg, con el fin de hallar contactos.
Día 14: Realización de columna estratigráfica en las formaciones Apeleg y
Divisadero, con el fin de hallar contactos.
Día 15: Expedición hacia Cerro Pirámide. Toma de gran cantidad de
muestras de afloramiento peperítico del día 1.
Día 16: Expedición hacia el Paso Ingeniero Ibáñez-Pallavicini. Toma de
datos estructurales en falla y pliegues sinsedimentarios hallados en la Fm.
Apeleg.
Día 17: Se desarma el campamento. Realización de charla a la Familia
Kunick sobre el trabajo realizado durante los días anteriores y regreso a la
ciudad de Coyhaique.
8
Durante los días 7 y 8 de Febrero se procedió en la ciudad de Coyhaique
a la devolución de la camioneta arrendada, envío de muestras hacia la ciudad
de Santiago mediante la empresa Transportes Zona Sur y realización de charla
en el Museo Nacional de Aysén a cargo del Dr. Manuel Suárez. Finalmente el 9
de Febrero se regresó a la ciudad de Santiago.
Posteriormente se realizó una segunda campaña de terreno durante el
día 26 de Abril del 2018 en la localidad de Los Molles, ubicada en la comuna de
La Ligua, Provincia de Petorca, V Región de Valparaíso, Chile. Esta campaña
consistió específicamente en la toma de la mayor cantidad de datos
estratigráficos, sedimentológicos, petrográficos y estructurales, muestreo de las
distintas unidades identificadas y capturas fotográficas del afloramiento
peperítico ubicado en el BioParque Puquén. Este trabajo de terreno se realizó
con la finalidad de un posterior estudio y comparación con los afloramientos
encontrados en la Formación Katterfeld.
I.4.3 Trabajo Post-Terreno o de Gabinete
Durante el mes de Febrero y finales de Marzo del 2018 se realizaron
variados trabajos, los cuales consistieron básicamente en la recepción y
ordenamiento de muestras; digitalización en Excel con la información de las
muestras tomadas; selección de muestras para cortes transparentes y
dataciones; envío de muestras para datación a México y realización de informe
de práctica.
Adicionalmente se elaboró el informe de Taller de Título I a lo largo del
primer semestre del 2018, dentro del cual destaca el trabajo bibliográfico
realizado. Durante el segundo semestre del 2018 se continuó con la entrega de
resultados, discusión y conclusiones en Taller de Título II, para así finalizar la
investigación mediante la presentación y defensa de la Memoria de Título a
fines del 2018 con el fin de optar al título de Geóloga.
9
I.5 Ubicación y Vías de Acceso
La zona de estudio se encuentra ubicada en la XI Región de Aysén, en la
comuna de Rio Ibáñez, en la localidad de Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17‘S),
aproximadamente 130 km al sureste de la ciudad de Coyhaique y 2000 km al
sur de la ciudad de Santiago.
Para acceder a la zona de estudio se recomienda llegar a la ciudad de
Balmaceda por vía aérea, desde allí es necesario dirigirse a la Ruta 7 o mejor
conocida como ―Carretera Austral‖ mediante la Ruta 245 CH. Desde la Ruta 7,
se recorren aproximadamente unos 30 km al sur hasta conectar con la Ruta X-
65, la cual conduce a la localidad de Puerto Ingeniero Ibáñez, desde allí se
procede hasta alcanzar el predio de la Familia Kunick, desde donde se puede
llegar a la zona de estudio mediante el camino privado que conduce a la
Laguna Huncal (Figura 1.2).
Figura 1. 2 Ubicación de la zona de estudio en donde se muestran las principales localidades
cercanas. A: Mapa de la cuenca Austral (Modificado de Demant et al., 2010). B: Mapa de
ubicación del Estero Lechoso en el margen norte del Lago General Carrera, Chile (Modificado
de Aguirre et al., 2007). En asterisco rojo se observa el área de estudio.
10
El presente trabajo se organiza en 7 capítulos, los cuales serán
explicados de manera sintética a continuación. En el Capítulo I se expuso una
breve reseña de aspectos geológicos característicos de Chile asociándolo a un
ambiente factible para la génesis de afloramientos peperíticos, las diversas
problemáticas, los objetivos generales y específicos, la metodología utilizada y
finalmente la ubicación y vías de acceso del área de estudio. En el Capítulo II
se presenta un resumen conciso de la evolución tectónica de la zona y se
exponen las unidades tanto estratificadas como intrusivas presentes en el área
de estudio. Posteriormente el Capítulo III comprende una recopilación de
diversos trabajos previos asociados a peperitas, con el fin de comprender los
procesos formadores de estas rocas, sus componentes y principales
características para lograr una correcta identificación de peperitas. En el
Capítulo IV se entregan los diversos resultados obtenidos a partir de estudios
tanto macroscópicos como microscópicos del afloramiento aparentemente
peperítico de interés ubicado en las cercanías de Puerto Ingeniero Ibáñez, los
cuales se pudieron llevar a cabo gracias al proyecto FIC Aysén 40000501.
Además se exponen los resultados obtenidos en la segunda campaña de
terreno realizada en Los Molles, en donde se describe e interpreta la
denominada ―Peperita Modelo‖. Durante el Capítulo V se interpreta el
comportamiento de los afloramientos de estudio, mediante el análisis de los
resultados obtenidos en el capítulo anterior. Por otro lado, se proponen dos
tipos de peperitas diferentes, las ―tipo S‖ y ―tipo L‖, junto con una guía o modelo
a seguir para lograr una correcta identificación de afloramientos peperíticos en
terreno. Finalmente el Capítulo VI como a modo de conclusión, comprende una
síntesis del trabajo realizado y la importancia del estudio de las peperitas. El
último Capítulo expone los diferentes trabajos consultados durante la presente
investigación.
11
II. MARCO GEOLÓGICO
II.1 Evolución Tectónica
El margen occidental de Sudamérica se ubica a lo largo de un límite de
placas convergentes. Como consecuencia, Chile se encuentra en un margen de
subducción activo en donde la placa oceánica de Nazca (al norte de los 47°S) y
la placa Antártica (al sur de los 47°S) se subductan bajo la placa continental
Sudamericana, generando a esta latitud (47°S) el denominado punto triple. El
margen se caracteriza por el desarrollo de la cadena Andina que muestra una
alta variabilidad a lo largo del rumbo.
Cabe mencionar que el punto triple es vinculado a una ventana
astenosférica por debajo de la Patagonia austral, la cual se habría generado
debido a la colisión de la dorsal de Chile y América del Sur, y a la Zona de Falla
Liquiñe-Ofqui (Charrier et al., 2007).
La zona de estudio se encuentra ubicada en los Andes del Sur,
específicamente en los Andes patagónicos en donde se han distinguido tres
etapas de evolución tectónica las cuales se describen brevemente a
continuación (Biddle et al., 1986; Harambour y Soffia, 1988; Soffia y Harambour
1989; Skarmeta y Castelli, 1997; Mella, 2001) (Figura 2.1).
La primera etapa (Jurásico Medio a Tardío) corresponde a un evento de
extensión regional causado probablemente por un levantamiento diapírico del
manto que culminó con la apertura del Océano Atlántico. Producto de este
evento, se formaron cuencas extensionales con orientación NNW-SSE,
controladas por fallas preexistentes formadas durante el ciclo Pre-Andino. Junto
con la extensión, un gran episodio magmático afectó a la región, el cual ha sido
asignado a la Gran Provincia Magmática de Chon Aike (Mpodozis y Kay 1990),
caracterizada por volcanismo félsico de afinidades calcoalcalinas y plutonismo
riolítico-dacítico de tipo I (Feruglio, 1949; Suárez y Pettigrew, 1976; Bruhn et al.,
1978; Riccardi y Rolleri, 1980; Baker et al., 1981; Allen, 1982; Fuenzalida, 1984;
12
Niemeyer et al., 1984; Gust et al., 1985; Uliana et al., 1986; Mpodozis y Kay,
1990; De la Cruz et al., 1996, 2003, 2004; Pankhurst et al., 1998, 2000;
Calderón, 2006). En la región de Aysén, estas rocas han sido asignadas a la
Formación Ibáñez (Niemeyer et al., 1984; De la Cruz et al., 2003, 2004),
depositada discordantemente sobre rocas metamórficas del Complejo
Metamórfico Andino Oriental del Paleozoico Superior.
La segunda etapa (Cretácico Temprano a Medio), se caracteriza por una
fase de subsidencia térmica, luego de la extensión regional. Al mismo tiempo en
que la actividad magmática calcoalcalina del borde más occidental del
continente estaba comenzando, y a su vez generando el Batolito Patagónico,
por lo que la cuenca de subsidencia se encontraba ahora en posición de
trasarco. A lo largo de dicha cuenca se produjo una ingresión marina
generalizada; en la región de Aysén, la Cuenca Aysén contiene al Grupo
Coyhaique (De la Cruz et al., 2003, 2004), conformado por tres formaciones
marinas, de base a techo (Suárez et al., 1996; Bell y Suárez, 1997): Toqui,
Katterfeld y Apeleg. Depósitos de lavas, tobas y depósitos volcanoclásticos
asociados a un evento volcánico regional andesítico a dacítico finalizan la
sedimentación marina, cubriendo discordantemente al Grupo Coyhaique, dichos
depósitos son asignados al Grupo Divisadero (Niemeyer et al., 1984; De la Cruz
et al., 2003).
Por último, la tercera etapa (Cretácico Tardío al Presente) está marcada
por una inversión tectónica junto con el desarrollo de cuenca de antepaís y la
faja plegada y corrida (Biddle et al., 1986; Harambour y Soffia, 1988; Soffia y
Harambour, 1989; Skarmeta y Castelli, 1997; Mella, 2001). Durante el Cretácico
Superior, se evidencia un tectonismo extensivo, junto con el emplazamiento de
plutones alcalinos. Por otro lado, la faja plegada y corrida se desarrolló
probablemente producto de los regímenes compresivos ocurridos durante el
Cretácico Tardío-Paleoceno Inferior al Mioceno-Plioceno Inferior (Suárez et al.,
2000), desde la subducción del Ridge Aluk al posible efecto de subducción del
Ridge de Chile (Cande y Leslie, 1986).
13
Figura 2. 1 Etapas simplificadas de la evolución geológica en Patagonia, sucesión estratigráfica
de la Región de Aysén (Modificado de Charrier et al., 2007; basado en diversos autores, ver
texto).
II.2 Estratigrafía Local
Luego de exponer una síntesis de la evolución tectónica de la Cordillera
Patagónica, cabe definir en mayor detalle las unidades que componen el área
de estudio, las cuales se encuentra dominadas por ciclos volcánicos y de
transgresión-regresión marina. La Cuenca de Aysén se ubica al este del arco
magmático, posicionándose como una cuenca de trasarco caracterizada por las
unidades que se describen a continuación de base a techo (Figura 2.2 y 2.3).
14
II.2.1 Complejo Metamórfico
Complejo Metamórfico Andino Oriental (Devónico-Carbonífero Tardío
bajo) (Hervé, 1993; Hervé et al., 1998): corresponde a la unidad más antigua de
la Cordillera Norte y Centro Patagónica, la cual fue descrita en primera instancia
por Lagally (1975). Aflora al oriente del Batolito Patagónico, distribuyéndose
desde el lago General Carrera hasta el extremo norte de los Campos de Hielo
Sur (Hervé, 1993). Está constituido por rocas metamórficas previas al Jurásico
Medio-Superior, las cuales subyacen en discordancia angular a rocas
volcánicas de la Formación Ibáñez y a su vez son intruidas por diques y filones
manto granodioríticos mesozoicos. Se compone principalmente por esquistos
de cuarzo-muscovita, filitas, cuarcitas y, en menor medida, mármol y esquistos
micáceos. Se postula la presencia de dos protolitos de distintas edades para el
complejo: un protolito del Ordovícico-Carbonífero Tardío, el cual habría
experimentado un metamorfismo previo al Carbonífero Tardío (310 Ma, De La
Cruz y Suárez, 2006) y un segundo protolito más joven del Pérmico Tardío al
Jurásico Superior (Thomson et al., 2000), mediante dataciones U-Pb en
circones detríticos. Bell y Suárez (2000), indican un origen sedimentario y
piroclástico para estas rocas, asociando su génesis a un ambiente turbidítico.
Adicionalmente, Hervé et al. (1998) junto a Augustsson y Bahlburg (2002)
concluyeron que la depositación de dichos sedimentos ocurrió bajo un margen
pasivo, sin embargo, su fuente provenía de rocas generadas en un margen
activo.
II.2.2 Unidades Estratificadas
Formación Ibáñez (Jurásico Superior-Valanginiano) (Niemeyer, 1975):
rocas descritas anteriormente con el nombre de ―Serie Ibáñez‖ (Heim, 1940) y
―Formación Elizalde‖ (Espinoza y Fuenzalida, 1971; Skarmeta, 1974; Skarmeta
y Charrier, 1976), las cuales poseen una amplia distribución a lo largo de la
Cordillera Patagónica Central. En territorio chileno aflora desde Futaleufú (43°S)
hasta el Lago O‘Higgins (49°S), en donde continúa hacia el sur bajo el nombre
de Formación Tobífera (Suárez et al., 2009). Definida como una unidad
15
volcanoclástica y volcánica, con composiciones principalmente ácidas a
intermedias. Sobreyace en discordancia angular al Complejo Metamórfico
Andino Oriental y subyace al Grupo Coyhaique. Este último contacto ha sido
material de controversia, debido a que no se encuentra expuesto, siendo
descrito en primera instancia como un contacto concordante (Skarmeta, 1974;
Niemeyer, 1975; Skarmeta, 1978), y posteriormente definido por Bruce (2001)
como una probable discontinuidad, quién estudió y describió detalladamente el
sector del estero Lechoso en Puerto Ingeniero Ibáñez. Está compuesta por
rocas volcánicas, principalmente piroclásticas ácidas, lavas y domos dacítico-
riolíticos, y en menor proporción por lavas andesíticas y basálticas y depósitos
volcanosedimentarios epiclásticos y calcáreos. Se le ha otorgado una potencia
máxima de 1900 a 2000 metros (Niemeyer et al., 1984; De la Cruz y Suárez,
2008). Dataciones U-Pb SHRIMP en circones indican edades para el techo de
la formación entre 140 ± 1.0 y 136.1 ± 1.6 Ma correspondientes al Valanginiano
temprano hasta el Hauteriviano temprano (Suárez et al., 2009), mientras que
dataciones radiométricas de ⁴⁰Ar/³⁹Ar y K-Ar realizadas principalmente en
biotitas arrojan un rango de edad entre 155 ± 2.8 y 110 ± 2 Ma (edad mínima),
entregándonos una edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior. Como se
mencionó anteriormente, este grupo se asocia a la porción más joven del
episodio volcánico félsico de Chon Aike (Pankhurst et al., 1998,2000; Riley y
Leat, 1999; Riley et al., 2001; Suárez et al., 2009), representando la actividad
ígnea efusiva y explosiva asociada a subducción durante las primeras etapas
del desmembramiento de Gondwana. Los depósitos sugieren una depositación
en un ambiente continental principalmente subaéreo, los cuales se habrían
originado próximos a los centros de emisión y posiblemente estarían asociados
a calderas (Quiroz, 2000; Bruce, 2001; Quiroz y Bruce 2010) (Figura 2.2 y 2.3).
16
Grupo Coyhaique (Titoniano-Aptiano) (Haller y Lapido, 1980): secuencia
sedimentaria marina fosilífera que aflora de manera discontinua en una franja
norte-sur desde Futaleufú (43°S; De la Cruz et al., 1996) hasta la zona de
Campo de Hielo Sur (48°30‘S; Sepúlveda, 2000). Anteriormente, Lahsen (1966)
de manera informal denominó a la secuencia como formación Coyhaique,
ubicada entre las formaciones Ibáñez y Divisadero. Se ha inferido un contacto
basal discordante con la Formación Ibáñez y subyace mediante un contacto
transicional a la Formación Divisadero. Se define como un conjunto de tres
formaciones sedimentarias que representan la depositación en un ambiente de
mar continental somero, en una cuenca de retroarco (Cuenca Austral) asociada
a subsidencia térmica (Bell et al., 1994; Bell y Suárez, 1997; Suárez et al.,
2009), en donde se habrían depositado diacrónicamente en el lapso de la
transgresión marina, al mismo tiempo que la actividad volcánica.
Adicionalmente, las rocas están afectadas por metamorfismo termal
presentando asociaciones de facies córneas de albita-epidota, debido a la
intrusión de stocks. En base al contenido faunístico de la unidad, se han
obtenido edades correspondientes al Aptiano temprano (Skarmeta y Charrier,
1976; Niemeyer et al., 1984; Bell y Suárez, 1997), Barriasiano (Suárez y De la
Cruz, 1992, 1994) hasta el Titoniano (De la Cruz et al., 1996) en los
afloramientos más septentrionales.
El Grupo Coyhaique comprende de base a techo a las formaciones Toqui
(calcárea y arenosa), Katterfeld (lutitas) y Apeleg (arenosa), las cuales se
describen a continuación.
Formación Toqui (Titoniano-Berriasiano-¿Hauteriviano?) (Suárez y De
la Cruz, 1994): unidad basal compuesta por rocas sedimentarias marinas y
piroclásticas. También se le conoce como Formación Cotidiano, o Tres Lagunas
en Argentina. Su contacto basal ha sido descrito como concordante e
interdigitado con rocas de la Formación Ibáñez (Suárez et al., 2010) y subyace
también de forma concordante a la Formación Katterfeld (Suárez y De la Cruz,
1994; Bell y Suárez, 1997). Se divide en un miembro inferior calcáreo,
17
compuesto por calizas coquinoideas; sobreyaciendo de manera concordante un
miembro arenoso conformado por areniscas volcánicas con intercalaciones
calcáreas y fosilíferas; y finalmente un tercer miembro de características
piroclásticas, formado por tobas y tufitas, el cual se dispone concordantemente
sobre el miembro inferior calcáreo y engrana lateralmente al miembro arenoso.
Presenta espesores variables entre 50 y 215 metros en su área tipo. Fósiles
marinos en niveles calcáreos de la formación entregan edades del Titoniano al
Valanginiano (De la Cruz y Suárez., 2006; Suárez et al., 2007; Aguirre-Urreta y
Rawson, 1999; Olivero y Aguirre-Urreta, 2002), los que concuerdan con
dataciones U-Pb SHRIMP obtenidas en rocas subyacentes a la unidad
(Pankhurst et al., 2003; Suárez et al., 2009). Su depositación se le asocia a un
ambiente marino carbonatado somero, asociado a una transgresión marina y
con gran influencia volcánica, la cual estaría asociada a las etapas finales del
volcanismo del Jurásico tardío-Cretácico temprano, representado por las rocas
de la Formación Ibáñez (De la Cruz et al., 2003) (Figura 2.2).
Figura 2. 2 Estratigrafía generalizada del Jurásico-Cretácico al este de la Cordillera Patagónica
Central, Chile (Tomada de Suárez et al., 2009).
18
Formación Katterfeld (Valanginiano-Hauteriviano) (Ramos, 1976):
unidad intermedia del Grupo Coyhaique, compuesta por lutitas negras fisibles,
fangolitas y limolitas calcáreas finamente laminadas. Se expone en una extensa
área, en los alrededores de Coyhaique, Puerto Ibáñez y Chile Chico. Se
dispone de manera concordante sobre la Formación Toqui y bajo la Formación
Apeleg (Bell y Suárez, 1997). Sin embargo, en el sector del estero Lechoso, se
interpreta un contacto discordante entre las rocas de la Formación Katterfeld y
la Formación Ibáñez, esto debido al mayor grado de alteración y fallamiento que
presentan las tobas subyacentes de la Formación Ibáñez en comparación con
las lutitas de la Formación Katterfeld (Bruce, 2001). Existe abundante contenido
fosilífero en las cercanías del estero Lechoso, destacando principalmente
amonoideos y bivalvos, también se presentan en menor medida fragmentos
óseos de vertebrados y dientes de tiburón. Los amonites presentes permiten
otorgar edades pertenecientes al Valanginiano-Hauteriviano (Olivero y Aguirre-
Urreta., 2002; Suárez et al., 2009). El espesor de la unidad varía
considerablemente, sugiriendo un control tectónico en la depositación de la
cuenca, como hemigrabens (Suárez et al., 2009). Las características de las
facies presentes, permite inferir que se habría depositado en un ambiente de
plataforma marino y, localmente, de prodelta (Suárez y De la Cruz, 1994)
(Figura 2.2 y 2.3).
Formación Apeleg (Hauteriviano-Aptiano temprano) (Ploszkiewicz y
Ramos, 1997): unidad más joven del Grupo Coyhaique, compuesta por
areniscas de grano fino a grueso de coloración gris y gris verdoso, bien
estratificadas que presentan intercalaciones de lutitas y, localmente, contenido
faunístico marino. Sobreyace, en general, de manera concordante y transicional
a la Formación Katterfeld (Bell y Suárez, 1997), y subyace de forma transicional
a rocas volcánicas subaéreas y sedimentos del Grupo Divisadero, siendo dicho
contacto materia de controversia debido a los escasos afloramientos (Suárez y
De la Cruz, 1996; Bell y Suárez, 1997). Al igual que la formación basal del
grupo, presenta espesores variables en las distintas localidades, sin embargo
en el sector del estero Lechoso la Formación Apeleg alcanza 120 metros de
19
espesor. Fósiles marinos, permiten asignarle una edad Hauteriviano-Aptiano
inferior (Covacevich, en Suárez y De la Cruz, 1992; Suárez et al., 2009),
adicionalmente se ha postulado que la acumulación de sedimentos habría
finalizado en el Aptiano, debido a procesos de deformación, alzamiento y
erosión asociados a un episodio tectónico, generando un hiatus en la
depositación (Bell y Suárez, 1997). La Formación Apeleg se asocia a un
ambiente marino de plataforma, en donde se incluyen depósitos marinos
costeros y deltaicos (De la Cruz et al., 2003; Bell y Suárez, 1997). Además
abundantes trazas fósiles indican un medio oxigenado de alta energía (Bell y
Suárez, 1997) (Figura 2.2 y 2.3).
Formación Divisadero (Aptiano) (Heim, 1940): las rocas de esta
formación se encuentran distribuidas en una franja discontinua entre Palena
(43°30‘S) y el lago General Carrera (47°S), y han sido denominadas por
diversos autores como ―Serie Dacítica‖ o ―Formación Dacítica‖ (Ruiz, 1965),
―Serie del Cerro Divisadero‖ (Fuenzalida, 1968), y finalmente como ―Formación
Divisadero‖ (Lahsen, 1966; Espinosa y Fuenzalida, 1971; Skarmeta, 1974;
Niemeyer et al., 1984). Posteriormente, Haller y Lapido (1980) elevaron el rango
estratigráfico de la unidad a Grupo. Su contacto inferior ha sido material de
controversia, siendo descrito como paraconcordante con la Formación Apeleg
en los alrededores de su localidad tipo, al este de Coyhaique. Además, se ha
descrito localmente hacia el sur del Lago Elizalde, como una discordancia
angular sobre lavas de la Formación Ibáñez y sobre capas suavemente
plegadas de la Formación Apeleg (De La Cruz et al., 2003; Quiroz y Bruce
2010). Por otra parte, Quiroz y Bruce (2010) han descrito el contacto como
concordante y transicional en los sectores cercanos a la zona de estudio. La
Formación Divisadero está constituida por una amplia variedad de rocas
piroclásticas de composición riolítica y dacítica, por domos y lavas ácidas y por
lavas basálticas y andesíticas, las cuales se asocian debido a su conjunto
carácter calcoalcalino (Bruce, 2001; Belmar, 1996; Quiroz y Bruce, 2010), que
ponen en clara evidencia la reactivación de la actividad volcánica explosiva y
efusiva de la zona. Quiroz y Bruce (2010) han agrupado tres asociaciones en
20
base a las litofacies presentes en la formación: asociación de rocas
piroclásticas estratificadas riolíticas y dacíticas; una segunda asociación de
lavas y domos riodacíticos; y una asociación de lavas andesíticas y basálticas.
La localidad tipo alcanza una potencia de hasta 1500 metros (De la Cruz et al.,
2003; Quiroz y Bruce, 2010). Se han realizado dataciones K-Ar principalmente
en biotitas de tobas, obteniendo edades entre 99 ± 3 (Belmar, 1996) y 118 ± 4
Ma (De la Cruz, et al., 2003), las cuales se confirman con dataciones U-Pb
SHRIMP realizadas en circones de ingnimbritas que indican que la base de la
formación se encontraría dentro del Aptiano (Pankhurst et al., 2003; De la Cruz
et al., 2003; De la Cruz y Suárez, 2008). Se ha postulado para el Aptiano un
evento tectónico, el cual sería sucedido por un evento volcánico andesítico a
dacítico que daría origen a la Formación Divisadero (Bell y Suárez, 1997). Por
otro lado, las asociaciones de facies presentes en la base de la formación
indican un ambiente litoral, y localmente, deltaico, mientras que hacia techo, las
tobas presentes sugieren un ambiente subaéreo distal a la actividad volcánica
(Figura 2.2 y 2.3).
II.2.3 Unidades Intrusivas
Los cuerpos intrusivos presentes en la zona se manifiestan a través de
numerosos stocks, filones manto, y en general, hipabisales que intruyen
principalmente a rocas del Jurásico Superior-Cretácico Inferior pertenecientes a
las formaciones Ibáñez, Divisadero y del Grupo Coyhaique. Durante el
Cretácico Temprano alto-Cretácico Tardío bajo también existe actividad
magmática que se evidencia en un grupo importante de rocas intrusivas, dentro
de las que se incluye el Batolito Patagónico. A continuación se describe
brevemente las unidades presentes en la zona de estudio (Figura 2.3).
21
Hipabisales Básicos (Cretácico Inferior-Cretácico Superior?): cuerpos
subvolcánicos que intruyen principalmente a rocas de la Formación Divisadero
y, de manera local, a rocas del Grupo Coyhaique y de la Formación Ibáñez.
Grupo de intrusivos de composición básica que se presentan bajo la forma de
filones manto y ―stock‖. Se distinguen 5 cuerpos: un filón manto andesítico
emplazado en ignimbritas de la Formación Divisadero; un hipabisal andesítico-
basáltico que intruye a coquinas y lutitas del Grupo Coyhaique; un cuerpo
hipabisal andesítico que intruye a rocas del Grupo Coyhaique y de la Formación
Ibáñez; y un ―stock‖ de composición andesítica emplazado en tobas de la
Formación Divisadero; y dos unidades máficas descritas por Bruce (2001) como
mugearitas, las cuales intruyen en forma de ―stock‖ a rocas de la Formación
Apeleg. En base a sus relaciones de contacto, se infiere una edad máxima del
Aptiano. Por otro lado, la edad mínima puede ser asociada a una datación
⁴⁰Ar/³⁹Ar realizada en un filón manto que intruye a la Formación Divisadero, la
cual arrojó una edad de 85.41 ± 0.3 Ma (Cretácico Superior) (Figura 2.3).
Granitoides y Microgranitoides (Cretácico Inferior alto-Cretácico
Superior, entre 101.2 ± 2.6 Ma y 84 ± 3 Ma): cuerpos intrusivos dispuestos
como ―stock‖ de formas irregulares, filones manto y, de manera local, lacolitos.
Los cuerpos principales se distribuyen de forma alineada en dirección NW,
entre cerro Castillo y cerro Pirámide, mientras que los cuerpos de menor
tamaño afloran de manera dispersa. Intruyen a rocas de la Formación Ibáñez,
Grupo Coyhaique y de la Formación Divisadero. Estas rocas se describen como
granitoides leucocráticos de texturas faneríticas, los cuales han producido
moderado metamorfismo termal en las rocas aledañas. Se distinguen 5 cuerpos
mayores en base a sus litologías: un ―stock‖ de monzonita cuarcífera
leucocrática en contacto con rocas de la Formación Ibáñez; un filón manto
monzogranito porfídico que intruye a rocas sedimentarias del Grupo Coyhaique
y a rocas volcánicas de la Formación Ibáñez, adicionalmente, un cuerpo
monzogranítico que intruye a rocas piroclásticas y a un filón manto andesítico
de la Formación Ibáñez; una granodiorita que intruye a rocas del Grupo
Coyhaique y de la Formación Divisadero; un ―stock‖ de granodiorita de tipo ―I‖
22
que intruyen a rocas del Grupo Coyhaique y de la Formación Divisadero,
exponiendo pliegues de arrastre y fallamiento normal; y finalmente el ―stock‖
cerro Pirámide, rocas tonalíticas a granodioríticas que intruyen a las
formaciones Ibáñez y Divisadero y del Grupo Coyhaique, las cuales exponen un
metamorfismo térmico. Se les puede asignar una edad máxima del Cretácico
Inferior alto debido a las rocas a las que intruyen. Dataciones K-Ar y ⁴⁰Ar/³⁹Ar
realizadas en biotita arrojan edades entre 87 ± 2 (Quiroz y Bruce, 2010) y 101.2
± 2.6 Ma (Bruce, 2001), sin embargo se ha interpretado como edad mínima al
valor entregado por una datación K-Ar realizada en roca total de un filón manto,
debido al grado de alteración de la unidad, arrojando un valor de 84 ± 3 Ma
(Quiroz, 2000) (Figura 2.3).
Batolito Patagónico (Cretácico Superior bajo, 98 ± 2 Ma - 93 ± 3 Ma):
como se dijo anteriormente, corresponde a uno de los complejos plutónicos
cordilleranos más grande del mundo relacionado a procesos de subducción
(Pankhurst et al., 1999), el cual comprende una franja de ancho variable, entre
60 y 150 km, de rocas intrusivas calcoalcalinas (Pankhurst y Hervé, 1994) y se
extiende por 1700 km desde la latitud de Valdivia (40°S) hasta Cabo de Hornos
(56°S) (De La Cruz et al., 2004; Pankhurst et al., 1999; Suárez y De la Cruz,
2001). El complejo plutónico posee una variada litología en la que se incluyen
granodioritas, monzogranitos, monzonitas cuarcíferas y tonalitas (Pankhurst et
al., 1999), las cuales intruyen al Complejo Acrecionario Chonos, a la Formación
Ibáñez y Divisadero, al Grupo Coyhaique y al Complejo Metamórfico Andino
Oriental. Estudios detallados, tanto radiométricos como litológicos, llevados a
cabo entre los 44°S y los 47° S, indican la existencia de una zonación
cronológica en que la que las edades más jóvenes se concentran en la Zona de
Falla Liquiñe Ofqui, mientras que las más antiguas se concentran fuera de ella
(Pankhurst y Hervé, 1994). Dataciones K-Ar en biotita arrojan edades entre 93 ±
3 (Quiroz, 2000) y 98 ± 2 Ma (Quiroz y Bruce, 2010).
23
II.2.4 Depósitos Cuaternarios
Los depósitos no consolidados presentes en el área de estudio están
representados principalmente por sedimentos glaciogénicos del Pleistoceno y
por depósitos holocenos coluviales.
Depósitos Glaciales (Pleistoceno-Holoceno): sedimentos irregularmente
consolidados generados por transporte glaciar. Compuestos por bloques,
gravas, arenas, limos y arcillas, presentando una mala selección y carecen de
estructuras internas (Quiroz y Bruce, 2010). Conformar depósitos diamictos,
glaciofluviales y glaciolacustres. Estos depósitos se asocian a los procesos
glaciogénicos que han actuado de forma intermitente en la región y al frecuente
retrabajo hídrico (Figura 2.3).
Depósitos Coluviales (Holoceno): sedimentos clásticos con pobre o
nula estratificación, compuestos por brechas matriz y clastosoportadas,
formados por bloques angulosos, gravas, arenas, limo y arcillas que se han
generado por caída gravitacional de derrubios, acompañados por transporte
hídrico en laderas de cerros y cabeceras de quebradas y escarpes rocosos. Se
presentan en forma de abanicos coluviales (conos de deyección) y coluviales
amorfos (Quiroz y Bruce, 2010) (Figura 2.3).
24
Figura 2. 3 Mapa geológico de los alrededores de Puerto Ingeniero Ibáñez. En rojo se enmarca
el área de estudio indicando las principales unidades descritas (Modificado de Quiroz y Bruce
2010).
25
III. MARCO TEÓRICO
Este capítulo presenta una integración de diversos trabajos efectuados
sobre peperitas hasta el día de hoy, exponiendo diferentes texturas peperíticas,
su proceso de formación y los ambientes relacionados, en conjunto con las
principales características texturales de sus componentes con el objetivo de
lograr una correcta identificación de las denominadas peperitas.
III.1 Etimología del término “Peperita”
Scrope (1827) utilizó en primera instancia el término italiano ―peperino‖,
el cual significa pimienta molida, para describir rocas clásticas en la región de
Limagne d‘Auvergne ubicada en el centro de Francia. Esta área se considera
como la localidad tipo de peperita, la cual comprende una mezcla de calizas
lacustres y basalto. Scrope (1827) distinguió diferentes peperitas en Limagne,
unas que presentan una estratificación regular en las cuales postuló una
formación por material piroclástico caído en el lago y posterior mezclado con
los sedimentos, en donde los fragmentos volcánicos presentan una gradación
normal. Otras peperitas más confusas que no presentan una estratificación
clara, en donde se observa un contacto gradual y transicional desde una caliza
impregnada con partículas volcánicas, a una brecha con fragmentos de escoria
y basalto unidas por cemento calcáreo, para finalizar en un basalto masivo, a
las cuales le otorgó su formación producto de una erupción volcánica
subacuática en sedimentos calcáreos aún blandos (Scrope, 1827). Unos años
más tarde, el mismo autor interpretó que las rocas se originaron debido a una
―unión violenta y profunda de material volcánico fragmentario con caliza cuando
aún se encontraba en estado blando‖ (Scrope, 1858). Cabe mencionar, que la
primera interpretación de Scrope (1827) se eliminó de la literatura inglesa a lo
largo del tiempo. Michel-Levy (1890) interpretó la formación de estas rocas
como la intrusión de magma en lodo de cal húmedo. El origen intrusivo de la
mayoría de las peperitas de Limagne ha sido cuestionado por diversos autores
(Kieffer, 1970; Vicent, 1974; De Goër, 2000). Posteriormente, Jones (1969)
26
interpretó dichas rocas como el producto de la depositación simultánea de lodo
de cal y clastos volcánicos retrabajados. Sin embargo, la mayoría de las
―peperitas‖ de Limagne se interpretaron posteriormente como depósitos
piroclásticos de caídas y de oleada en la base, que hicieron erupción a través
del lodo calcáreo, obteniendo una matriz carbonatada como el resultado de la
pulverización de estas rocas, o bien se emplazaron subacuáticamente sobre el
lodo calcáreo (De Goër et al., 1998; De Goër, 2000).
Hoy en día, el término ―peperita‖ se utiliza comúnmente para referirse a
rocas clásticas que comprenden componentes ígneos y sedimentarios, que
fueron generados por procesos intrusivos, o a lo largo de los depósitos de lava,
o depósitos volcanoclásticos calientes con sedimentos no consolidados,
típicamente húmedos (White et al., 2000; Skilling et al., 2002). Brooks et al.
(1982), White et al. (2000) y Skilling et al. (2002) mantienen una fuerte postura
frente al sentido genético para el término. White et al. (2000) definen el término
como sigue:
Peperita (sustantivo): término genético aplicado a una roca formada
esencialmente in situ por la desintegración del magma que intruye y se mezcla
con sedimentos no consolidados o poco consolidados, típicamente húmedos. El
término también se refiere a mezclas similares generadas por los mismos
procesos que operan en los contactos de lavas y otros depósitos
volcanoclásticos calientes con tales sedimentos.
Sin embargo, debido a los diversos posibles orígenes de los depósitos en
los que se presentan texturas peperíticas, Cas y Wright (1978) sugieren un
sentido diferente, puramente descriptivo y no genético para el término
―peperita‖. En Francia se utiliza comúnmente en el sentido descriptivo, aplicado
a cualquier roca que comprenda componentes volcánicos vítreos juveniles en
una matriz no-juvenil (De Goër, 2000).
27
III.2 Ambientes Relacionados
Las peperitas se forman en ambientes donde el magmatismo y la
sedimentación son contemporáneos o casi contemporáneos (Shaw et al., 1999;
Dadd y Van Wagoner, 2002; Skilling et al., 2002; Young et al., 2004; Downey,
2017), por lo que son comunes en secuencias relacionadas con el arco y otras
secuencias vólcanosedimentarias en donde el magma y el sedimento húmedo
interactúen, pudiendo ser voluminosas y ampliamente dispersas. Se encuentran
en una gran variedad de sucesiones como en asociaciones de intrusiones
sinvolcánicas en secuencias sedimentarias submarinas, sucesiones lacustres,
en ambientes fluviales, sucesiones subaéreas (incluyendo ―vent-fills‖ en
volcanes freatomagmáticos), asociadas a lavas en un ambientes seco y en la
base de flujos piroclásticos (Skilling et al., 2002; Downey, 2017). Se han
registrado peperitas relacionadas a lavas o intrusiones traquíticas, dacíticas,
riolíticas e incluso asociados a magmas más máficos como andesíticos y
basálticos.
III.3 Características de las Peperitas
Las características generales que permiten la discriminación de una
peperita de otras rocas volcanoclásticas similares son el volumen y la geometría
de la peperita, su relación espacial con el magma asociado (intrusivo, lava o
depósito volcanoclástico), su estructura interna y las variaciones espaciales
texturales (Skilling et al., 2002).
Las peperitas se han descrito en base a la textura de sus clastos
magmáticos y las relaciones de contacto con la matriz sedimentaria. Peperitas
formadas a lo largo de los contactos entre sedimentos e intrusiones, así como
lavas o depósitos volcanoclásticos calientes generan dominios de peperitas con
volúmenes de unos pocos m³ hasta varios km³ (Snydear y Fraser, 1963;
Hanson y Wilson, 1993; Skilling et al., 2002). Los dominios de peperitas a
menudo aparecen interconectados dentro del sedimento huésped (Doyle, 2000)
28
y típicamente tienen contactos que son discordantes a la estratificación de este
(Skilling et al., 2002).
Las morfologías son variadas (Figura 3.1) presentándose en formas
irregulares, interconectadas, con formas similares a pliegues (Lorenz, 1984;
Brooks, 1995), lobulares o en forma de vainas (Doyle, 2000), laminadas o
similares a diques (Snyder y Fraser, 1963; Schmincke, 1967; Brooks et al.,
1982; Kano, 1989; Godchaux et al., 1992; Boulter, 1993; Hanson y Wilson,
1993; Hanson y Hargrove, 1999; Doyle, 2000).
Se han observado diferentes estructuras internas en los dominios de
peperitas (Figura 3.1), clastos juveniles y/o los granos de la matriz del
sedimento huésped pueden mostrar una orientación o laminación preferencial.
Los sedimentos dentro de los dominios de peperitas pueden mostrar una
estratificación a pesar de que el sedimento huésped adyacente no presente
(sea masiva), o bien puede ser discordante a este o simplemente no existir
(Brooks et al., 1982; Busby-Spera y White, 1987; Branney y Suthren, 1988;
Brooks, 1995; Doyle, 2000). No obstante, las peperitas generalmente no son
estratiformes o laminadas. Adicionalmente, se han registrado variaciones de
tamaño y gradaciones en los clastos (Brooks et al., 1982; Brooks, 1995), en
donde se ha observado una transición desde clastos juveniles gruesos a clastos
más finos cerca del contacto con el cuerpo magmático asociado (Brooks, 1995;
Doyle, 2000). En una configuración ideal, la estructura interna de las peperitas
grada desde un dominio compacto cercano al intrusivo homogéneo a dominios
de peperitas dispersas dentro del sedimento huésped (Hanson y Wilson, 1993),
estas últimas son típicamente de formas más irregulares con clastos
ampliamente separados por una matriz sedimentaria, mientras que los dominios
de peperitas compactas se presentan a menudo paralelas a los contactos de la
intrusión principal, o a lo largo de las zonas lineales oblicuas a este contacto
(Skilling et al., 2002), en donde los clastos ígneos permanecen estrechamente
unidos separados por fracturas rellenas de sedimento.
29
Figura 3. 1 Características generales de los dominios de peperitas (Modificado de Skilling et al.,
2002).
III.4 Clasificación y Descripción de sus Componentes
Como se mencionó anteriormente, peperita es un término genético para
una roca formada por la ruptura de un magma que intruye y se mezcla con
sedimento no consolidado o poco consolidado. Por lo que se pueden describir
en términos de sus componentes: principalmente la forma, el tamaño y las
características internas de los clastos juveniles (los cuales pueden variar
30
ampliamente) (Figura 3.2); las cualidades espaciales; la presencia de estructura
interna y su ubicación con respecto al cuerpo ígneo (Skilling et al., 2002).
En base a las formas dominantes de los clastos juveniles Busby-Spera y
White (1987) reconocieron dos tipos de peperitas: globulares y de bloque
(―blocky‖). Cabe destacar, que también existen peperitas con ambas
morfologías de clastos (Brooks et al., 1982; Kokelaar, 1982; McPhie, 1993;
Hanson y Hargrove, 1999; Doyle, 2000; Squire y McPhie, 2002).
III.4.1 Peperitas de Bloque
Las peperitas de bloque presentan clastos juveniles angulosos con
formas poliédricas a tabulares y superficies curviplanares a planares. Los
clastos varían desde unos pocos centímetros hasta varios metros, en donde se
pueden encontrar fragmentos milimétricos cercanos a sus márgenes, aunque
son poco comunes (Downey, 2017). La fragmentación in situ se observa
claramente en este grupo de peperitas, en donde son típicas las texturas de
puzle (―jigsaw-fit‖) (Skilling et al., 2002), la cual consiste en clastos poliédricos
dentados que han sufrido poco movimiento uno con respecto al otro (Downey,
2017), en donde pareciera que los clastos podrían volver a encajar en su
configuración original (Busby-Spera y White, 1987), separados por grietas
irregulares en formas ramificadas rellenas con matriz (Hanson y Schweickert,
1982). Las peperitas de bloque se asocian comúnmente a magmas riolíticos
(Hanson, 1991; Cas et al., 1998; Cas et al., 2001; Dadd y Van Wagoner, 2002;
Gifkins et al., 2002), como consecuencia de su mayor densidad y viscosidad, no
obstante también se han observado frecuentemente en magmas máficos como
basaltos (Busby-Spera y White, 1987; Rawlings, 1993; Cas et al., 1998; Dadd y
Van Wagoner, 2002) y andesitas (Hanson y Hargrove, 1999; Erkül et al., 2006),
y en raros casos en dacitas (Goto y McPhie, 1998; Coria y Pérez, 2002) y
komatitas (Houle et al., 2008).
31
III.4.2 Peperitas Globulares
Las peperitas globulares poseen clastos juveniles con morfologías
irregulares (ameboideas), globulares, elongadas a bulbosas, los cuales pueden
estar conectados por cuellos delgados (Hanson y Hargrove, 1999; Doyle, 2000),
mientras que otras pueden presentar contornos más complejos. Los clastos
globulares pueden deformarse alrededor de clastos rígidos en el sedimento
huésped (Brooks et al., 1982). Las peperitas microglobulares son un
subconjunto de este tipo de peperitas, las cuales presentan cuerpos globulares
de tamaños milimétricos (menor a 1-2 mm de ancho) entremezclados con el
sedimento huésped (Busby-Spera y White, 1987). Se han observado 4 casos
puntuales de estas peperitas, las cuales están asociadas a basalto (Busby-
Spera y White, 1987; Befus et al., 2009), dacita (Coria y Pérez, 2002) y riolita
(Donaire et al., 2002). Las peperitas globulares, al contrario de las de bloque,
están asociadas a magmas con densidades más bajas y menos viscosos como
los basaltos (Busby-Spera y White, 1987; Walker y Francis, 1987; Dadd y Van
Wagoner, 2002; Martin y White, 2002; Waichel et al., 2007), komatitas (Houle et
al., 2008) y nefelinita (White, 1991). No obstante, también se han observado en
magmas andesíticos (Kokelaar, 1982; Riggs y Busby-Spera, 1990; Durant,
1999; Hanson y Hargrove, 1999), riolíticos (Hanson y Schweickert, 1982;
McPhie, 1993; Hunns y McPhie, 1999; Busby et al., 2003) y dacíticos (Snyder y
Fraser, 1963; Lorenz, 1984).
III.4.3 Peperitas Mixtas
Como se mencionó anteriormente, existen peperitas que mezclan ambos
tipos de clastos o contienen formas con márgenes complejos (McPhie, 1993;
Hunns y McPhie, 1999; Airoldi et al., 2011). Este grupo, por lo general presenta
texturas en forma de puzle (―jigsaw-fit‖), y se encuentran asociadas a magmas
con baja o moderada viscosidad, como basaltos (Schmincke, 1964; Schmincke,
1967; Busby-Spera y White, 1987; Doyle, 2000; Squire y McPhie, 2002;
Templeton y Hanson, 2003; Befus et al., 2009; Airoldi et al., 2011) y andesitas
(Kokelaar, 1982; Hanson, 1991; Durant, 1999; Hanson y Hargrove, 1999; Busby
32
et al., 2008; Vezzoli et al., 2008). También se han observado con basanita
(Martin y Németh, 2007) y lamprófilas (White, 1990; Hooten y Ort, 2002). Este
tipo de peperita normalmente está dominado por grandes cuerpos ígneos
globulares rodeados por bloques de clastos ígneos más pequeños en una
matriz sedimentaria de grano grueso (Downey, 2017).
Figura 3. 2 Morfología de los clastos juveniles (Modificado de Skilling et al., 2002).
33
III.4.4 Otras Ocurrencias
Existen otras formas de clastos juveniles descritas, como láminas
delgadas planas, cónicos y harapientas. También se han descrito clastos
juveniles pomáceos (Hunns y McPhie, 1999; Gifkins et al., 2002). En estos
casos, los clastos presentan formas desiguales y harapientas, fragmentos de
piedra pómez con vesículas tabulares o redondeadas que no muestran una
alineación preferencial. Estos tipos de peperita altamente vesiculares se ven
favorecidos por la vesiculación activa de un magma silíceo (Hunns y Mcphie,
1999: Gifkins et al., 2002), intrusiones emplazadas debajo de una delgada capa
de sedimento húmedo y/o en entornos de aguas relativamente poco profundas.
Su formación también ha sido interpretada como mezclas no-explosivas de
magma basáltico poco vesicular con sedimento, seguido del hundimiento de
fragmentos de peperitas extruidas en la superficie (Lorenz, 1984; White y
Busby-Spera, 1987). La vesicularidad de los clastos juveniles es altamente
variable, y depende de la presión de confinamiento y el contenido volátil del
magma asociado antes y durante la mezcla (Skilling et al., 2002).
III.4.5 Sedimento Huésped
Las características del sedimento varían en un amplio rango en cuanto a
su tamaño de grano, composición, selección, cohesión, porosidad y
permeabilidad (Lorenz, 1984; Busby-Spera y White, 1987; Squire y McPhie,
2002), características que se pueden ver afectadas y modificadas debido a los
procesos que acompañan la formación de la peperita. No obstante, existe una
característica en común que se observa en casi todos los sedimentos
huéspedes de las peperitas: un estado de poca o nula consolidación y
probablemente húmedos al momento de la interacción con el magma o lava
asociada (Figura 3.3). Esta característica se puede ver evidenciada en la
escasez de agregados o granos policristalinos del sedimento huésped,
destrucción de las estructuras sedimentarias adyacentes al contacto con el
cuerpo magmático (Hanson y Schweickert, 1982; Kokelaar, 1982; Branney y
Suthren, 1988; Kano, 1991; McPhie, 1993; Brooks, 1995; Goto y McPhie, 1996;
34
Dadd y Van Wagoner, 2002), sedimento vesiculado (Kokelaar, 1982; Walker y
Francis, 1986; Branney y Suthren, 1988; Sanders y Johnston, 1989; Brooks,
1995; Skilling, 1998; Hunns y McPhie, 1999; Squire y McPhie, 2002), sedimento
en vesículas o fracturas en la intrusión (Kokelaar, 1982; Brooks et al., 1982;
Walker y Francis, 1986; Branney y Suthren, 1988; Hanson y Wilson, 1993;
Brooks, 1995; Rawlings et al., 1999; Doyle, 2000; Dadd y Van Wagoner, 2002),
a lo largo de grietas en los clastos juveniles (Brooks et al., 1982; Branney y
Suthren, 1988; Boulter, 1993), y en vesículas en clastos juveniles cerca del
contacto con los sedimentos (Branney y Suthren, 1988; Goto y McPhie, 1996;
Dadd y Van Waggoner, 2002). Cabe destacar, que existen excepciones en los
que se ha observado peperitas asociadas a sedimento seco. Es el caso de
Jerram y Stollhofen (2002), quienes infirieron una formación de peperitas de
bloque producto de la interacción dinámica entre un flujo de lava basáltico y
arena seca eólica subyacente, con el fin de explicar brechas con clastos de
bloque basálticos en una matriz arenosa. Por otro lado, Hanson y Schweickert
(1982) registraron evidencia de litificación local temprana en sedimentos
silíceos antes de la formación de peperita. Esto sugiere que el sedimento
huésped localmente consolidado también puede fracturarse durante la génesis
de la peperita, lo que se puede observar en algunas peperitas con clastos
angulares del sedimento huésped (MacDonald, 1939; Brooks et al., 1982;
Kokelaar, 1982; Kokelaar et al., 1985).
Adicionalmente, se puede mencionar la presencia de diques
sedimentarios en los cuerpos ígneos (Kokelaar, 1982; Boulter, 1993), otra
característica común de las peperitas. Los diques varían en tamaño desde
centímetros hasta 10 metros de longitud, con un ancho que abarca desde
milímetros a metros (Brooks, 1995, Rawlings et al., 1999, Dadd y Van Wagoner,
2002), los cuales presentan variaciones en la abundancia y tamaño de los
clastos en función de las propias dimensiones del dique (Downey, 2017). En
general, los diques sedimentarios presentan peperitas de bloques que exhiben
texturas en forma de puzle (―jigsaw-fit‖) (Kokelaar, 1982; Leat y Thompson,
1988; Godchaux et al., 1992, Hanson y Wilson, 1993).
35
Figura 3. 3 Evidencia de la naturaleza no consolidada del sedimento huésped (Modificado de
Skilling et al., 2002).
III.5 Procesos Involucrados en la Formación de Peperitas
Los clastos juveniles son componentes esenciales en una peperita, para
que estos se formen es necesario que ocurra un proceso de desintegración o
fragmentación del magma y a su vez una mezcla de estos con el sedimento
huésped (Skilling et al., 2002), para constituir finalmente la denominada
peperita. No obstante, como se mencionó anteriormente, existen variaciones
texturales en las diversas peperitas observadas, las cuales pueden ser
influenciadas por la reología del magma (Brooks et al., 1982; McPhie, 1993;
36
Rawlings, 1993; Goto y McPhie, 1996; Hunns y McPhie, 1999; Doyle, 2000;
Dadd y Van Wagoner, 2002; Gifkins et al., 2002), su contenido volátil y de
vesículas (Rawlings, 1993; Hunns y McPhie,1999; Doyle, 2000; Gifkins et al.,
2002), las diferentes propiedades del sedimento huésped (como la reología,
tamaño de grano, selección, permeabilidad y estructura) (Busby-Spera y White,
1987; Kano, 1989; Hanson y Hargrove, 1999), proporción de mezcla de
magma/agua (Busby-Spera y White, 1987), volúmenes totales de magma y
sedimento mezclado y sus razones correspondientes (Hanson y Wilson, 1993),
velocidad de inyección del magma, volumen total de agua intersticial calentada
(Hanson y Wilson, 1993), presión confinante (Kokelaar, 1982; White y Busby-
Spera, 1987; Hanson, 1991; Hanson y Wilson, 1993; McPhie, 1993; Coira y
Pérez, 2002) y la naturaleza local y regional de los campos de estrés (Kano,
1989).
La fragmentación y mezcla son procesos que, por lo general, ocurren de
manera simultánea, sin embargo son mecanismos complicados de interpretar
debido a que, como se mencionó anteriormente, las peperitas pueden
comprender una mezcla tanto de clastos juveniles de bloque y globulares, como
vesiculares y no-vesiculares, sugiriendo que la fragmentación del magma podría
ocurrir en más de una etapa, incluyendo condiciones mecánicas y térmicas
diferentes para su formación (Skilling et al., 2002).
III.5.1 Fragmentación del Magma
Skilling et al. (2002) sugieren que la fragmentación del magma puede
deberse a varios procesos, incluyendo el enfriamiento, estrés mecánico
(autobrechización), explosiones de vapor de agua intersticial, vesiculación
juvenil explosiva, cizallamiento por el movimiento de agua intersticial y
sedimento fluidificado (cizalle por fluido-fluido), efectos de la tensión superficial,
contrastes de densidad entre el magma y el sedimento y la inestabilidad del
fluido en capas de vapor (Figura 3.4).
37
Las diversas formas y características de los clastos juveniles permiten
proponer tres regímenes distintos para la fragmentación del magma: dúctil,
frágil e interacciones térmicas que conllevan a una explosión de vapor. Cabe
destacar, que estas características están influenciadas por la vesicularidad del
magma, las bandas de flujo magmático y por el tamaño, forma y distribución de
los cristales (Skilling et al. 2002).
Fragmentación Dúctil
Este mecanismo también es denominado ―mezcla hidrodinámica‖. Un
régimen dúctil provoca que la fragmentación del magma genere clastos
juveniles globulares, y ocurre cuando el magma se reconfigura debido a la
relajación viscosa impulsada por las fuerzas de tensión superficial, lo cual debe
ocurrir lo suficientemente rápido como para competir con los tiempos de
enfriamiento del magma (Porritt et al., 2012). Kokelaar (1982) sugirió que la
intrusión fluida dentro del sedimento húmedo es acompañada por la fluidización
del sedimento huésped en capas de vapor a lo largo de los contactos entre
ambos.
Para que la mezcla hidrodinámica ocurra, es necesario que el magma y
los sedimentos licuados sean inmiscibles, provocando una tensión interfacial
que permite la dispersión de los dominios de un líquido en el otro, siendo el
contraste de densidad el parámetro físico más relevante (Zimanowski y Büttner,
2002). Dichas conclusiones fueron obtenidas gracias al análisis y discusión de
los experimentos realizados por Nestler (2000), en donde se probó utilizando
fluidos con viscosidades similares y contrastantes, concluyendo que la mezcla
hidrodinámica en un ambiente geológicamente probable para la formación de
una peperita, es efectiva en condiciones donde las viscosidades se encuentren
en rangos similares, bajo una configuración experimental que incluye un flujo
turbulento, generando una ruptura en forma de gotas.
38
Zimanowski y Büttner (2002) identificaron que la fragmentación dúctil del
magma en los sedimentos húmedos está limitada por el tiempo de enfriamiento
de las gotas individuales del magma, quienes indican mediante diversos
cálculos que la mezcla hidrodinámica no puede explicar la formación de gotas
de menos de un decímetro de diámetro, debido a que estas se enfriarían
volviéndose sólidas en unos pocos segundos, impidiendo otra fragmentación en
gotas. No obstante, es posible la deformación de cuerpos magmáticos de mayor
tamaño producto de su enfriamiento más lento, quienes pueden formar una
capa delgada aislante durante el desarrollo temprano.
Magmas máficos a intermedios son los ejemplos más comunes
asociados a las peperitas globulares, a las cuales se les relaciona una
fragmentación dúctil. Ejemplos asociados a magmas más félsicos implican
viscosidades mucho más bajas que las comunes para estas composiciones
(Skilling et al., 2002), las cuales podrían deberse a una retención anómala de
agua en el magma, debido a un emplazamiento a altas presiones (Kokelaar,
1982; Hanson, 1991; McPhie, 1993), o a altas concentraciones de componentes
que puedan causar despolimerización, como álcalis o halógenos (Skilling et al.,
2002).
Fragmentación Frágil
Una fragmentación frágil es favorecida cuando la viscosidad del magma
y/o las tasas de deformación sean altas, implicando como producto a clastos
juveniles de bloque de diversas morfologías, como las mencionadas
anteriormente en el punto 4. La mayoría de los clastos juveniles de bloque son
probablemente generados por el enfriamiento (granulación por enfriamiento), el
estrés mecánico y por explosiones hidromagmáticas (Skilling et al., 2002).
39
La granulación por enfriamiento es un proceso in situ no explosivo, en el
que se produce una contracción del magma en conjunto con una red de
fracturas, producto de un enfriamiento rápido debido al contacto con el agua, es
decir, como resultado de una acumulación de estrés térmico (van Otterloo et al.,
2015). En las peperitas, esto ocurre probablemente como consecuencia de la
disponibilidad reducida de agua o la descomposición de la fluidización en los
sedimentos (Squires y McPhie, 2002). Este proceso requiere una rápida
transferencia de calor desde el magma hacia el fluido poroso, lo que implica que
la capa de vapor aislante formada en el contacto entre el magma y los
sedimentos húmedos no se desarrolla o colapsa, permitiendo el enfriamiento
del magma. La granulometría gruesa, la alta permeabilidad y la pobre selección
del sedimento huésped, causan que la capa de vapor se rompa debido a la
presencia de clastos grandes que no pueden ser incorporados en la capa
(Busby-Spera y White, 1987).
Schipper et al. (2011), luego de realizar una serie de experimentos sobre
el efecto de los sedimentos refrigerantes en la granulación por enfriamiento,
observaron que existe una relación entre los distintos comportamientos del
magma y las concentraciones de los sedimentos, asociados al proceso de
transferencia de calor y mezcla. Los hallazgos de Schipper et al. (2001) se
pueden correlacionar al proceso de formación de las peperitas, indicando que a
bajas cargas de sedimento, la granulación domina por sobre la mezcla. A
moderadas cargas de sedimento es factible la mezcla, mientras que a altas
cargas de sedimento se inhibe la mezcla entre el magma y los sedimentos.
Brooks et al. (1982), Goto y McPhie (1996), Doyle (2000) y Squire y
McPhie (2002) concluyeron un paso desde peperita globular a peperita de
bloque con el tiempo, debido a un aumento en la viscosidad y densidad del
magma producto del enfriamiento.
40
Figura 3. 4 Generación de clastos juveniles (Modificado de Skilling et al., 2002).
Fragmentación por Interacciones Térmicas (Fuel-Coolant Interactions)
Comúnmente conocida como FCI (―Fuel-Coolant Interactions‖), o MFCI
(―Molten fuel-coolant interactions‖). Este proceso ocurre cuando la temperatura
del fundido está por encima de la temperatura de evaporación del líquido frío
pudiendo provocar una explosión de vapor (Buxton y Nelson, 1975). En el caso
de las peperitas, esto puede ocurrir cuando el agua o el sedimento huésped
sobresaturado queda atrapado en el magma o cerca de él (Wohletz, 2002),
produciendo una explosión de vapor que puede causar la fragmentación del
magma, producto de la sobrepresión del sistema, a medida que se
descomprime bajo las condiciones ambientales. Existen limitaciones
termodinámicas importantes para esta formación de peperitas, como la
temperatura, el contenido de calor de los sedimentos húmedos y el magma, y la
tasa de transferencia de calor entre ellos, la cual está limitada por el equilibrio
térmico entre ambos (Wohletz, 2002). La temperatura de este equilibrio térmico
puede llegar a ser tan alta que se generan presiones supercríticas que
posiblemente conduzcan a la fragmentación del magma y la generación de
41
peperitas o al magmatismo explosivo dependiendo de la reología del magma
(Wohletz, 2002).
La formación de estos clastos hidromagmáticos, ha sido relacionado en
secuencias de ventilación en erupciones freatomagmáticas de tipo maar
(Hooten y Ort, 2002; Martin y Nemeth, 2007).
III.5.2 Fluidización del Sedimento
La mezcla de los clastos juveniles y el sedimento huésped es promovida
por la fluidización del sedimento, la intrusión forzosa del magma, las
explosiones hidromagmáticas, los contrastes de densidad del sedimento y del
magma y la licuefacción de los sedimentos (Skilling et al., 2002) (Figura 3.5).
La fluidización, para la literatura peperítica, hace referencia al soporte de
partículas y transporte por un fluido en cualquier dirección de movimiento
(Skilling et al., 2002). Por lo que es un proceso clave en la formación de
peperitas, ya que permite que el magma se introduzca en el sedimento húmedo
y permite la mezcla y transporte de los clastos juveniles. La fluidización es más
eficiente en sedimento de grano fino, bien seleccionado y con bajo
empaquetamiento (Busby-Spera y White, 1987; McPhie, 1993; Hanson y
Hargrove, 1999).
La fluidización de los sedimentos se produce por la expansión del vapor
de agua que resulta en un gradiente de densidad entre los sedimentos cercanos
al margen de la intrusión y los sedimentos estables circundantes (Downey,
2017). Esto se produce debido a una respuesta del calentamiento al contacto
con el magma o al posterior enfriamiento debido a fracturas en la superficie del
magma, provocando un vacío de presión (Kokelaar, 1982).
El calentamiento directo entre el magma y los sedimentos húmedos no
litificados genera la vaporización térmica, como producto de la ebullición y
volatización in situ del fluido intersticial (Kokelaar, 1982; Schofield et al., 2012),
provocando la expansión de esta agua intersticial que puede conllevar a la
42
alteración de los sedimentos adyacentes y el arrastre de partículas lejos del
contacto (Kokelaar, 1982; McPhie, 1993). Esto en conjunto con el régimen de
estrés producido por la intrusión del magma (Kano, 2002) produce una
fluidificación y deformación de los sedimentos.
Por otra parte, puede ocurrir una descompresión rápida del fluido
calentado causando la expansión instantánea de los fluidos intersticiales, bajo
una temperatura uniforme. Esto ocurre a menudo, como se mencionó
anteriormente, durante la apertura de fracturas de enfriamiento, debido a que la
presión se aproxima a cero generando condiciones similares al vacío (Kokelaar,
1982). Estas fracturas pueden ser rápidamente emplazadas por sedimentos
fluidizados, que conllevan a una mejor mezcla y ruptura de la intrusión si esta
continúa fundida (Downey, 2017).
Evidencias de esta fluidización en las rocas peperíticas, se ha observado
en la destrucción de texturas originales del sedimento huésped a lo largo del
contacto con el cuerpo magmático, las cuales se pueden observar a ciertas
distancias de dichos contactos. Kokelaar (2002) notó la presencia de grandes
bloques de sedimento a lo largo de estos contactos, infiriendo también que
estos fueron transportados por un flujo fluidizado.
Este halo de homogenización del sedimento puede variar ampliamente
en su volumen, dependiendo del espesor del cuerpo magmático y de las
propiedades termofísicas de ambos componentes (sedimento huésped y cuerpo
magmático). Sin embargo, Martin y Nemeth (2007) observaron que estos son
más estrechos en casos de peperitas globulares y más amplios en peperitas de
bloque. También se ha documentado en las cercanías de los contactos con los
cuerpos magmáticos, que el sedimento huésped puede sufrir una disminución
en la porosidad de un 80% a aproximadamente 40-60% (Einsele, 1986),
conduciendo a un endurecimiento de dichos sedimentos mediante la
compactación y el reempaquetamiento de estos, reduciendo la permeabilidad
general (Francis, 1982; Walker y Francis, 1987).
43
Figura 3. 5 Mezcla de clastos juveniles y sedimento huésped (Modificado de Skilling et al.,
2002).
Límite de fluidización
La fluidización que puede dar origen a rocas peperíticas está restringida
por un rango de profundidades condicionado por la presión de confinamiento,
ya que esta puede reducir la eficiencia del calentamiento y suprimir la transición
de agua a vapor en entornos de alta presión (Downey, 2017). La presión
hidrostática domina en sedimentos mal seleccionados y por ende con alta
permeabilidad, mientras que una combinación de presiones litostáticas e
hidrostáticas rige a los sedimentos con baja permeabilidad y buena selección,
en función de la densidad de los sedimentos húmedos (Hantschel y Kauerauf,
2009).
Tomando en cuenta el punto crítico del agua de mar (debido a la mayor
ocurrencia de peperitas en ambientes submarinos) y la densidad promedio del
lodo marino (2 ⁄ ) (Krauskopf, 1967), el límite máximo de profundidad para
un sedimento de alta permeabilidad subyaciendo a una columna de agua sería
de 2,2 km de agua pura y aproximadamente 3,0 km para agua de mar. En
44
cambio para sedimentos con baja permeabilidad, el límite sería de 1,6 km
(Kokelaar, 1982), utilizándose este valor como referencia para la profundidad
máxima a la que puede ocurrir la fluidización (Krynauw et al., 1994; Curtis y
Riley, 2003; Thomson, 2007; Thomson y Schofield, 2008). Cabe destacar que la
fluidización puede ocurrir a mayores profundidades, ya que debido al
calentamiento, los cambios de densidad producen una fase de fluido
supercrítico con expansiones de volumen extremas, permitiendo la fluidización
producto del ascenso de los fluidos calientes de baja densidad (Downey y
Lentz, 2006). Adicionalmente, Schofield et al. (2010), argumenta que la presión
de fluido intersticial está gobernada por una columna de agua interconectada no
confinada, por lo que fluidización puede a profundidades de hasta 2,2 km.
III.6 Identificación de las Peperitas
Para fines prácticos de este estudio se utiliza el sentido genético para el
término peperita. Como consecuencia, las peperitas consisten en una mezcla
entre clastos juveniles magmáticos y sedimento poco consolidado producto de
una previa fragmentación del magma. Sin embargo, existen diversos procesos
que pueden generar una mezcla entre clastos ígneos y sedimento, los cuales se
asemejan a las peperitas (Branney y Suthren, 1988). Tal es el caso para la
resedimentación de depósitos piroclásticos por flujos de masas, la infiltración de
sedimentos en depósitos volcanoclásticos, la sedimentación de piroclastos
juveniles contemporáneos con la depositación de otros sedimentos, el
desprendimiento de piroclastos dentro de sedimento no consolidado, la mezcla
de clastos juveniles y no juveniles emplazados en depósitos de oleada y flujos
piroclásticos, y el colapso sin- o post-eruptivo de lavas o domos emplazados en
sedimento no consolidado (Skilling et al., 2002) (Anexo I). Producto de esto, la
identificación de afloramientos peperíticos requiere un estudio tridimensional
detallado que conlleve a una correcta interpretación.
Existen diferentes criterios que pueden ayudar a la identificación correcta
de estas rocas, los cuales se discuten a continuación. En primera instancia se
45
puede realizar una visión espacial del afloramiento, en donde debiera existir una
gradación desde el cuerpo magmático homogéneo a texturas peperíticas
cercanas al contacto con el sedimento libre, los clastos ígneos deben presentar
la misma composición y textura que el cuerpo magmático asociado (Brooks et
al., 1982; Kokelaar, 1982; Busby-Spera y White, 1987) (Figura 3.6.a). Esto nos
permite distinguir una estrecha relación entre el sedimento y el flujo o intrusión
parental.
Un segundo criterio de identificación corresponde a las evidencias del
proceso de fluidización del sedimento. Las peperitas por lo general implican una
destrucción parcial o completa de las estructuras sedimentarias originales del
sedimento huésped (Snyder y Fraser, 1963; Kokelaar, 1982; Doyle, 2000; White
et al., 2000) (Figura 3.6.b). También permiten inclusiones de material
sedimentario (Figura 3.6.c) y/o el emplazamiento de diques sedimentarios
(Figura 3.6.d) en el cuerpo magmático, así como la presencia de ―elutriation
pipes‖ en el sedimento circundante (Kokelaar, 1982; Busby-Spera y White,
1987; McLean et al., 2016).
Los contrastes de temperatura entre el componente ígneo de alta
temperatura y los sedimentos húmedos más fríos pueden generar alteraciones
entre los contactos de ambas unidades que generan evidencias para la
identificación de estas rocas. Estos incluyen el metamorfismo de contacto, la
vesiculación del sedimento, el enfriamiento parcial o completo del cuerpo
magmático (Busby-Spera y White, 1987; Goto y McPhie, 1996; Dadd y Van
Wagoner, 2002) (Figura 3.6.d) y el endurecimiento o alteración de la unidad
sedimentaria (Hanson y Schweickert, 1982; Kokelaar, 1982; Duffield et al.,
1986) (Figura 3.6.e).
Cabe mencionar que las peperitas por lo general se encuentran
asociadas a estratos sedimentarios de arena o limo y pueden ser altamente
discordantes a la estratificación (Snyder y Fraser, 1963; Kokelaar, 1982; Clague
et al., 2006). Adicional a esto, son típicamente no estratificadas y no presentan
gradaciones.
46
Figura 3. 6 Esquemas idealizados de las características distintivas de peperitas. Las cruces
representan un cuerpo intrusivo o un flujo de lava cristalizada, la falta de cruces indica
enfriamiento. a) Contacto entre un dique con peperita globular y sedimentos, altamente
discordante a la estratificación. b) Destrucción completa de las estructuras sedimentarias en el
margen de una peperita con textura de bloques. Los clastos de bloque muestran contacto
gradacional con el cuerpo intrusivo principal. c) Inclusiones de sedimentos atrapados en el
interior de la intrusión. d) Contacto de enfriamiento de intrusiones peperíticas con un dique
sedimentario en bloque. e) Sedimentos endurecidos o alterados en la zona peperítica
mostrados por líneas onduladas. f) Peperita de clasto mixto (de bloque y globular) (Tomado de
Downey, 2017).
47
IV. RESULTADOS
En los capítulos anteriores se presentaron tanto los objetivos como el
contexto geológico y teórico del objeto en estudio. En este capítulo se dan a
conocer los resultados obtenidos, mediante la caracterización detallada del
afloramiento, aparentemente peperítico, de estudio y la descripción de las
muestras de roca recolectadas en el terreno, mediante estudios petrográficos
tanto macroscópicos como microscópicos. Además se realiza una descripción
de la ―Peperita Los Molles‖ (denominada de esta forma para fines prácticos de
la presente Memoria) con el objetivo de evidenciar las características distintivas
en una roca con textura peperítica.
IV.1 Aspectos Generales
La Formación Katterfeld fue definida por Ramos (1976) en Argentina, en
donde se encuentra su localidad tipo en el Cerro Katterfeld, aproximadamente a
los 45°S. En la zona de estudio, se compone en gran medida por lutitas y lutitas
calcáreas, seguidas de areniscas de grano muy fino, que localmente presentan
una tendencia granocreciente. La transición entre las lutitas y las lutitas con
mayor contenido de carbonatos es gradual, existiendo una leve relación con el
aumento de contenido fósil alojado dentro de la litología mencionada. El
contenido fosilífero está compuesto principalmente por bivalvos, troncos fósiles,
amonoideos y en menor cantidad belemmnites, los cuales se caracterizan por
un alto grado de preservación. La estratigrafía de la zona es materia de estudio
de Ormazábal (2018).
48
Una particularidad establecida al interior de esta formación, radica en la
presencia de afloramientos aparentemente peperíticos, los cuales se hallaron
en 5 diferentes puntos, abarcando más de 400 metros de columna estratigráfica
(Figura 4.3). Los afloramientos corresponden a lutitas negras que se encuentran
en contacto con microdioritas porfíricas de coloración gris verdosa, los cuerpos
intrusivos a pesar de poseer mineralogía y textura muy similar difieren en la
manera en la que se presentan, encontrándose algunos con una notoria
disyunción columnar y otros principalmente macizos.
Se estudia y describe detalladamente un afloramiento en particular, el
cual debido a su mayor tamaño y el comportamiento variado que presenta en
diferentes zonas a lo largo del contacto entre el intrusivo y la roca de caja,
además de su acceso moderadamente sencillo desde el sitio del campamento,
lo convierten en un importante objeto de estudio de procesos relacionados al
emplazamiento de un cuerpo hipabisal y rocas sedimentarias. Las ―texturas‖ de
las rocas en estudio asemejan a la de una intrusión en sedimento húmedo. Sin
embargo, los antecedentes obtenidos en este estudio indican que la microdiorita
se habría emplazado en rocas litificadas.
El afloramiento principal se ubica aproximadamente a 600 msnm en una
quebrada por donde escurre un pequeño arroyo que para fines prácticos del
presente trabajo se denominó ―Aguas Salvadoras‖ (debido a que fue el arroyo
salvador para poder bañarse luego de varios días de terreno), el cual se ubica
al NE del Estero Lechoso, siendo afluente de este (Figura 4.1). La quebrada
posee una orientación NE-SW y se caracteriza por poseer dos afloramientos
aparentemente peperíticos, el principal, que se estudiará en detalle en el
presente capítulo, ubicado en la zona más al sur y basal de la quebrada en
cuestión y el segundo, 100 metros estratigráficamente más alto, ubicado en la
zona NE de la quebrada junto a una caída de agua de unas decenas de metros
que no permite continuar el paso por dicho sector.
49
Figura 4. 1 Ubicación del afloramiento en estudio. Se observa la orientación NE-SW del Arroyo
Aguas Salvadoras (línea amarilla).Los afloramientos peperíticos se encuentran indicados en
rojo, la estrella marca el afloramiento principal de estudio y el círculo el afloramiento ubicado en
la zona superior de la quebrada. Modificada de Google Earth.
Figura 4. 2 Simbología empleada para la construcción de la columna estratigráfica del área de
estudio expuesta en la página siguiente.
50
Figura 4. 3 Imagen compuesta. A la izquierda se aprecia la columna estratigráfica total del área
de estudio. Y a la derecha una columna detallada de la Formación Katterfeld, en donde se
observan dos contactos aparentemente peperíticos separados por una sucesión sedimentaria
de aproximadamente 100 metros de espesor. Leyendas y simbologías se encuentran en la
página anterior (Arraño y Ormazábal; en Ormazábal, 2018).
51
IV.2 Descripción del Afloramiento
El afloramiento de estudio, se encuentra compuesto por lutitas de la parte
inferior de la Formación Katterfeld, las cuales han sido intruidas por un cuerpo
hipabisal de composición diorítica (Figura 4.4). A nivel microscópico, el intrusivo
posee fenocristales de plagioclasas (20%), anfíbolas (10%), biotitas (3%) y
clinopiroxenos (2%) inmersos en una masa fundamental microcristalina (65%)
crecida de coloración gris verdosa compuesta principalmente por plagioclasas y
en menor proporción feldespatos. Los fenocristales presentan tamaños entre 5
a 0,15 mm y las plagioclasas se presentan ocasionalmente reunidas en
cúmulos generando texturas glomeroporfíricas (Figura 4.4), también se observa
textura tipo ―sieve‖, pilotaxítica e intrafasciculada. Además, cabe destacar que
los cristales de plagioclasas se encuentran alterados a arcillas. En base a estas
observaciones microscópicas, se le ha denominado al cuerpo intrusivo como
una microdiorita porfírica de anfíbola (Figura 4.4).
Figura 4. 4 Microfotografía del cuerpo intrusivo. La fotografía de la izquierda tomada a Nícoles
Paralelos y la de la derecha a Nícoles Cruzados. Se muestran los fenocristales de plagioclasas
y anfíbolas inmersas en una matriz microcristalina crecida compuesta principalmente de
plagioclasas y en menor proporción feldespato. Se pueden observar los fenocristales de
plagioclasas agrupadas en cúmulos generando una textura glomeroporfírica.
52
El cuerpo intrusivo se encuentra altamente diaclasado y presenta
disyunción columnar en el costado SW del afloramiento (Figura 4.5 A), en
donde se logra observar la disposición radial de las columnas respecto al
contacto con las lutitas indicando la existencia de una superficie de
enfriamiento. Cabe destacar que en diferentes puntos de la quebrada se puede
observar como el intrusivo continúa presentando disyunción columnar, tanto en
las zonas inferiores como las que sobreyacen estratigráficamente al
afloramiento de estudio. De hecho, en el sector que aflora el segundo contacto
aparentemente peperítico, se puede observar como las columnas son muy
evidentes y con una potencia de 30 metros aproximadamente (Figura 4.5 B),
mientras que en los afloramientos aparentemente peperíticos restantes los
intrusivos se presentan principalmente de forma maciza.
La roca de caja corresponde a lutitas negras meteorizadas de 10 metros
de potencia y aproximadamente 4 metros de espesor, las cuales se presentan
altamente brechizadas y en contacto neto con el intrusivo microdiorítico. Cabe
mencionar que no se aprecia continuidad de la lutita en el sector opuesto de la
quebrada. La presencia de estructuras sedimentarias como laminaciones y
ondulitas, vetillas de carbonatos y contenido fosilífero no se observa como en
las lutitas sobreyacientes de la columna estratigráfica, sin embargo en algunos
sectores de la roca se observa foliación tectónica. A escala microscópica se
observan clastos de cuarzo detrítico, micas blancas, plagioclasas y
posiblemente la presencia de material orgánico.
El afloramiento presenta principalmente tres zonas del contacto (superior,
inferior y lateral) (Figura 4.6), con características y comportamientos diferentes,
por lo que serán estudiados de manera independiente a continuación.
53
Figura 4. 5 Cuerpo intrusivo hipabisal de composición microdiorítica que presenta disyunción
columnar (líneas rojas). En A se observa una disposición radial en las columnas, con diaclasas
perpendiculares al contacto, indicando el borde o superficie de enfriamiento marcado en la foto
(línea amarilla), en el contacto SW del afloramiento principal de estudio. En B se muestra la
disyunción columnar del intrusivo presente en el segundo afloramiento aparentemente
peperítico al NE de la quebrada. La flecha de color celeste indica la caída de agua.
54
Figura 4. 6 Esquema del afloramiento en estudio. Los números indican las diferentes zonas a lo
largo del contacto entre la roca de caja (Lt) y el cuerpo intrusivo (Ix), que serán estudiadas de
manera independiente: 1) Contacto ―Inferior‖. 2) Contacto ―Superior‖. 3) Contacto ―Lateral‖. A:
Disyunción columnar del intrusivo. B: Foliación tectónica de la roca de caja. C: Brechización del
intrusivo. D: Fragmentos de lutita foliados inmersos en el intrusivo. E: Clasto juvenil con
inclusiones de lutita en su interior. F: Brechización de la roca de caja. G: Clastos juveniles
inmersos en la roca de caja. H: Aumento de la zona del contacto inferior, mostrando la
disminución granulométrica de los cristales de plagioclasas del intrusivo. Elaboración propia.
55
IV.2.1 Descripción del Contacto Inferior
La zona del contacto inferior es un plano recto, en gran parte, con una
orientación de 285/60°N, que no posee continuidad hacia la zona superior.
Dicha zona del contacto se caracteriza por la presencia de inclusiones de
fragmentos de lutita dentro del cuerpo intrusivo, la disminución granulométrica
en los cristales de la microdiorita y por la brechización presente tanto en el
cuerpo magmático como en la lutita.
En cuanto al cuerpo magmático, se puede apreciar una variación en su
textura, en donde los fenocristales de plagioclasa van disminuyendo su
granulometría desde 1,3 mm hasta unos 0,5-0,3 mm aproximadamente a
medida que se aproximan al contacto con la roca de caja, indicando un mayor
enfriamiento. Esto concuerda con la disposición perpendicular al contacto de
diaclasas del intrusivo, interpretados por esta razón como de enfriamiento.
Paralelo y a lo largo del contacto, la lutita presenta foliación tectónica de
orientación 245/70°W en un ancho de 20 cm, la cual no se observa en los otros
dos contactos del afloramiento. Adicionalmente se observan escasas
inclusiones de lutita (no más de 10 en total) en el cuerpo intrusivo en la zona
superior del contacto, en donde los clastos de lutita no superan los 5 cm de
diámetro, son angulares y presentan a su vez la foliación antes mencionada
(Figura 4.7). Con esto se puede inferir que la foliación presente en la roca de
caja es probablemente anterior a la intrusión del hipabisal.
Además en la zona recta del contacto, se logra apreciar como la lutita y
el intrusivo se encuentran altamente brechizados, en donde se observa una
especie de ―vetilla‖ en las zonas más próximas al contacto (Figura 4.8), que
generan una brecha irregular de coloración grisácea con fragmentos menores a
2 mm de la microdiorita, con una textura similar a la de una brecha
hidromagmática. Este tipo de brechización no se observa en ningún otro sector
del afloramiento en estudio.
56
Figura 4. 7 Inclusiones de lutita previamente foliadas en el cuerpo intrusivo observadas en la
zona del contacto inferior. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, las líneas
rocas discontinuas representan la foliación presente en las inclusiones de lutita.
57
Figura 4. 8 Brechización del cuerpo intrusivo observado en la zona del contacto inferior, el
material de relleno se observa de color gris. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía
modificada, las líneas rojas discontinuas enmarcan la zona de brechización.
Se realizaron 4 cortes transparentes con el fin de estudiar la transición
desde la zona de brechización del cuerpo magmático hasta la roca de caja. En
las zonas próximas al contacto se puede observar como los fenocristales de
plagioclasas del cuerpo intrusivo se encuentran alterados a esmectita y calcita,
por otro lado se pueden observar claramente los 3 componentes involucrados
en dicho contacto; el cuerpo intrusivo brechizado, la lutita brechizada y el
material de relleno gris entre ambos cuerpos (Figura 4.9). Además en la zona
de brecha propiamente tal se observa que el material de relleno está
compuesto principalmente por microlitos de palgioclasas. En cuanto a la lutita,
se presenta altamente brechizada generando las texturas tipo puzle (―jigsaw-fit‖)
(Figura 4.10), con minerales de cuarzo, albita, calcita, esmectita, prehnita y
titanita rellenando las fracturas.
58
A medida que nos alejamos del contacto, es decir hacia el NE, la lutita
comienza a disminuir el grado de brechización, además la presencia de los
minerales titanita, prehnita, esmectita y cuarzo comienzan a disminuir su
ocurrencia, mientras que la de la calcita aumenta.
Figura 4. 9 Microfotografía del contacto inferior del afloramiento de estudio. La fotografía de la
izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la derecha a Nícoles Cruzados. Se observan los 3
componentes involucrados en el contacto; la lutita brechizada (Lt), la microdiorita de anfíbola
(Ix) y el material de relleno entre ambos cuerpos (MR) compuesto principalmente por microlitos
de plagioclasas.
Figura 4. 10 Microfotografía de la lutita presente en la zona del contacto inferior del afloramiento
de estudio. La fotografía de la izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la derecha a Nícoles
Cruzados. Se observa la brechización de la lutita generando las texturas tipo puzle (―jigsaw-fit‖).
59
IV.2.2 Descripción del Contacto Superior
La zona del contacto superior entre el intrusivo microdiorítico y la lutita
presenta características completamente diferentes a las mencionadas
anteriormente. De hecho en esta zona del contacto se observan inclusiones del
cuerpo magmático dentro de la roca de caja (Figura 4.11), y no así fragmentos
de lutita en la microdiorita como se describió en el contacto anterior.
El contacto es bastante sinuoso, muy semejante a las peperitas
globulares descritas en el capítulo anterior (capítulo III, 4.2), se caracteriza por
la presencia de bloques del intrusivo dentro de la roca de caja, los cuales se
concentran principalmente en las zonas próximas al contacto entre ambos
cuerpos sin una orientación preferencial aparente. Las inclusiones
microdioríticas son irregulares con tamaños desde unos pocos centímetros
hasta algunos que superan los 20 cm de largo, se observan con bordes tanto
rectos como sinuosos, no obstante la mayoría presenta bordes cóncavos con
terminaciones en punta como un alfiler.
La roca de caja se encuentra altamente brechizada con clastos muy
angulares con tamaños superiores a 1,5 cm en las zonas más distales hasta
algunos inferiores a 0,25 mm en las cercanías de los contactos con el cuerpo
magmático. Además se puede observar como el fracturamiento de las lutitas
forman las denominadas texturas de puzle (―jigsaw-fit‖) mencionadas en el
capítulo anterior (capítulo III, 4.1)
Las fracturas se encuentran rellenadas por calcita principalmente,
mientras que en menor cantidad se observa la presencia de esmectita, titanita y
prehnita (Figura 4.12).
60
Figura 4. 11 Imagen compuesta del contacto superior del afloramiento de estudio. A: Muestra el
contacto superior desde el contacto lateral. B: Foto aumentada del sector 4.11 A enmarcado en
color amarillo. Se puede observar lo irregular de las inclusiones ígneas, con bordes cóncavos y
terminaciones en punta como alfiler, además se observa la brechización presente en la lutita.
Figura 4. 12 Microfotografía de la brecha de lutita (Lt) ubicada en el contacto superior del
afloramiento de estudio. La fotografía de la izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la
derecha a Nícoles Cruzados. Se puede observar como la esmectita (Sm) se encuentra
rellenando los espacios generados entre los clastos de la lutita.
61
IV.2.3 Descripción del Contacto Lateral
Finalmente, la tercera zona del contacto es la más sinuosa e irregular de
todas, en donde se puede apreciar como grandes glóbulos del cuerpo
magmático se encuentran inmersos en la roca de caja con un comportamiento
aparentemente muy dúctil (Figura 4.13). Dicha zona del contacto es la que
presenta menor número de inclusiones en comparación con las otras dos zonas
antes descritas, no obstante presenta tanto inclusiones de la microdiorita en la
roca de caja, como inclusiones de la lutita en el cuerpo ígneo. Además presenta
una característica que no se observa en los contactos anteriormente
mencionados, se aprecia como una inclusión magmática presente en la roca de
caja posee a su vez fragmentos de lutita en su interior, es decir una doble
inclusión (Figura 4.14). Dicha inclusión alcanza unos 10 cm de diámetro
mientras que los fragmentos de lutita en su interior no superan los 4 cm de
diámetro.
Figura 4. 13 Glóbulo irregular del cuerpo magmático inmerso en la roca de caja, ubicado en la
zona del contacto lateral del afloramiento de estudio. A: Fotografía sin modificaciones. B:
Fotografía modificada, la línea amarilla discontinua encierra la inclusión magmática.
62
La lutita de la roca de caja también se encuentra brechizada (Figura
4.15), además observación al microscopio de inclusiones de la lutita en la
microdiorita permiten observar que los fragmentos de lutita se encuentran
brechizados, concentrándose los clastos de lutita de mayor tamaño (hasta 1 cm
aproximadamente) en las zonas mediales mientras que decrecen en
granulometría (0,2 mm) en las cercanías del contacto con el cuerpo magmático
(Figura 4.16).
Figura 4. 14 Inclusión magmática en la roca de caja que a su vez presenta segundas
inclusiones de lutita en su interior, observada en la zona del contacto lateral del afloramiento de
estudio. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, la línea amarilla discontinua
encierra la inclusión magmática.
Figura 4. 15 Contacto sinuoso entre la roca de caja y el cuerpo magmático, además se observa
la brechización de la lutita ubicada en la zona del contacto lateral. A: Fotografía sin
modificaciones. B: Fotografía modificada, contacto indicado con línea amarilla discontinua.
63
Figura 4. 16 Microfotografía de la brechización presente en una inclusión de lutita inmersa en el
cuerpo magmático presente en la zona del contacto lateral del afloramiento de estudio. La
fotografía de la izquierda tomada a Nícoles Paralelos y la de la derecha a Nícoles Cruzados. Se
observan los fragmentos de lutita brechizados inmersos en una matriz de calcita, esmectita,
prehnita, cuarzo y albita.
IV.3 Dataciones
Se realizó una datación radiométrica en circones provenientes de la
microdiorita porfírica, la cual arrojó un resultado de 80 Ma (Cretácico Superior)
(Suárez et al., inédito). Además se encuentra datado otro cuerpo intrusivo de
composición y aspecto muy similar en las cercanías del Cerro Pirámide, en el
sector sur de la Laguna Huncal que posee una edad de 82,8 ± 1,1 Ma (Suárez y
De la Cruz, inédito). Con esta información, junto con que en terreno se observó
la continuidad geográfica de la microdiorita entre ambos afloramientos, se
podría sugerir que los cuerpos magmáticos observados corresponderían a un
solo cuerpo de gran tamaño, siendo el responsable de los diferentes puntos
localizados con contactos aparentemente peperíticos.
64
IV.4 Interpretación
El afloramiento en estudio presenta texturas que se asemejan a una roca
peperítica, sin embargo luego de realizar un estudio de las unidades litológicas
presentes, se puede inferir que las lutitas que representan la roca de caja se
encontraban en un estado consolidado previo a la intrusión de la microdiorita
porfírica. Lo anterior se basa en la presencia de inclusiones de lutita con
foliación tectónica inmersas en el cuerpo intrusivo en la zona del contacto
inferior del afloramiento en estudio (Figura 4.7). Además, la diferencia de edad
de cerca 50 Ma existente entre el cuerpo magmático microdiorítico y las lutitas
de la roca de caja, ubicadas en la parte inferior de la Formación Katterfeld
(Valanginiano-Hauteriviano), apoya la hipótesis de que la microdiorita se
emplazó en roca ya litificada.
Por otro lado, la particularidad de la doble inclusión presente en la zona
del contacto lateral (Figura 4.14), en donde se observa una inclusión
magmática dentro de la roca de caja que posee a su vez fragmentos de lutita
brechizada en su interior, permite inferir la ocurrencia de una brechización en la
lutita previa o sincrónica a la intrusión. Es probable que el fracturamiento de la
roca de caja sea producto de la intrusión magmática, generando fragmentos de
lutita que fueron incluidos dentro de un clasto juvenil del cuerpo magmático que
a su vez también sufrió un proceso de fragmentación.
Además, las fracturas entre los fragmentos de lutitas observados en las
diferentes zonas brechizadas del contacto entre ambos cuerpos y las
inclusiones de lutita brechizadas en la microdiorita (Figura 4.16), se encuentran
rellenadas por minerales de calcita, cuarzo, esmectita, titanita y prehnita, los
cuales se pueden asociar a fluidos hidromagmáticos ricos en calcio
transportados posiblemente por la intrusión misma, es decir contemporáneos.
65
IV.5 Peperita Los Molles
A continuación se presentan los resultados obtenidos a partir de la
segunda campaña de terreno realizada en el BioParque Puquén en Los Molles,
con la finalidad de poder estudiar un afloramiento ejemplar y lo que con ello
significa y conlleva una ―Peperita Modelo‖, descubierto previamente por Suárez
y De la Cruz (información inédita).
IV.5.1 Ubicación y Vías de Acceso
El segundo afloramiento de estudio se encuentra ubicado en el
BioParque Puquén en la V Región de Valparaíso, Provincia de Petorca, en la
comuna de La Ligua, a unos 187 km aproximadamente al norte de la ciudad de
Santiago, específicamente a los 32°14′ 20″S y 71°31′ 42″W (Figura 4.17). Para
acceder al parque desde la ciudad Santiago se debe tomar la Panamericana
Norte y recorrer aproximadamente 180 km hasta la salida en dirección Los
Molles, luego se debe continuar por la Avenida Los Pescadores hasta
intersectar con la calle El Lúcumo, la cual se debe atravesar hasta el final para
finalmente llegar a la entrada del Parque Puquén. Existen varios senderos al
interior del parque, no obstante para llegar al afloramiento en estudio de la
forma más sencilla se recomienda continuar por el denominado ―Sendero
Costa‖ hasta llegar a la zona de ―El salto‖, señalado en la entrada del parque,
en donde se encuentra la ―Peperita Los Molles‖ (Figura 4.17 y Figura 4.18).
66
Figura 4. 17 Ubicación de la ―Peperita Los Molles‖ (Globo celeste), ubicada en el BioParque
Puquén (Globo rojo), Los Molles. El Sendero Costa se encuentra señalado de color rosado
desde la entrada del parque hasta el afloramiento ―Peperita Los Molles‖.
IV.5.2 Aspectos Generales
El parque se caracteriza por un ecosistema semidesértico, catalogado
por la Corporación Nacional del Medio Ambiente como sitio prioritario para la
conservación, debido a la flora y fauna presente con características biológicas
únicas. Además posee un gran interés geológico debido a la interacción entre
rocas sedimentarias lacustres y volcánicas.
En la zona del Puquén aflora la Formación Pichidangui (Cecioni y
Westermann, 1968) correspondiente al denominado pulso magmático félsico, la
cual se habría depositado en un ambiente de cuenca marina con orientación
NNW-SSE durante el Triásico Medio – Superior, denominada Cuenca El
Quereo – Los Molles (Cecioni y Westermann, 1968; Charrier et al., 2007). La
formación posee un origen volcanosedimentario y se compone principalmente
por lavas andesíticas, dacíticas y riolíticas, tobas, brechas volcánicas, fangolitas
y areniscas del Cárnico-Nórico (Rivano, 1996), edad basada en los elementos
paleontológicos encontrados en esta unidad, los cuales corresponden a
67
―Estherias‖ y restos de plantas fósiles (Flora de Los Molles y Flora de Punta
Puquén) (Fuenzalida, 1937, 1938; Cañas, 1964 y Azcárate y Fasola, 1970).
Además se presentan rocas pertenecientes a la Formación Los Molles
(Cecioni y Westermann, 1968), la cual se deposita en un ambiente continental-
marino, durante el desarrollo de ciclos de transgresión-regresión, en el Triásico
tardío- Jurásico temprano (Charrier et al., 2007). La formación se encuentra
compuesta por rocas volcanoclásticas y marinas transicionales que incluye
areniscas, fangolitas fosilíferas, conglomerados y tobas (Rivano, 1996).
Específicamente aflora el miembro superior de la Formación Pichidangui
y el miembro inferior de la Formación Los Molles, las cuales anteriormente
habrían sido agrupadas dentro de la Formación El Puquén (Cecioni y
Westermann, 1968), caracterizada por depósitos marinos y lacustres, pelíticos,
con algunas areniscas tobáceas y lavas ácidas.
Figura 4. 18 Afloramiento en estudio ejemplar de peperita, denominada para este trabajo como
―Peperita Los Molles‖, ubicada en el BioParque Puquén, Los Molles. Se observa con líneas
discontinuas de color rojo el contacto entre el cuerpo intrusivo (IX) y la roca de caja (RC),
además se observa como el cuerpo intrusivo se presenta en forma de diques en ciertos
sectores. Las líneas discontinuas de color verde representan la estratificación original (So) de la
roca de caja.
68
IV.5.3 Descripción General del Afloramiento
El afloramiento se encuentra compuesto por lutitas negras lacustres
correspondientes a la roca huésped en el proceso peperítico, que presenta
delgadas intercalaciones de areniscas finas. Las lutitas se encuentran cortadas
por un cuerpo intrusivo de coloración grisácea de composición dacítica, en
donde se pueden observar fenocristales de anfíbolas y una masa fundamental
altamente silicificada compuesta principalmente de plagioclasas.
El cuerpo intrusivo se presenta en forma de diques en ciertos sectores en
el afloramiento en estudio (Figura 4.18), los cuales son separados por
sedimentitas subhorizontales y suavemente plegadas. Se observan 3 diques
principales, los cuales se describen de SE a NW: Dique de 14 metros de ancho
aproximadamente con contactos sinuosos e irregulares que cortan a la roca
caja, en el sector adyacente al dique se observa una brecha con inclusiones del
cuerpo magmático en las rocas sedimentarias (Figura 4.19). Un segundo dique
de 13,2 metros de ancho con una orientación de 170/84°W y 145/51°W en sus
contactos SE y NW respectivamente. El tercer dique es de menor tamaño con
un ancho de 3,1 metros que posee una orientación de 235/81°W y 210/75°W en
sus contactos SE y NW respectivamente.
69
Figura 4. 19 Gradación desde el cuerpo magmático homogéneo (Ix) a brechas con clastos
juveniles en las cercanías del contacto (línea continua de color amarillo) con la lutita (Lt). La
flecha indica el sentido de dicha gradación. Se puede observar una variación en la textura de la
roca huésped, desde una textura endurecida y homogénea en la zona de brecha (entre la línea
continua y la discontinua de color amarrillo), en contraste con la estratificada original (So)
presente en las zonas más distales del contacto. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía
modificada, mostrando los diferentes elementos antes mencionados.
70
Figura 4. 20 Gradación desde el cuerpo magmático homogéneo (Ix) a brechas con clastos
juveniles en las cercanías del contacto (línea continua de color amarillo) con la lutita (Lt). La
flecha indica el sentido de dicha gradación. Se puede observar como la brecha y los clastos
juveniles siguen de forma paralela al contacto entre el cuerpo magmático y la roca de caja (línea
discontinua de color amarillo). A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada,
mostrando los diferentes elementos antes mencionados.
71
IV.5.4 Evidencias de Peperita
En primera instancia, se puede realizar un estudio espacial del
afloramiento, en donde se observa una gradación desde el cuerpo magmático
homogéneo a brechas con clastos juveniles provenientes del dique inmersos en
una matriz sedimentaria, en las cercanías del contacto con la roca huésped, en
este caso la lutita (Figura 4.19 y Figura 4.20). Los clastos juveniles observados
presentan formas irregulares con bordes principalmente curvos y poseen
tamaños desde 1,5 mm aproximadamente hasta 13 cm, además se observa en
ciertas zonas del afloramiento como la brecha con los clastos juveniles siguen
de forma paralela al contacto entre el cuerpo magmático y la roca de caja
(Figura 4.20). Cabe destacar que la composición y textura del cuerpo ígneo son
las mismas que las encontradas en los clastos juveniles inmersos en la lutita.
Por otro lado, se puede observar en un contacto en particular, la ocurrencia de
un clasto proveniente de la lutita inmerso en el cuerpo magmático, que posee a
su vez clastos juveniles en su interior (Figura 4.21).
En segundo lugar, se pueden observar diferentes estructuras que
evidencien el estado no consolidado o típicamente húmedo y la fluidización del
sedimento huésped. En algunos sectores del afloramiento de estudio se puede
encontrar estratificación convoluta en las lutitas, estructuras que se generan por
la licuefacción de los sedimentos. A esto se le puede añadir la destrucción o
ausencia de estructuras sedimentarias internas en la roca de caja en las zonas
de brecha, presentando una textura endurecida y homogénea completamente
diferente a la estratificada original que se aprecia en las zonas más alejadas del
contacto con el cuerpo magmático (Figura 4.19). En algunos casos, se observa
como en zonas adyacentes al contacto la destrucción de la estratificación
original no es completa, manteniéndose la estratificación original, mientras que
en los sectores donde se presentan clastos juveniles inmersos en la roca de
caja, el transporte y la fluidización del sedimento huésped se evidencian
mediante la ausencia de dicha estratificación en la roca de caja (Figura 4.21).
72
Figura 4. 21 Contacto (línea de color amarillo) entre el cuerpo intrusivo (Ix) y la lutita (Lt), se
observa una inclusión de la roca de caja (encerrada de color azul) que además presenta varios
clastos juveniles provenientes del cuerpo magmático asociado. Los número 1 y 2 separados por
la línea discontinua de color amarillo indican zonas con distinto comportamiento: el sector 1
presenta clastos juveniles inmersos en la roca de caja evidenciando el transporte y la
fluidización del sedimento huésped mediante la destrucción de la estratificación original de la
roca de caja (So); mientras que en el sector 2 se observa la estratificación original indicada con
líneas discontinuas de color verde, sin la presencia de clastos juveniles inmersos en la roca de
caja. A: Fotografía sin modificaciones. B: Fotografía modificada, mostrando los diferentes
elementos antes mencionados.
Adicionalmente se presencian como mínimo 4 diques sedimentarios a lo
ancho del afloramiento y adyacentes a diferentes apófisis de la dacita (Figura
4.22). Los diques sedimentarios se caracterizan por ser de tamaños
centimétricos (5 a 10 cm) y se componen de una matriz de tamaño de grano
arena fina. Los clastos son mayoritariamente juveniles provenientes del cuerpo
magmático y lutitas del sedimento huésped, además se aprecia como clastos
de algunos diques sedimentarios presentan las texturas de bloque típicas de
puzle (―jigsaw-fit‖) (Figura 4.23).
73
Figura 4. 22 Diques sedimentarios de 4 a 20 cm de ancho aproximadamente que cortan las
rocas sedimentarias presentes en el afloramiento de estudio Peperita Los Molles. En B se
puede observar la textura de bloque típica de puzle (―jigsaw-fit‖).
Figura 4. 23 Foto aumentada de la Figura 4.22 B, en donde se observa un dique sedimentario
con fragmentos del intrusivo presentando la textura de bloque típica de puzle (―jigsaw-fit‖).
74
IV.5.5 Interpretación
Los procesos involucrados en la formación de una roca peperítica, como
se vio en el capítulo anterior (Capítulo III, 5), son principalmente tres: la
fragmentación del magma, la fluidización del sedimento huésped y la mezcla
entre ambos componentes. En el afloramiento en estudio en Los Molles, a
diferencia del estudiado previamente en las cercanías de Puerto Ingeniero
Ibáñez, se pueden interpretar y observar de forma clara la ocurrencia de estos
procesos durante el mecanismo de formación de la roca estudiada.
El proceso de fragmentación del magma y mezcla con el sedimento
huésped (capítulo III, 5.1) en una roca peperítica, puede ser evidenciado en
este afloramiento debido a la presencia de clastos juveniles, que se encuentran
inmersos en una matriz sedimentaria, de la misma composición y textura a la
del cuerpo magmático dacítico adyacente, los cuales además poseen una
relación espacial característica de los dominios de peperitas (Figura 3.1),
presentando una morfología laminada principalmente compacta y paralela al
contacto con la intrusión de los diques (Figura 4.18). También se pueden
constatar ambos procesos en una inclusión de lutita que se encuentra inmersa
en el cuerpo magmático, que posee en su interior clastos juveniles previamente
fragmentados (Figura 4.21).
En cuanto al proceso de fluidización del sedimento huésped, queda
evidenciado en la ―Peperita Los Molles‖ mediante un halo de homogenización
textural del sedimento en las cercanías del contacto con el cuerpo ígneo (Figura
4.19), lo que conlleva a la destrucción de estructuras sedimentarias internas
originales (S₀) y al endurecimiento o alteración debido al reempaquetamiento y
compactación de los sedimentos (Francis, 1982; Walker y Francis, 1987).
Además, la presencia de diques sedimentarios es una de las características
distintivas dentro de la roca huésped (Capítulo III, 4.5) en un afloramiento de
peperitas (Downey, 2017), los cuales se observan de forma clara en el
afloramiento en estudio ubicado en el Puquén (Figura 4.22).
75
V. DISCUSIÓN
En base a las observaciones y descripciones realizadas del afloramiento
junto con los datos bibliográficos recolectados en el capítulo III, se puede
proseguir a la interpretación del comportamiento del objeto de estudio. En el
presente capítulo se pretende discutir si el afloramiento de estudio ubicado en la
Formación Katterfeld entra finalmente en la clasificación de una roca peperítica.
Además se prosigue a proponer un modelo o guía, que ayude a facilitar en
terreno la identificación de una peperita.
V.1 Definición
La definición del término ―peperita‖ sigue siendo un tema de controversia,
en donde no se ha logrado llegar a un consenso propiamente tal que aborde
una definición inequívoca para dicho termino. Dadas las observaciones del
afloramiento de estudio, cabe analizar y discutir en base a las dos definiciones
mencionadas en el capítulo III.
V.1.1 Sentido Descriptivo
Si nos centramos en el término peperita en el sentido netamente
descriptivo en donde es indiferente el origen del depósito, considerando como
peperita a cualquier roca que comprenda componentes volcánicos vítreos
juveniles en una matriz no-juvenil (De Goër, 2000), podemos clasificar el
afloramiento de estudio como una roca peperítica como tal. En donde
componentes volcánicos juveniles correspondientes a una microdiorita de
anfíbola se encuentran inmersos en una matriz no-juvenil de lutita.
76
Sin embargo, dicha definición es bastante vaga debido a que no hace
mayor hincapié al proceso que genera dicha textura, sin relacionar a su
formación un cuerpo magmático como tal, en donde podríamos denominar
como peperita a diversas rocas formadas por ejemplo por flujos laháricos, tobas
freatomagmáticas, bombas incluidas en una matriz de toba, piroclastos
juveniles de caída inmersos en sedimentos no consolidados e incluso a alguna
roca sedimentaria detrítica compuesta por clastos monomícticos volcánicos,
entre otros.
V.1.2 Sentido Genético
Por otro lado la definición genética del término peperita es más apropiada
y precisa al minuto de querer lograr representar el proceso de formación de una
roca con la textura peperítica determinada, excluyendo a cualquier roca (a
pesar de que presente dicha textura) que no se haya generado por un proceso
in situ de desintegración del magma/lava (o de corrientes de densidad
piroclásticas con comportamiento similar) que intruya y se mezcle con
sedimentos no consolidados o poco consolidados (White et al., 2000), por lo
que se descarta todo tipo de brecha hidrotermal, volcánica, tectónica e
hialoclastitas. Sin embargo, a la hora de evaluar esta definición en el
afloramiento de estudio, no cae precisamente dentro de dicha definición. Esto
es, debido a que la roca huésped se encontraba en estado consolidado al
momento de la intrusión magmática, no obstante, si ocurrieron los procesos de
fragmentación del magma y mezcla mencionados en la definición anterior.
Fragmentación del Magma
El proceso de fragmentación del magma se puede ver evidenciado
mediante la presencia de los diversos clastos juveniles inmersos en la roca de
caja (Figura 4.11), en este caso la lutita, observados tanto en la zona del
contacto superior como en la zona lateral. Además también queda demostrado
dicho proceso, mediante la brechización del cuerpo magmático observada en la
zona inferior del contacto (Figura 4.8).
77
Fluidización del Sedimento
La mezcla entre los clastos juveniles y el sedimento huésped en una roca
peperítica es promovida por la fluidización del sedimento (Skilling et al., 2002).
Sin embargo, como se mencionó en el capítulo anterior, el término fluidización
para la literatura peperítica, hace referencia netamente al soporte de partículas
y transporte por un fluido en cualquier dirección de movimiento (Skilling et al.,
2002). Dicho esto, se puede considerar que en el afloramiento en estudio si
ocurrió el proceso de fluidización, el cual logró que el magma se introdujera en
la roca de caja, permitiendo el transporte y mezcla de los clastos juveniles junto
con la lutita. En este proceso se infiere que la roca de caja, si bien no era un
sedimento húmedo, era un agregado de fragmentos de lutita. Esta brechización,
es probable que se formara por el escape de volátiles y fluidos hidromagmáticos
producto de la intrusión hipabisal, los cuales a su vez permitieron el transporte y
mezcla de ambos componentes.
Estado Consolidado de la Roca de Caja
La diferencia de aproximadamente 50 Ma entre las edades de la
microdiorita porfírica y la roca de caja perteneciente a la Fm. Katterfeld, nos
indican que las lutitas ya se habían litificado al momento de la intrusión.
Adicionalmente, la foliación observada en la roca de caja y en los clastos de
lutita inmersos en el cuerpo magmático (Figura 4.7), junto con el
comportamiento frágil observado en la brechización de la lutita presente en las
diferentes zonas del contacto entre ambos cuerpos, son también antecedentes
que indican que las lutitas de la roca de caja se encontraban consolidadas
durante la intrusión del cuerpo magmático hipabisal. Debido a esto, el
afloramiento en estudio no se podría clasificar como una roca peperítica según
la definición genética mencionada anteriormente.
78
V.1.3 “Peperita Modelo”, Los Molles
En cuanto a la ―Peperita Modelo‖ ubicada en el BioParque El Puquén, se
podría definir como peperita por cumplir con las condiciones indicadas tanto en
el sentido descriptivo como genético del término peperita. Dicho afloramiento,
cumple con todas las características y procesos formadores de una roca
peperítica, como lo es la fragmentación del magma y la mezcla con el
sedimento huésped, promovido por la fluidización del sedimento no consolidado
o poco consolidado (ver capítulo IV, 5.5).
V.2 Brechización de la Roca de Caja, Puerto Ingeniero Ibáñez
Se podría proponer, que la brechización de la lutita del afloramiento en
estudio en las cercanías del Estero Lechoso, fuera previa a la intrusión
magmática, sin embargo se ha interpretado como sincrónica y producto de la
intrusión hipabisal. Esta brechización, según la hipótesis aquí planteada, se
habría formado por el escape de volátiles y fluidos hidromagmáticos durante el
emplazamiento de la microdiorita. Debido a que el material de relleno presente
entre las fracturas de la lutita brechizada observados tanto en la zona de los
contactos con la microdiorita (Figura 4.10 y 4.12) como en las inclusiones de
lutita brechizada presentes en el cuerpo magmático (Figura 4.14), presentan la
misma paragénesis mineral, la cual está compuesta principalmente por calcita,
prehnita, esmectita, titanita y cuarzo, los que se observan en equilibrio con el
cuerpo magmático.
V.3 Clasificación del Afloramiento, Puerto Ingeniero Ibáñez
El afloramiento en estudio con texturas aparentemente peperíticas no se
podría clasificar como una peperita según la definición genética del término
propuesta por White et al. (2000), debido al estado consolidado de la roca de
caja previo a la intrusión magmática. No obstante, diversos autores han
discutido dicha definición, como es el caso de Jerram y Stollhofen (2002)
79
quienes proponen que se utilice el término peperita para describir los depósitos
que consisten en sedimentos mezclados con componentes magmáticos
juveniles, en donde se evidencie una interacción dinámica entre ambos, esto
debido a los ejemplos de peperitas hallados en ambientes áridos sin
requerimiento de agua, en donde no ocurren procesos de interacción magma-
agua, y por tanto tampoco procesos de fluidización del sedimento huésped.
Además, Hanson y Schweickert (1982) registraron evidencia de litificación local
temprana en sedimentos volcanogénicos antes de la formación de texturas
peperíticas asociadas a un hipabisal riolítico, sugiriendo que el sedimento
huésped localmente consolidado puede fracturarse durante la génesis de una
roca peperítica, lo que se observa en diversas peperitas con clastos angulares
del sedimento huésped (MacDonald, 1939; Brooks et al., 1982; Kokelaar, 1982;
Kokelaar et al., 1985).
Dicho esto, se propone que el afloramiento en estudio ubicado en las
lutitas de la Formación Katterfeld puede ser denominado como una peperita,
debido a su proceso de formación in situ en donde se reconoce que habría
habido interacción dinámica entre los componentes, a través de los procesos de
fragmentación y mezcla del magma con la roca de caja. Esta mezcla, es
facilitada por los fluidos hidromagmáticos trasladados por el emplazamiento de
la microdiorita, los cuales permiten el transporte de los clastos juveniles
provenientes de la fragmentación del magma y además generan la brechización
observada en las lutitas, mezclando tanto los clastos juveniles inmersos en la
roca de caja como los fragmentos de lutita presentes en la microdiorita porfírica.
En base a lo discutido anteriormente, surge la necesidad de una nueva
definición para el término peperita, el cual considere en su formación la
interacción de magma tanto con sedimentos secos o húmedos, como lo
proponen Jerram y Stollhofen (2002), como con sedimentos totalmente
litificados, por lo que se propone una modificación de la definición propuesta
anteriormente por White et al. (2000):
80
Peperita (sustantivo): término genético aplicado a una roca formada
esencialmente in situ por la desintegración del magma que intruye y se mezcla
con una unidad sedimentaria, independiente del estado de consolidación. El
término también se refiere a mezclas similares generadas por los mismos
procesos que operan en los contactos con lavas y otros depósitos
volcanoclásticos calientes con tal unidad sedimentaria.
En base a la definición aquí propuesta, se podría sugerir la existencia de
dos tipos de peperitas: ―tipo S” en donde el cuerpo ígneo asociado se emplaza
en sedimento húmedo o seco, y ―tipo L”, en el que el cuerpo magmático se
emplaza en roca litificada. En las peperitas tipo S la roca ígnea asociada es
aproximadamente contemporánea al sedimento con el que interactúa, mientras
que en las de tipo L esto no es así, por lo que es importante su correcta
identificación antes de inferir contemporaneidad entre las litologías presentes.
La peperita estudiada en Los Molles correspondería a una de tipo S, en
donde el cuerpo magmático intruyó a sedimentos húmedos, mientras que el
afloramiento en estudio en las cercanías de Puerto Ingeniero Ibáñez,
correspondería a una peperita tipo L, según las definiciones aquí propuestas.
V.4 Identificación de Peperita
En términos simples una peperita se podría clasificar como una brecha,
debido a la presencia de clastos (o fragmentos de roca ígneos de igual
composición y origen) inmersos en una matriz sedimentaria. Existen múltiples
brechas similares a una peperita, sin embargo como se mencionó
anteriormente, el proceso de formación de esta brecha es lo que conlleva a la
definición de una roca peperítica u otro tipo de roca con aspecto similar. Esto
conlleva, a que su identificación en terreno, a veces, se vuelva complicada, por
lo que se propone a continuación una serie de pasos a seguir para lograr una
correcta identificación de un afloramiento peperítico (Figura 5.1).
81
Si el afloramiento en observación presenta las siguientes características,
la roca se puede definir como una peperita. Si no cumple alguna de ellas,
debiera ser clasificada y estudiada como otro tipo de roca.
Existencia de dos componentes principales: una unidad ígnea y otra unidad
sedimentaria. La unidad ígnea puede ser tanto intrusiva como extrusiva e
incluso depósitos volcanoclásticos calientes.
Existencia de una gradación desde el cuerpo magmático homogéneo a
clastos juveniles inmersos en la roca de caja, los cuales se encuentren
cercanos a los contactos con la unidad sedimentaria, idealmente desde un
régimen compacto a un régimen disperso.
Los clastos juveniles inmersos en la roca de caja en las cercanías de los
contactos presentan la misma composición y textura a la del cuerpo
magmático asociado.
La unidad sedimentaria puede evidenciar contactos de enfriamiento:
metamorfismo de contacto, vesiculación del sedimento, endurecimiento o
alteración de la unidad sedimentaria y/o enfriamiento parcial o completo de
la unidad magmática.
Adicionalmente se podría diferenciar una peperita de tipo S de una de
tipo L, si presenta alguna de las siguientes características generadas por el
proceso de fluidización del sedimento:
a) Destrucción parcial o total de las estructuras sedimentarias originales en
el sedimento huésped.
b) Presencia de diques sedimentarios.
82
Figura 5. 1 Modelo de mapa conceptual con el fin de lograr una correcta identificación de una
peperita en terreno. Además se incluyen rocas con apariencias semejantes, indicando las
características distintivas de estas para su correcta identificación. Existen diferentes categorías
dentro de las brechas volcánicas, por lo que se recomienda revisar Fisher (1960) para una
mejor identificación de este tipo de brechas.
83
VI. CONCLUSIÓN
Luego de un estudio bibliográfico de los procesos formadores de una
peperita se ha considerado que el término descriptivo (Cas y Wright, 1978; De
Goër, 2000) para referirse a una peperita es muy amplio. Por otro lado, la
definición genética propuesta por White et al. (2000) excluye a rocas con
texturas peperíticas que se sugiere que debiesen ser consideradas dentro de la
definición, debido a los procesos generadores de estas rocas. Es por esto, que
se ha propuesto una modificación a dicha definición, recomendando utilizar el
término peperita para referirse a rocas formadas por una unidad magmática que
se ha fragmentado y mezclado in situ con una unidad sedimentaria,
independiente de su estado de consolidación, evidenciando una interacción
dinámica entre ambos componentes. Junto a esto, se han propuesto dos tipos
de peperitas: las tipo S que se forman por la interacción de un cuerpo
magmático con sedimento; y las tipo L que se generan por la interacción de un
cuerpo ígneo con roca litificada.
Las lutitas de la roca de caja del afloramiento en estudio, ubicado en la
parte inferior de la Formación Katterfeld, se encontraban en un estado
consolidado previo a la intrusión de la microdiorita, sin embargo se evidencian
los procesos de fragmentación y mezcla del magma con la unidad sedimentaria,
por lo que se ha considerado como una roca peperítica tipo L según la
modificación propuesta para la definición de peperita.
El estudio de las peperitas tipo S, proporciona evidencia de campo para
la reconstrucción paleoambiental y la cronología relativa de eventos, debido a
que demuestra que procesos como el magmatismo y la sedimentación fueron
contemporáneos o relativamente cercanos (Shaw et al., 1999; Dadd y Van
Wagoner, 2002; Young et al. al., 2004). Sin embargo, como se mencionó
anteriormente, es crucial su correcta identificación debido a que las peperitas
tipo L ocurren en roca litificada, por lo que dichos procesos no serían
contemporáneos.
84
Adicionalmente, la identificación de peperitas tipo S puede ayudar en la
localización de intrusiones sinvolcánicas que podrían ser económicamente
significativas. Esto se debe principalmente a que las intrusiones pueden iniciar o
modificar la circulación de fluidos por largos periodos de tiempo, pudiendo así,
generar sistemas hidrotermales (McPhie y Orth, 1999) producto de la
transferencia de calor durante la formación de peperitas. Esto podría generar
una contribución directa de fluidos magmáticos hacia diferentes reservorios
porosos (Delaney, 1982) con consecuencias significativas en términos de
alteraciones hidrotermales y mineralización.
Por otro lado, la ocurrencia de una peperita (tipo S o L) puede facilitar la
distinción entre sills y lavas (McDonald, 1939; Branney y Suthren, 1998; Allen,
1992; Boulter, 1993; McPhie, 1993), esta problemática bastante frecuente entre
cuerpos ígneos concordantes puede ser rápidamente solucionada por la
presencia de texturas peperíticas a lo largo de los contactos superiores,
infiriendo la presencia de un cuerpo intrusivo.
Trabajos Futuros
Se propone complementar el trabajo realizado, con el estudio de los otros
4 afloramientos aparentemente peperíticos encontrados en diferentes puntos de
la Formación Katterfeld. Esto, con el fin de comparar las características
presentes en cada uno de ellos ¿Estarán asociados al mismo cuerpo intrusivo?
¿Acaso son contemporáneos? ¿Corresponden a peperitas tipo L?
Además, luego de presentar e interpretar el proceso de formación de las
texturas peperíticas observadas en la Formación Katterfeld, se sugiere
continuar la investigación mediante un modelamiento analógico. El cual
contemple las condiciones de formación del afloramiento en estudio y con esto
un mayor entendimiento de la génesis de peperitas tipo L.
85
VII. REFERENCIAS
Aguirre-Urreta, M.; Rawson, P. 1999. The Lower Cretaceous Valanginian
Ammonite Chacantuceras (gen nov.), a link between the Neuquén and Austral
basins. Revista de la Asociación Geológica Argentina 53 (3): 354-364.
Aguirre-Urreta, B., Suárez, M., De la Cruz, R., Ramos, V., 2007. Ammonoids
(Crioceratitinae, Hauterivian) from the Austral Basin, Chile. AMEGHINIANA
(Revista de la Asociación Paleontológica Argentina) - 44 (2): 387-397. Buenos
Aires, 30-6-2007.
Agustsson, C., Bahlburg, H., 2002. Cathodoluminiscense of Quartz as
provenance indicator of the late Paleozoic metasediments of southern Andean
Patagonia. In International Symposium of Andean Geodynamics, No. 5,
Proceedings: 57-59. Toulouse.
Airoldi, G., Muirhead, J.D., White, J.D.L., Rowland, J., 2011. Emplacement of
magma at shallow depth: insights from field relationships at Allan Hills, south
Victoria Land, East Antarctica. Antarctic Science, v. 23, p. 281-296,
http://dx.doi.org/10.1017/S0954102011000095.
Allen, R. B., 1982. Geología de la Cordillera Sarmiento, Andes patagónicos
entre los 51º00p y 52º15p lat. Sur, Magallanes, Chile. Servicio Nacional de
Geología y Minería (SERNAGEOMIN), Boletín 38.
Allen, R. L., 1992. Reconstruction of the tectonic, volcanic and sedimentary
setting of strongly deformed Zn-Cu massive sulfide deposits at Benambra,
Victoria, Australia. Econ. Geol. 87, 825-854.
Azcárate, V. y Fasola, A., 1970. Sobre formas nuevas para la flora triásica de
Los Molles. Museo Nacional de Historia Natural, Boletín, Vol. 29, p. 250-269.
86
Baker, P. E., Rea, W. J., Skarmeta, J., Caminos, R., Rex, D. C., 1981. Igneous
history of the Andean Cordillera and Patagonian Plateau around latitude 46°S.
Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, 303, 105–
149.
Befus, K.S., Hanson, R.E., Miggins, D.P., Breyer, J.A., Busbey, A.B., 2009.
Nonexplosive and explosive magma/wet-sediment interaction during
emplacement of Eocene intrusions into Cretaceous to Eocene strata, Trans-
Pesco igneous province, West Texas. Journal of Volcanology and Geothermal
Research, v. 181(3-4), p. 155-172.
Bell, C.M.; Townsend, M.; Suárez, M.; De la Cruz, M., 1994. The depositional
environments of the Lower Cretaceous Coyhaique Group, Aysén Basin,
southern Chile (45°-46°S). In Congreso Geológico Chileno, No. 7, Actas 1: 402-
403. Concepción.
Bell, C.M., Suárez, M., 1997. ―The Lower Cretaceous Apeleg Formation of the
Aisén Basin, Southern Chile. Tidal Sandbar Deposits of an Epicontinental Sea.‖
Revista Geológica de Chile 24(2): 203–25.
Bell, C.M., Suárez, M., 2000. The Río Lácteo Formation of Southern Chile. Late
Paleozoic orogeny in the Andes of southernmost South America. Journal South
American Earth Sciences 13: 133-145.
Belmar, M., 1996. Geología de las áreas Balmaceda y Cerro Farellón, Región
de Aisén, Petrología y Geoquímica del volcanismo ácido-intermedio, Jurásico-
Terciario. Memoria de Título, Universidad de Chile, Departamento de Geología:
111 p.
Biddle, K. T., Uliana, M. A., Mitchum, R. M., Fitzgerald, M. G., Wright, R. C.,
1986. The stratigraphic and structural evolution of the central and eastern
Magallanes basin, southern South America. In: Allen, P. A. (ed.) Foreland
Basins. International Association of Sedimentologists, Special Publications, 8,
41–63.
87
Boulter, C.A., 1993. High-level peperitic sills at Rio Tinto, Spain: implications for
stratigraphy and mineralization. Transcripts of the Institute of Mining and
Metallurgy, v. 102, p. 30-38.
Branney, M., Suthren, R., 1988. High-level peperitic sills in the English Lake
District: distinction from block lavas, and implications for Borrowdale Volcanic
Group stratigraphy. Geological Journal, v. 23, p. 171-187.
Brooks, E.R., 1995. Palaeozoic fluidization, folding and peperite formation,
northern Sierra Nevada, California. Canadian Journal of Earth Sciences, v. 32,
p. 314-324.
Brooks, E.R., Wood, M.M., Garbutt, P., L, 1982. Origin and metamorphism of
peperite and associated rocks in the Devonian Elwell Formation, northern Sierra
Nevada, California. Geol. Soc. Am. Bull. 93, 1208-1231.
Bruce, Z., 2001. Mesozoic Geology of the Puerto Ingeniero Ibáñez region, 46°
South, Chilean Patagonia. Ph.D. Thesis, University of Canterbury: 374 p. Nueva
Zelandia.
Bruhn, R. L., Stern, C. R., De Wit, M. J., 1978. Field and geochemical data
bearing on the development of a Mesozoic volcano-tectonic rift zone and
backarc basin in southernmost South America. Earth and Planetary Science
Letters, 41, 32–46.
Busby-Spera, C., White, J.L.W., 1987. Variation in peperite textures associated
with differing host–sediment properties. Bulletin of Volcanology, v. 49, p. 765-
775.
Busby, C.J., DeOreo, S.B., Skilling, I., Gans, P.B., Hagan, J.C., 2008. Carson
Pass-Kirkwood paleocanyon system: Paleogeography of the ancestral
Cascades arc and implications for landscape evolution of the Sierra Nevada
(California). Geological Society of America Bulletin, v. 120(3-4), p. 274-299,
http://dx.doi.org/10.1130/b25849.1.
88
Busby, C.J., Kessel, L., Schulz, K.J., Foose, M.P., Slack, J.F., 2003. Volcanic
Setting of the Ordovician Bald Mountain Massive Sulfide Deposit, Northern
Maine, Economic Geology Monograph 11, p. 219-244.
Buxton, L. D., Nelson, L. S., ―Steam Explosions,‖ Sandia Laboratory Report No.
74–0382 on Core Meltdown Review, August, 1975.
Calderón, M., 2006. Petrogenesis and tectonic evolution of Late Jurassic
bimodal magmatic suites (Sarmiento Complex) and migmatites (Puerto Edén
Igneous Metamorphic Complex) in the southern Patagonian Andes, Chile. PhD
Thesis, Departamento de Geología, Universidad de Chile, Santiago.
Cande, Steven C., Rob B. Leslie., 1986. Late Cenozoic Tectonics of the
Southern Chile Trench. Journal of Geophysical Research 91(B1): 471.
http://doi.wiley.com/10.1029/JB091iB01p00471.
Cañas, J. 1964. Tectónica y sedimentación de la Formación Los Molles,
provincia de Aconcagua. Escuela de Geología. Fac. C. fis. y Mat. U. de Chile.
Memoria de Prueba, p.---. Santiago. Chile.
Cas, R.A.F., Edgar, C., Allen, R.L., Bull, S., Clifford, B.A., Giordano, G., Wright,
J.V., 2001. Influence of magmatism and tectonics on sedimentation in an
extensional lake basin: the Upper Devonian Bunga Beds, Boyd Volcanic
Complex, southeastern Australia. In: J.D.L. White and N.R. Riggs (Editors),
Volcaniclastic Sedimentation in Lacustrine Settings. International Association of
Sedimentmentologist p. 83-108.
Cas, R.A.F., Edgar, C., Scutter, C., 1998. Peperites of the Late Devonian Bunga
Beds, southeastern Australia: A record of syn-depositional high-level intrusion,
dome emergence and resedimentation. IAVCEI Int. Volcanol. Congress, v., p.
11.
Cas, R.A.F., Wright, J.V., 1987. Volcanic Successions, Modern and Ancient.
Allen and Udwin, London, 528 pp.
89
Cecioni, G., Westermann, G.E.G., 1968. The Triassic–Jurassic marine transition
of coastal central Chile. Pacific Geology, 1, 41–75.
Charrier, R. Pinto, L., Rodríguez, M., 2007. ―Tectonostratigraphic evolution of
the Andean Orogen in Chile‖ In The Geology of Chile. Edited by Moreno, Teresa
y Gibbons, Wes. The Geological Society, Londres. 21-114.
Clague, D.A., Paduan, J.B., McIntosh, W.C., Cousens, B.L., Davis, A.S.,
Reynolds, J.R., 2006. A submarine perspective of the Honolulu Volcanics,
Oahu. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 151, p. 279-307,
http://dx.doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2005.07.036.
Coria, B., Pérez, B., 2002. Peperitic textures of Ordovician dacitic
synsedimentary intrusions in Argentina‘s Puna Highland: clues to emplacement
conditions. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 114, p. 165-
180.
Curtis, M.L., Riley, T.R., 2003. Mobilization of fluidized sediment during sill
emplacement, western Dronning Maud Land, East Antarctica. Anatartic Science,
v. 15(3), p. 392-398.
Dadd, K.A., Van Wagoner, N.A., 2002. Magma composition and viscosity control
on peperite texture: an example from Passamaquoddy Bay, southeastern
Canada. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 114, p. 63-80.
De Goër, A., Vincent, P., Camus, G., 1998. Must we still use the term ‗peperite‘?
A review of the type peperites of Scrope,in Limagne, France. IAVCEI Int.
Volcanol. Congress, Cape Town, Abstracts, p. 16.
De Goër, A., 2000. Peperites from the Limagne trench (Auvergne, French
Massif Central): A distinctive facies of phreatomagmatic pyroclastics. History of
a semantic drift. Volcaniclastic Rocks From Magmas to Sediments, v., p. 91-
110.
90
De la Cruz, R.; Suárez, M.; Covacevich, V.; Quiroz, D., 1996. Estratigrafía de la
zona de Palena y Futaleufú (43°15'-43°45'S), X Región, Chile. In Congreso
Geológico Argentino, No. 13 y Congreso de Exploración de Hidrocarburos, No.
3, Actas 1: 417-424. Buenos Aires.
De la Cruz, R.; Suárez, M.; Belmar, M.; Quiroz, D.; Bell. M., 2003. Geología del
Área Coihaique-Balmaceda, Región de Aisén del General Carlos Ibáñez del
Campo. Servicio Nacional de Geología y Minería, Serie Geología Básica 80: 41
p., 1 mapa escala 1:100.000.
De la Cruz, R., D. Welkner, M. Suárez, D. Quiroz., 2004. ―Geología Del Área
Oriental de Las Hojas Cochrane Y Villa O‘higgins.‖
De la Cruz, R.; Suárez, M., 2006. Geología del área Puerto Guadal-Puerto
Sánchez, Región de Aysén del General Carlos Ibáñez del Campo. Servicio
Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología
Básica 95: 58 p., 1 mapa escala 1:100.000.
De la Cruz, R.; Suárez, M. 2008. Geología del área Chile Chico-Río de las
Nieves, Región Aysén del General Carlos Ibáñez del Campo. Servicio Nacional
de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica 112:67
p., 1 mapa escala 1:100.000.
Delaney, P.T., 1982. Rapid intrusion of magma into wet rock: groundwater flow
due to pore pressure increases. J. Geophys. Res. 87, 7739-7756.
Demant, A., Suárez, M., De la Cruz, R., Bruguier, O., 2010. Early Cretaceous
Surtseyan volcanoes of the Baño Nuevo Volcanic Complex (Aysén Basin,
Eastern Central Patagonian Cordillera, Chile). Geologica Acta, Vol.8, Nº2, June
2010, 207-219.
Donaire, T., Sáez, R., Pascual, E., 2002. Rhyolitic globular peperites from the
Aznalcollar mining district (Iberian Pyrite belt, Spain): physical and chemical
controls. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 114, p. 119-128.
91
Downey, W. S., 2017. The fluid dynamic and thermophysical constraints on
peperite formation, and the vibrational liquefaction model. The University of New
Brunswick, Canada, p.1-587.
Downey, W.S., Lentz, D.R., 2006. Modeling of deep submarine pyroclastic
volcanism: a review and new results. Geoscience Canada, v. 33, p. 5-24.
Doyle, M.G., 2000. Clast shape and textural associations in peperite as a guide
to hydromagmaticinterac tions: UpperPermian basalticand basaltic andesite
examples from Kiama, Australia. Aust. J. Earth Sci. 47, 167-177.
Duffield, W.A., Bacon, C.R., Delaney, P.T., 1986. Deformation of poorly
consolidated sediment during shallow emplacement of a basalt sill, Coso Range,
California. Bulletin of Volcanology, v. 48, p. 97-107.
Durant, G., 1999. Late Silurian and Devonian volcanic rocks of Scotland; Site:
Turnberry Lighthouse to Port Murray. In: D. Stephenson, R.E. Bevins, D.
Millward, A.J. Highton, I. Parsons, P. Stone and W.J. Wadsworth (Editors),
Caledonian Igneous Rocks of Great Britain. Geological Conservation Review, p.
542-546.
Einsele, G., 1986. Interaction between sediments and basaltic injections in
young Gulf of California-type spreading centers. Geology Rundschau, v. 75, p.
197-208.
Erkül, F., Helvaci, C., Sözbilir, H., 2006. Olivine basalt and trachyandesite
peperites formed at the subsurface/surface interface of a semi-arid lake: An
example from the Early Miocene Bigadiç basin, western Turkey. Journal of
Volcanology and Geothermal Research, v. 149(3-4), p. 240-262.
Espinosa, W.; Fuenzalida, R. 1971. Geología de las Hojas Isla Riveros, Puerto
Aysén y Balmaceda, entre los paralelos 45° y 46° de latitud sur. Instituto de
Investigaciones Geológicas, Informe Inédito: 50 p.
92
Feruglio, E. 1949. Descripción Geológica de la Patagonia. Dirección General,
Yacimientos Petrolíferos Fiscales (YPF), Buenos Aires.
Fisher, R.V., 1960. Classification of Volcanic Breccias. Geological Society of
America Bulletin, v. 71, p. 973-982.
Francis, T.J.G., 1982. Thermal expansion effects in deep-sea sediments.
Nature, v. 299(5881), p. 334-336.
Fuenzalida V., H., 1937. El Rético en la costa de Chile Central. Depto. Minas y
Petróleo. Boletin No. 65. p. 739-747. Santiago. Chile.
Fuenzalida V., H., 1938. Las capas de Los Molles. bol. ns . Hist. Nat., No. 16, p.
6-93, 1 fig., 5 planos. Santiago.
Fuenzalida, R. 1968. Reconocimiento geológico de Alto Palena (Chiloé
Continental). Universidad de Chile, Anales de la Facultad de Ciencias Físicas y
Matemáticas 31: 93-158.
Fuenzalida, R. 1984. Nuevas ideas sobre la geología de los Andes
Magallánicos. In: Seminario de Actualización. Servicio Nacional de Geología y
Minería, Santiago, Q2–Q9.
Gifkins, C.C., McPhie, J., Allen, R.L., 2002. Pumiceous peperite in ancient
submarine volcanic successions. Journal of Volcanology and Geothermal
Research, v. 114, p. 181–203.
Godchaux, M.M., Bonnichsen, B., Jenks, M.D., 1992. Types of phreatomagmatic
volcanoes in the western Snake River plain, Idaho, U.S.A. Journal of
Volcanology and Geothermal Research, v. 52, p. 1-25. Journal of Volcanology
and Geothermal Research, v. 52, p. 1-25.
Goto, Y., McPhie, J., 1996. A Miocene basanite peperitic dyke at Stanley,
northwestern Tasmania, Australia. Journal of Volcanology and Geothermal
Research, v. 74, p. 111-120.
93
Goto, Y., McPhie, J., 1998. Endogenous growth of a Miocene submarine dacite
cryptodome, Rebun Island, Hokkaido, Japan. Journal of Volcanology and
Geothermal Research, v. 84, p. 273-286.
Gust, D., Biddle; K., Phelps, D., Uliana, M. 1985. Associate middle to late
Jurassic volcanism and extension in southern South America. Tectonophysics,
84, 4207–4222.
Haller, M.; Lapido, O. 1980. El Mesozoico de la Cordillera Patagónica Central.
Revista de la Asociación Geológica Argentina 35 (2): 230-247.
Hanson, R.E., 1991. Quenching and hydroclastic disruption of andesitic to
rhyolitic intrusions in a submarine island-arc sequence, northern Sierra Nevada,
California. Geological Society of America Bulletin, v. 103, p. 804-816.
Hanson, R.E., Hargrove, U.S., 1999. Processes of magma/wet sediment
interaction in a large-scale Jurassic andesitic peperite complex, northern Sierra
Nevada, California. Bulletin of Volcanology, v. 60, p. 610-626.
Hanson, R.E., Schweickert, R.A., 1982. Chilling and brecciation of a Devonian
rhyolitic sill intruded into wet sediments, northern Sierra Nevada, California.
Journal of Geology, v. 90, p. 717-724.
Hanson, R.E., Wilson, T.J., 1993. Large-scale rhyolitic peperites (Jurassic,
southern Chile). Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 54, p.
247-264.
Hantschel, T., Kauerauf, A.I., 2009. Pore Pressure, Compaction and Tectonics,
Fundamentals of Basin and Petroleum Systems Modeling. Springer Berlin
Heidelberg, Berlin, Heidelberg, p. 31-101.
Harambour, S. y Soffia, J. M., 1988. Transición de margen pasivo a cuenca de
antepaís: Síntesis evolutiva para el extremo norte de la Provincia de Última
Esperanza, Magallanes, Chile. Proceeedings 5th Congreso Geológico Chileno,
Santiago, 1, A385-A402.
94
Heim, A., 1940. Geological observations in the Patagonian Cordillera
(Preliminary report). Eclogae Geologicae Helvetiae 33: 25-51. Traducción in
Boletín Minero 54 (507): 646-649.
Hervé, F., 1993. Paleozoic metamorphic complexes in the Andes of Aysén,
Southern Chile (West of Occidentalia). In First Circum-Pacific and Circum-
Atlantic Terrane Conference, Proceedings: 64-65. Mexico.
Hervé, F.; Aguirre, L.; Godoy, E.; Massone, H.; Morata, D.; Pankhurst, R.;
Ramírez, E.; Sepúlveda, V.; Willner, A., 1998. Nuevos antecedentes acerca de
la edad y las condiciones P-T de los complejos metamórficos en Aysén. En
Congreso Latinoamericano de Geología, No. 10 y Congreso Nacional de
Geología Económica, No. 6, Actas 2: 134-137. Buenos Aires.
Hooten, J.A., Ort, M.H., 2002. Peperite as a record of early stage
phreatomagmatic fragmentation processes: an example from the Hopi Buttes
volcanic field, Navajo Nation, Arizona, USA. Journal of Volcanology and
Geothermal Research, v. 114, p. 95-106.
Houle, M.G., Gibson, H.L., Lesher, C.M., Davis, P.C., Cas, R.A.F., Beresford,
S.W., 2008. Komatiitic Sills and Multigenerational Peperite at Dundonald Beach,
Abitibi Greenstone Belt, Ontario: Volcanic Architecture and Nickel Sulfide
Distribution. Economic Geology, v. 103, p. 1269-1284.
Hunns, S.R., McPhie, J., 1999. Pumiceous peperite in a submarine volcanic
succession at Mount Chalmers, Queensland, Australia. Journal of Volcanology
and Geothermal Research, v. 88, p. 239-254.
Jerram, D., Stollhofen, H., 2002. Lava/sediment interaction in desert settings:
are all peperite-like textures the result of magma-water interaction? In: Skilling,
I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and Products of
Magma-Sediment Mingling. J. Volcanol. Geotherm. Res. 114, 231-249.
Jones, J.G., 1969. A lacustrine volcano of Central France and the nature of
peperites. Proc. Geol. Assoc. 80, 177-188.
95
Kano, K., 1991. Miocene pillowed sills in the Shimane Peninsula,SW Japan. J.
Volcanol. Geotherm. Res. 48, 359-366.
Kano, K., 1989. Interactions between andesitic magma and poorly consolidated
sediments: examples in the Neogene Shirahama Group, south Izu, Japan.
Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 37, p. 59-75.
Kano, K., 2002. Middle Miocene volcaniclastic dikes at Kukedo, Shimane
Peninsula, SW Japan: fluidization of volcaniclastic beds by emplacement of
synvolcanic andesitic dikes. Journal of Volcanology and Geothermal Research,
v. 114, p. 81-94.
Kieffer, G., 1970. Le volcan pe.pe.ritique d‘Hubel (Lembron,Puy-de-Do―me).
Rev. Sci. Nat. Auvergne 36, 3-23.
Kokelaar, B.P., 1982. Fluidization of wet sediments during the emplacement and
cooling of various igneous bodies. Journal of the Geological Society of London,
v. 139, p. 21-33.
Kokelaar, B.P., Bevins, R.E., Roach, R.A., 1985. Submarine silicic volcanism
and associated sedimentary and tectonic processes, Ramsey Island, SW Wales.
J. Geol. Soc. London 142, 591-613.
Krauskopf, K.B., 1967. Introduction to Geochemistry. McGraw-Hill Book Co.,
New York.
Krynauw, J.R., Behr, H.J., Van Den Kerkhof, A.M., 1994. Sill emplacement in
wet sediments: fluid inclusion and cathodoluminescence studies at Grunehogna,
western Dronning Maud Land, Antarctica. Journal - Geological Society
(London), v. 151(5), p. 777-794.
Lagally, U., 1975. Geologische Untersuchungen un Gebiet Lago General
Carrera-Lago Cochrane, Provincia Aisén/Chile unter besonderer
Berücksichtigung des Grundgebirges und seiner Tektonik. Diss. Universität
München, 131 p.
96
Lahsen, A., 1966. Geología de la región continental de Aysén. Instituto de
Investigaciones de Recursos Naturales, Informe No. 20: 25 p. Santiago.
Leat, P.T., Thompson, R.N., 1988. Miocene hydrovolcanism in NW Colorado,
USA, fuelled by explosive mixing of basic magma and wet unconsolidated
sediment. Bulletin of Volcanology, v. 50, p. 229-243.
Lorenz, B.E., 1984. Mud–magma interactions in the Dunnage Mélange,
Newfoundland. In Volcanic and Associated Sedimentary and Tectonic
Processes in Modern and Ancient Marginal Basins. In: B.P. Kokelaar and M.
Howells (Editors), Geological Society of London, Special Publication 16, p. 271-
277.
MacDonald, G.A., 1939. An intrusive peperite at San Pedro Hill, California.
California University Publications Department Geological Sciences Bulletin, v.
24, p. 329-338.
Martin, U., Németh, K., 2007. Blocky versus fluidal peperite textures developed
in volcanic conduits, vents and crater lakes of phreatomagmatic volcanoes in
Mio/Pliocene volcanic fields of Western Hungary. Journal of Volcanology and
Geothermal Research, v. 159, p. 164-178.
Martin, U., White, J.D.L., 2002. Melting and mingling of phonolitic pumice
deposits with intruding dykes: an example from the Otago Peninsula, New
Zealand. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 114(1–2), p. 129-
146, http://dx.doi.org/10.1016/s0377-0273(01)00286-4.
McLean, C.E., Brown, D.J., Rawcliffe, H.J., 2016. Extensive soft-sediment
deformation and peperite formation at the base of a rhyolite lava: Owyhee
Mountains, SW Idaho, USA. Bulletin of Volcanology, v. 78(6), p. 1-17,
http://dx.doi.org/10.1007/s00445-016-1035-2.
McPhie, J., 1993. The Tennant Creek Porphyry revisited: a synsedimentary sill
with peperite margins, Early Proterozoic, Northern Territory. Australian Journal
of Earth Sciences, v. 40, p. 545-558.
97
McPhie, J., Orth, K., 1999. Peperite, pumice and perlite in submarine volcanic
successions: implications for VHMS mineralisation. Proceedings of Pacrim ‘99,
Bali, Indonesia, pp. 643-648.
Mella, P. E. 2001. Control tectónico en la evolución de la cuenca de antepaís de
Magallanes, XII Región, Chile. Thesis, Departamento de Ciencias de la Tierra,
Universidad de Concepción, Chile.
Michel-Levy, A., 1890. Situation stratigraphique de regions volcaniques de
l‘Auvergne. La Chaine des Puys. Le Mont Dore et ses glentours. Bull. Soc. Geol.
Fr. 18, 688-814.
Mpodozis, C. y Kay, S. M. 1990. Provincias magmáticas ácidas y evolución
tectónica de Gondwana: Andes chilenos (28–31°S). Revista Geológica de Chile,
17, 153–180.
Niemeyer, H. 1975. Geología de la región comprendida entre el Lago General
Carrera y el Río Chacabuco, Provincia de Aysén-Chile. Memoria de Título,
Universidad de Chile, Departamento de Geología: 345 p. Santiago.
Niemeyer, H.; Skarmeta, J.; Fuenzalida, R.; Espinosa, W. 1984. Hojas
Península de Taitao y Puerto Aysén, Región de Aysén del General Carlos
Ibañez del Campo. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica
de Chile 60-61: 80 p., mapa escala 1:500.000.
Olivero, E.B.; Aguirre-Urreta, M.B. 2002. Sucesión de amonoideos de La
Formación Katterfeld (Valanginiano-Hauteriviano) en su área tipo, Lago
Fontana, Chubut. In Congreso Geológico Argentino, No. 15, Actas 1: 485-490.
El Calafate.
Ormazábal, M., 2018. Estratigrafía y sedimentología mesozoica en torno a
Puerto Ingeniero Ibáñez (~46°17‘S), Cordillera Patagónica, Región de Aysén,
Chile. Memoria de Título de Geólogo, Universidad Andrés Bello.
98
Pankhurst, R.; Hervé, F. 1994. Granitoid age distribution and emplacement
control in the North Patagonian Batholith in Aysén, southern Chile. In Congreso
Geológico Chileno, No.7, Actas 2: 1409-1413. Concepción.
Pankhurst, R.J., Leat, P.T., Sruoga, P., Rapela, C.W., Márquez, M., Storey,
B.C., Riley, T.R., 1998. The Chon-Aike province of Patagonia and related rocks
in West Antarctica: a silicic large igneous province. Journal of Volcanology and
Geothermal Research 81, 113–136.
Pankhurst, R.J., S.D. Weaver, F. Hervé, P. Larrondo. 1999. ―Mesozoic–
Cenozoic Evolution of the North Patagonian Batholith in Aysén, Southern Chile.‖
Journal of the Geological Society, London 156: 673–94.
Pankhurst, R.J., Riley, T.R., Fanning, C.M., Kelley, S.P., 2000. Episodic silicic
volcanism in Patagonia and the Antarctic Peninsula: chronology of magmatism
associated with the break-up of Gondwana. Journal of Petrology 41, 605–625.
Pankhurst, R., Hervé, F., Fanning, C., Suárez, M., 2003. Coeval plutonic and
volcanic activity in the Patagonian Andes: the Patagonian Batholith and the
Ibáñez and Divisadero Formations, Aysén, southern Chile. In Congreso
Geológico Chileno, No. 19, Simposio No. 5, Actas, CD-ROM: 5 p. Concepción.
Ploszkiewicz, J., Ramos, V. 1977. Estratigrafía y tectónica de la Sierra de
Payaniyeu (Provincia del Chubut). Revista de la Asociación Geológica Argentina
32 (3): 209-226.
Quiroz, D., 2000. Geología y Geoquímica de la Formación Ibáñez y Batolito
Patagónico al norte del lago General Carrera (entre los 46º00‘-46º30‘S y los
72º00‘-72º20‘W), XI Región, Chile. Memoria de Título (Inédito), Universidad de
Concepción, Departamento de Ciencias de la Tierra: 159 p. Concepción.
Quiroz, D., Bruce, Z., 2010: Geología del área Puerto Ingeniero Ibáñez-Villa
Cerro Castillo, Region Aysén del General Carlos Ibáñez del Campo. Servicio
Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología
Básica 124: 48 p., 1 mapa escala 1.100.000, Santiago.
99
Ramos, V., 1976. Estratigrafía de los Lagos La Plata y Fontana, Provincia del
Chubut, República Argentina. In Congreso Geológico Chileno, No. 1, Actas 1:
A43-A64. Santiago.
Rawlings, D.J., 1993. Mafic peperite from the Gold Creek Volcanics in the
Middle Proterozoic McArthur Basin, Northern Territory. Australian Journal of
Earth Sciences, v. 40, p. 109-113.
Rawlings, D.J., Watkeys, M.K., Sweeney, R.J., 1999. Peperitic upper margin of
an invasive flow, Karoo flood basalt province, northern Lebombo. South African
Journal of Geology, v. 1-2, p. 377-383.
Riccardi, A. C. y Rolleri, E. O., 1980. Cordillera Patagónica Austral. In: Geología
Regional Argentina. Academia Nacional de Ciencias, Córdoba, 2, 1173–1306.
Riggs, N.R., Busby-Spera, C., 1990. Evolution of a multi-vent volcanic complex
within a subsiding arc graben depression: Mount Wrightson Formation, Arizona.
Geological Society of America Bulletin, v. 102(8), p. 1114-1135.
Riley, T.R., Leat, P.L., 1999. Large volume silicic volcanism along the proto-
Pacific margin of Gondwana: lithological and stratigraphical investigations from
the Antarctic Peninsula. Geological Magazine 135, 1–16.
Riley, T.R., Leat, P.H., Pankhurst, R.J., Harris, Ch., 2001. Origins of large
volumen rhyolitic volcanism in the Antarctic Peninsula and Patagonia by crustal
melting. Journal of Petrology 42, 1043–1065.
Rivano, S., 1996. Geología de las Hojas Quillota y Portillo. Servicio Nacional de
Geología y Minería (Informe Inédito).
Sepúlveda, V., 2000. Geología de la Hoja Villa O‘Higgins, Región de Aysén.
Memoria de Título, Universidad de Chile, Departamento de Geología: 71 p.
Sanders, I.S., Johnston, J.D., 1989. The Torridonian Stac Fada Member: an
extrusion of fluidised peperite? Trans. R. Soc. Edinburgh Earth Sci. 80, 1-4.
100
Schmincke, H.U., 1964. Petrology, paleocurrents, and stratigraphy of the
Ellensburg Formation and interbedded Yakima Basalt Flows, south-central
Washington. Ph.D Dissertation, The John Hopkins University, Baltimore,
Maryland, 533 pp.
Schmincke, H.U., 1967. Fused tuff and peperites in south-central Washington.
Geological Society of America Bulletin, v. 78, p. 319-330.
Schofield, N., Stevenson, C., Reston, T., 2010. Magma fingers and host rock
fluidization in the emplacement of sills. Geology, v. 38(1), p. 63-66,
10.1130/G30142.1.
Schofield, N.J., Brown, D.J., Magee, C., Stevenson, C.T., 2012. Sill morphology
and comparison of brittle and non-brittle emplacement mechanisms. Journal of
the Geological Society, v. 169(2), p. 127-141, 10.1144/0016-76492011-078.
Scrope, G.P., 1827. Memoir on the Geology of Central France; Including the
Volcanic Formations of Auvergne, the Velay and the Vivarais. Longman, Rees,
Orme, Brown and Green, London, pp. 79.
Scrope, G.P., 1858. The Geology and Extinct Volcanoes ofCentral France. John
Murray, London, pp. 258.
Shaw, C.S.J., Young, G.M., Fedo, C.M., 1999. Sudbury-type breccias in the
Huronian Gowganda Formation near Whitefish Falls, Ontario: products of
diabase intrusion into incompletely consolidated sediments. Canadian Journal of
Earth Sciences, v. 36, p. 1435-1448.
Skarmeta, J., 1974. Geología de la región continental de Aysén, entre los 45° y
46° de lat. sur, Chile. Memoria de Título, Universidad de Chile, Departamento
de Geología: 226 p.
Skarmeta, J., Charrier, R., 1976. Geología del sector fronterizo de Aysén entre
los 45º y 46ºS, Chile. In Congreso Geológico Argentino, No. 6, Actas 1: 267-
286.
101
Skarmeta, J., 1978. Región continental de Aysén, entre el lago General Carrera
y la Cordillera Castillo. Carta Geológica de Chile 29. Instituto de Investigaciones
Geológicas. 53 p.
Skarmeta, J. y Castelli, J. C., 1997. Intrusión sintectónica del Granito de las
Torres del Paine, Andes patagónicos de Chile. Revista Geológica de Chile,
24(1), 55–74.
Skilling, I.P., 1998. Mechanisms of Globular Peperite Formation at Welgesien,
Eastern Cape Province, South Africa. IAVCEI Int. Volcanol. Congress, Cape
Town, Abstracts, p.56.
Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J., 2002. Peperite: a review of magma-
sediment mingling. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 114, p.
1-17.
Snyder, G.L., Fraser, G.D., 1963. Pillow lavas I: Intrusive layered lava pods and
pillowed lavas, Unalaska Island, Alaska, U.S. Geological Survey Professional
Paper 454-B, p. 23.
Soffia, J. M. y Harambour, S., 1989. La Cueca de Magallanes y la faja plegada y
corrida de Última Esperanza: modelo de evolución geológica. Revista
Minerales, 44, 5–21.
Squire, R.J., McPhie, J., 2002. Characteristics and origin of peperite involving
coarse-grained host sediment. Journal of Volcanology and Geothermal
Research, v. 114, p. 45-61.
Stern, C.R., 2004. Active Andean volcanism: its geologic and tectonic setting.
Revista Geológica de Chile, Vol. 31, No. 2, p. 161-206.
Suárez, M., Pettigrew, T. H., 1976. An Upper Mesozoic island arc–back arc
system in the southern Andes and South Georgia. Geological Magazine, 113,
305–328.
102
Suárez, M., De la Cruz, R., 1992. Geología de la parte oriental de las hojas
Puerto Cisnes, Coyhaique, Chile Chico. Servicio Nacional de Geología y
Minería-Intendencia XI Región, Informe Inédito, 2 volúmenes: 328 p.
Suárez, M., De la Cruz, R., 1994. Estratigrafía y paleogeografía Mesozoica de
Aisen nororiental (45±46 Lat. S), Chile. 7th Chilean Geological Congress,
Conception 1, 538±542.
Suárez, M., De la Cruz, R., 1996. Estratigrafía y tectónica de la zona sureste del
Lago General Carrera (46 C 30'-47 0S), Cordillera Patagónica, Chile. In
Congreso Geológico Argentino, No. 13, Actas, Vol. 1, p. 425—432. Buenos
Aires.
Suárez, M., R. De La Cruz, C.M. Bell., 2000. ―Timing and Origin of Deformation
along the Patagonian Fold and Thrust Belt.‖ Geological Magazine
137(4):S0016756800004192.
http://www.journals.cambridge.org/abstract_S0016756800004192.
Suárez, M., R. De la Cruz., 2001. ―Jurassic to Miocene K-Ar Dates from Eastern
Central Patagonian Cordillera Plutons, Chile (45°-48° S).‖ Geological Magazine
138(1):53–66.
http://geolmag.geoscienceworld.org/cgi/content/abstract/138/1/53.
Suárez, M., De la Cruz, R., Bell, M., 2007. Geología del área Ñireguao-Baño
Nuevo, Región Aysén del General Carlos Ibáñez del Campo. Servicio Nacional
de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica 108:56
p., mapa escala 1:100.00.
Suárez, M., De La Cruz, R., Aguirre-Urreta, B., Fanning, M. 2009: Relationship
between volcanism and marine sedimentation in Northern Austral (Aisén) Basin,
central Patagonia: Stratigraphic, U-Pb SHRIMP and paleontological evidence. In
Journal of South American Sciences, Volume 27, Issue 4.
103
Suárez, M., Demant, A., De La Cruz, R., Fanning, M., 2010: 40Ar/39Ar and U-
Pb Shrimp dating of Aptian tuff cones in the Aisén Basin,Central Patagonian
Cordillera. In Journal of South American Sciences, Volume 29, Issue 3.
Templeton, J.H., Hanson, R.E., 2003. Jurassic submarine arc-apron deposits
and associated magma/wet-sediment interaction, northern Sierra Nevada,
California. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 128, p. 299-
326.
Thomson, S.N.; Hervé, F.; Fanning, C.M., 2000. Combinig Fission-Track and U-
Pb Shrimp zircon ages establish stratigraphic and metamorphic ages in
basement sedimentary rocks in southern Chile. En Congreso Geológico
Chileno, No. 9, Actas 2: 769-773. Puerto Varas.
Thomson, K., 2007. Determining magma flow in sills, dykes and laccoliths and
their implications for sill emplacement mechanisms. Bulletin of Volcanology, v.
70(2), p. 183-201, 10.1007/s00445-007-0131-8.
Thomson, K., Schofield, N., 2008. Lithological and structural controls on the
emplacement and morphology of sills in sedimentary basins, Geological Society
Special Publication, p. 31-44.
Uliana, M. A., Biddle, K. T., Phelps, D. W. y Gust, D. A., 1986. Significado del
volcanismo y extensión mesojurásicos en el extremo meridional de Sudamérica.
Revista Asociación Geológica Argentina, 40(3–4), 231–253.
Vezzoli, L., Matteini, M., Hauser, N., Omarini, R., Mazzuoli, R., Acocella, V.,
2008. Non-explosive magma–water interaction in a continental setting: Miocene
examples from the Eastern Cordillera (central Andes; NW Argentina). Bulletin of
Volcanology, v., p., http://dx.doi.org/10.1007/s00445-008-0239-5.
Vincent, P.M., 1974. Presence de Tufs Stratifies aux Environs de Clermont-
Ferrand. 2eme Reunion Ann. Sci. Terre, Ponta-Mousson, Soc. Ge.ol. France,
Paris, 287.
104
Waichel, B.L., de Lima, E.F., Sommer, C.A., Lubachesky, R., 2007. Peperite
formed by lava flows over sediments: An example from the central Paraná
Continental Flood Basalts, Brazil. Journal of Volcanology and Geothermal
Research, v. 159(4), p. 343-354.
Walker, B.H., Francis, E.H., 1986. High-level emplacement of an olivine-dolerite
sill into Namurian sediments near Cardenden, Fife. Trans. R. Soc. Edinburgh
Earth Sci. 77, 295-307.
Walker, B.H., Francis, E.H., 1987. High-level emplacement of an olivine–dolerite
sill into Namurian sediments near Cardenden, Fife. . Transactions of the Royal
Society of Edinburgh: Earth Sciences, v. 77(295-307), p. 295-307.
http://dx.doi.org/10.1017/S0263593300023191.
White, J.D.L., 1990. Depositional architecture of a maar-pitted playa, Hopi
Buttes volcanic field, northeastern Arizona, U.S.A. . Sedimentary Geology, v. 67,
p. 55-84.
White, J.D.L., 1991. Maar-diatreme phreatomagmatism at Hopi Buttes, Navajo
Nation (Arizona), USA. Bulletin of Volcanology, v. 53, p. 239-258.
White, J.D.L., Busby-Spera, C., 1987. Deep marine arcapron deposits and
syndepositional magmatism in the Alisitos Group at Punta Cono, Baja California,
Mexico. Sedimentology 34, 911-927.
White, J.D.L., McPhie, J., Skilling, I.P., 2000. Peperite: a useful genetic term.
Bulletin of Volcanology, v. 62, p. 65-66.
Wohletz, K.H., 2002. Water/magma interaction: some theory and experiments
on peperite formation. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v.
114, p. 19-35.
Young, G.M., Shaw, C.S.J., Fedo, C.M., 2004. New evidence favoring an
endogenic origin for supposed impact breccias in Huronian (Paleoproterozoic)
sedimentary rocks. Precambrian Research, v. 133, p. 63-74.
105
Zimanowski, B., Büttner, R., 2002. Dynamic mingling of magma and liquefied
sediments. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 114, p. 37-44.
106
ANEXO I: Distinción de peperitas con Otros tipos de roca