XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

97
T-5 Análisis de Cuencas y Procesos Sedimentarios 624

Transcript of XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Page 1: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

T-5 Análisis de Cuencas y Procesos Sedimentarios

624

Page 2: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Análisis de proveniencia de minerales pesados detrí ticos en la cuenca de antepaís del Alto Tunuyán y su implicancia en el alzamiento temprano de la Cordill era Frontal Hernán Porras 1*, Luisa Pinto 1, Maisa Tunik 2

1 Departamento de Geología, FCFM, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile. 2 Instituto de Investigación en Paleobiología y Geología, UNRN, Isidro Lobo y Belgrano, (8332) General Roca, Río Negro, Argentina – CONICET. * E-mail: [email protected] Resumen. En este trabajo presentamos nuevos datos sobre la evolución tectónica de los Andes a los 33º40’S obtenidos a partir del estudio de minerales pesados detríticos de la cuenca de antepaís del Alto Tunuyán, la cual está asociada a la faja plegada y corrida del Aconcagua. Estos minerales indican un aporte proveniente tanto de la Cordillera Principal como de la Cordillera Frontal desde la etapa temprana de los depósitos sinorogénicos. Palabras Clave: cuenca de antepaís del Alto Tunuyán, Cordillera Principal, Cordillera Frontal, proveniencia, minerales pesados. 1 Introducción La Cordillera de los Andes presenta una zona de flat slab entre los 27º y 33ºS (Gutscher, 2002). Justo al sur de esta zona está la zona de transición a los 33º-34ºS que define la transición entre la zona de flat slab y una zona de subducción normal (Cahill y Isacks, 1992). Es en esta zona que ha sido bien documentado el desarrollo en la Cordillera Principal (CP) de la Cuenca extensional Abanico desarrollada entre los ca. 37 a 23 Ma, la cual fue parcialmente invertida entre los 23 y 17 Ma y completamente invertida posteriormente (Charrier et al., 2002; Muñoz et al., 2012). En la segunda etapa de inversión de la cuenca, la deformación ya no se focalizaría en la cuenca si no que se habría propagado hacia el lado argentino con el desarrollo de la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua (FPCA) en la parte más oriental de la CP. En esta etapa se desarrolla la cuenca de antepaís del Alto Tunuyán. Esta segunda cuenca evidencia el aporte de material volcánico máfico desde la CP hasta al menos los 15 Ma y después tendría un aporte desde la Cordillera Frontal (CF) situada más al este de la CP por la identificación de granitos rosados en la secuencia de la cuenca (Giambiagi et al., 2003). Este hecho evidenciaría que la deformación en la cordillera se propagó aun más al este hasta levantar la CF.

Estas rocas tienen características petrológicas, geoquímicas y mineralógicas particulares que pueden ser reconocidas en los sedimentos detríticos de la cuenca de antepaís del Alto Tunuyán. Es por ello que realizamos un estudio de proveniencia de detalle de estos sedimentos y en este trabajo presentamos los resultados del estudio de minerales pesados detríticos. Estos resultados son un aporte para conocer con más detalle la evolución de la erosión de la CP y CF (Fig. 1).

Figuras 1. Mapa de ubicación de la zona de estudio, se muestran las posibles fuentes de proveniencia de la Cordillera Principal (CP) y la cordillera frontal (CF). 2 Metodología Tomamos 20 muestras de sedimentos detríticos en la cuenca de antepaís del Alto Tunuyán (fig. 2), los cuales corresponden a areniscas feldespáticas (n=15), feldarenitas líticas (n=3) y litoarenitas (n=2) (Folk et al 1970) que evidencian la evolución de la erosión desde un arco no

625

Page 3: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

disectado a un arco disectado (Porras et al., en prep.). La tendencia geoquímica de los sedimentos corresponde a rocas ígneas intermedias (Porras et al., en prep.) (Fig. 2).

Figuras 2. Porcentaje de las concentraciones de los minerales analizados en la cuenca de antepaís del Alto Tunuyán. El análisis de minerales pesados detríticos es una potente herramienta para determinar las posibles fuentes para los sedimentos (e.g. Pinto et al., 2007). En las muestras estudiadas identificamos 9 especies de minerales: Clinopiroxenos (Cpx), anfíboles (Amp), apatitos (Ap), granates (Gnt), epidotas (Ep), turmalinas (Tur), zircón (Zr), biotita (Bt) y óxidos de hierro y titanio (Ox Fe-Ti) (fig. 2). La variación de su contenido en función del tamaño de grano es diferente de unas especies a otras. Por otro lado, el granate y la turmalina se concentran en las fracciones de tamaño medio estudiadas. En general, se observa un aumento en el número de especies con la disminución del tamaño de grano. 3 Minerales principales trazadores de

proveniencia Las tendencias de las rocas fuente que aportaron a la cuenca de antepaís del Alto Tunuyán pueden deducirse por medio de la asociación y química de los minerales pesados detríticos de la sucesión Conglomerado Tunuyán, Formación Palomares y Formación Butaló. Los minerales pesados reconocidos en los depósitos sinorogénicos se presentan en 5 grupos de muestras (A a E en fig.2) según la proporción relativa entre ellos. Cpx. Estos permiten determinar la procedencia de sedimentos, especialmente en fuentes máficas, tanto en rocas básicas y como en metamórficas. Los análisis señalan fases ricas en calcio: augita presente en rocas y en menor medida diópsido, según la clasificación de Morimoto (1989). En su mayoría todas las muestras son intermedias a básicas. El nivel superior de Conglomerado Tunuyán así como la Formación Palomares (CL-4, CL-8,

CL9 A-B, CL-12; Fig. 2) se catalogan como una serie alcalina, mientras las demás muestras se posicionan como basaltos calcoalcalinos orogénicos. La composición química de los Cpx indica un carácter calcoalcalino en la mayoría de las muestras analizadas. Amp. Justo en el nivel inferior del Conglomerado Tunuyán, estos exhiben una clara tendencia a pargasita, de origen ígneo con una alta concentración de AlIV en un ambiente continental calcoalcalino. En tanto que en los niveles medios y superiores del Conglomerado Tunuyán así como la Formación Butaló se clasifican como magnesio-hornblendas de origen ígneo cercanas al dominio metamórfico; tienen una concentración de AlIV baja y de tendencia de ambiente de arco de islas calcoalcalino. Sin embargo, es posible que esta afinidad solo refleje una alteración de las muestras o una tendencia de un magma más primitivo que dio origen a estas anfíbolas. Gnt. Destacan dos concentraciones importantes, la primera en el nivel medio del Conglomerado Tunuyán, el cual presenta exclusivamente andradita y la segunda en el nivel superior del Conglomerado Tunuyán y la Formación Butaló con escasas grosularias. Ambos niveles exhiben valores variados distribuidos entre la concentración de almandino y espesartina. La mayor parte de los Gnt corresponden a almandinos, comunes en rocas metamórficas y pegmatitas. Las espesartinas están presentes en algunas muestras (CL-1, CL-2 y CL-8). Este tipo de mineral es característico de rocas magmáticas, metamórficas y pegmatíticas. Es notoria la ausencia de este mineral en el nivel inferior del Conglomerado Tunuyán y en la Formación Butaló. Tur. Se presenta solo en la CL-4 y CL-2 (fig. 2), las cuales corresponden al nivel medio del Conglomerado Tunuyán. Corresponde a dravita, la cual es frecuente en rocas básicas y calizas alteradas metasomáticamente en aureolas de metamorfismo de contacto. Una muestra destaca dentro de la clasificación de Uvita, característico de pegmatitas y skarns. 4 Asociación de los Minerales Pesados Los contenidos de Cpx y Amp detríticos permiten diferenciar entre aportes de composición félsica (dacita) y máfica (basalto). Las rocas máficas contienen porcentajes altos de Cpx y Amp, los cuales son frecuentes en las rocas encontradas en la CP. Una alta concentración de estos minerales se observaron en el nivel inferior del Conglomerado Tunuyán. Por otra parte las rocas félsicas contienen menores proporciones menores de Cpx y Amp, lo cual es común en las rocas ígneas de la CF. Esta característica se observó en los niveles medios y superiores del Conglomerado Tunuyán y en la Formación Butaló. En contraste a esto, la escasez de Cpx en el nivel inferior y

626

Page 4: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

superior del Conglomerado Tunuyán, así como en la Formación Palomares indicaría un aporte de rocas félsicas, las cuales se hallan en el sector argentino, indicaría un aporte para estos periodos desde la CF. Por último, la alta concentración relativa de Cpx y Gnt en el nivel inferior y superior del Conglomerado Tunuyán así como en la Formación Butaló, sugiere un aporte sustancial de sedimentos provenientes de la CP, en la mayor parte del desarrollo de la cuenca. Referencias Charrier, R., Baeza, O., Elgueta, S., Flynn, J.J., Gans, P., Kay, S.M.,

Muñoz, N., Wyss, A.R., Zurita, E., 2002. Evidence for Cenozoic extensional basin development and tectonic inversion south of the flat-slab segment, southern Central Andes, Chile (33º-36ºS.L.). J. S. Am. Earth Sci., 15 (1), 117-139.

Cahill, T., Isacks, B. L., 1992. Seismicity and Shape of the Subducted

Nazca Plate. J. Geophys. Res., 97, 17503-17529. Folk, R.L., Andrews, P.B. y Lewis, D.W. 1970. Detrital sedimentary

rock classification and nomenclature for use in New Zeland. New Zeland Journal of Geology and Geophysics 13: 937-968.

Giambiagi, L. B., Ramos, V. A., Godoy, E., Alvarez, P. P., Orts, S.,

2003a. Cenozoic deformation and tectonic style of the Andes, between 33° and 34° South Latitude. Tectonics, 22(4), 1041, doi:10.1029/2001TC001354.

Gutscher, M. A., 2002. Andean subduction and their effect on the

termal structure and interpolate coupling. J. S. Am. Earth Sci., 15, 3–10.

Morimoto, N., 1989, Nomenclature of pyroxenes: Canadian

Mineralogist, 27, 143-156. Muñoz, C., Pinto, L., Charrier, R., Nalpas, T., 2012. Miocene

Abanico basin inversion, Central Chile (33°-35°S): The importance of volcanic load and shortcut faults. Enviado a Andean Geology.

Pinto, L., Hérail, G., Montan, F., de Parseval, Ph., 2007. Neogene

erosion and uplift of the western edge of the Andean Plateau as determined by detrital heavy mineral análisis. Sedim. Geol., 195, 217-237.

Porras, H., Pinto, L., Tunik, M., Giambiagi, L., Barra, F., en prep.

Forebulge in Frontal Cordillera supply to the Alto Tunuyán Basin from the Lower Miocene: Provenance study using sedimentary petrology, whole-rock geochemistry and U-Pb datations of detrital circons. A ser publicado en The Geological Society of London.

627

Page 5: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Sedimentología y proveniencia decontinentales de trasarco del Jurásico Superior. 28 º3030ºS. Roberto Merino* y Verónica Oliveros Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Barrio Universitario s/n, Concepción, *E-mail: [email protected]

Resumen . Las Formaciones Lagunillascorresponden a unidades volcano-sedimentarias del Jurásico Superior, afloran en la alta Cordillera y precordillera entre los 28°30 y 30°S. Estas secuencias fueron depositadas en un sistema de cuenca de trasdurante la retirada del mar en el Jurásico Superior. Ambasestán constituidas por un miembro inferior sedimentario y uno volcánico superior. El miembro sedimentario en secuencias conglomerádicas rojas clasto soportadas, areniscas rojas con estratificación cruzada y laminación paralela y conglomerados grises gruesos; corresponderían a diferentes facies de un abanico aluvial. El estudio de proveniencia de los clastosareniscas y conglomerados, permite proponer unidades que probablemente estaban siendo momento de la depositación de los sedimentos continentales: rocas volcánicas básicas del Tvolcánicas ácidas e intrusivos Paleozoico superiorTriásico y rocas sedimentarias marinas del Jurásico Medio.Estas unidades constituían ya en el Jurásico relieve positivo en el área de estudio. Palabras Claves: Cuenca trasarco, Jurásico Superior,

abanico aluvial, proveniencia de clastos 1 Introducción Durante el Jurásico, en el norte de Chile, las condiciones tectónicas que dominaron la convergencia deAndino redundaron en el desarrollo de un voluminoso arco magmático, hoy situado en la actual Cordillera de la Costa, y una o varias cuencas de tras arco, elongadas paralelasmargen. En dichas cuencas se desarrolló un volcanismo espacial y temporalmente restringido. El objetivo de este trabajo es presentar la estratigrafía, determinar el ambiente de depositación y la proveniencia de secuencias clásticas acumuladas en el Jurásico Superiorcontemporánea o previo a los episodios de volcanismo en la cuenca de tras arco. 1.1 Marco geológico El reinicio de la subducción en el Jurásico (Mpodozis y Ramos, 2008) permitió el desarrollo de un sistema arco magmático - cuenca trasarco (C2007) que es uno de los rasgos esenciales del sistema Jurásico en el norte y centro de Argentina

Sedimentología y proveniencia de las secuencias continentales de trasarco del Jurásico Superior. 28 º30

Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Barrio Universitario s/n, Concepción,

Lagunillas y Algarrobal sedimentarias del

Jurásico Superior, afloran en la alta Cordillera y . Estas secuencias

en un sistema de cuenca de trasarco, el Jurásico Superior. Ambas

inferior sedimentario y El miembro sedimentario consiste

rojas clasto soportadas, areniscas rojas con estratificación cruzada y laminación

; estas litologías diferentes facies de un abanico aluvial.

lastos líticos, en las proponer unidades

erosionadas al momento de la depositación de los sedimentos

del Triásico, rocas Paleozoico superior -

del Jurásico Medio. urásico tardío, un

urásico Superior, abanico aluvial, proveniencia de clastos

Durante el Jurásico, en el norte de Chile, las condiciones tectónicas que dominaron la convergencia del margen

redundaron en el desarrollo de un voluminoso arco magmático, hoy situado en la actual Cordillera de la Costa, y una o varias cuencas de tras arco, elongadas paralelas al

cuencas se desarrolló un volcanismo . El objetivo de este

determinar el ambiente de secuencias clásticas

Jurásico Superior, de manera a los episodios de volcanismo en

Jurásico Temprano el desarrollo de un

arco (Charrier et al., es uno de los rasgos esenciales del sistema

Jurásico en el norte y centro de Argentina y Chile y sur de

Perú. Las cuencas de trasarco Neuquén- fueron rellenadas por sedimentitas marinas y continentales y permanecieron activas hasta eltemprano (Mpodozis y Ramos, 2008).de transgresión-regresión durante el Jurásico Inferior y Medio, estaría registrado por las Lautaro y Tres Cruces (28-31ºS), las cuales depósitos continentales de las formaciones volcsedimentarias del Jurásico SuperiorLagunillas y Picudo. (Nasi et al.Cornejo, 1988, Moscoso et al., in pressvolcano-sedimentarias se encuentran franjas subparalelas (Fig. 1), la franja oeste las formaciones Algarrobal y Picudo formaciones Lagunillas y Quebrada Vicuñitasal., 2011.).

Figura 1. Mapa geológico simplificadoindica la posición de las secciones estratigráficas y las principales unidades que intervienen en la generación de los depósitos de abanicos aluviales. La Formación Algarrobal aflora desde los 31(Nasi et al., 1990; Mpodozis y Cornejo, 1988

las secuencias continentales de trasarco del Jurásico Superior. 28 º30’-

Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Barrio Universitario s/n, Concepción,

de trasarco -Arequipa, Tarapacá y por sedimentitas marinas y

permanecieron activas hasta el Cretácico 2008). Un marcado evento

durante el Jurásico Inferior y por las formaciones marinas

las cuales subyacen a los depósitos continentales de las formaciones volcano-

del Jurásico Superior: Algarrobal, Mostazal, et al., 1990, Mpodozis y

in press). Dichas unidades se encuentran distribuidas en dos

la franja oeste compuesta por Picudo y la franja este por las

formaciones Lagunillas y Quebrada Vicuñitas (Rossel et

Mapa geológico simplificado del área de estudio. Se

indica la posición de las secciones estratigráficas y las principales que intervienen en la generación de los depósitos de

aflora desde los 31º a los 29ºS Mpodozis y Cornejo, 1988), está

628

Page 6: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

constituida por una secuencia sedimentaria basal y una secuencia superior volcánica (Nasi et al., 1990). Al norte de los 29ºS, estos depósitos son asignados a la Fm. Picudo (Nasi et al., 1990). La Formación Lagunillas aflora entre los 27º30` y 29ºS y consta de un miembro inferior sedimentario y uno superior volcánico (Jensen, 1976; Moscoso et al., in press). 2 Metodología y resultados El estudio contempló el levantamiento de cinco columnas estratigráficas de detalle, dos correspondientes a la Fm. Lagunillas (C-I, C-II), dos a la Fm.Algarrobal (C-III, C-IV) y una asignada a una probable extensión hacia el sur de Fm. Lagunillas (C-V) (Fig. 1) En ellas se estudiaron las estructuras sedimentarias, la composición de los clastos y se determinaron diferentes asociaciones de facies para establecer el ambiente de depositación. Para el estudio de proveniencia de los clastos, los líticos de conglomerados y areniscas fueron divididos en cuatro grupos que contemplan litologías similares, estas son: rocas volcánicas básicas, andesitas y basaltos; rocas volcánicas ácidas, dacitas, riolitas y sus equivalentes hipabisales; rocas intrusivas, granitos, granodioritas y tonalitas; rocas sedimentarias, principalmente líticos calcáreos, cuarzo arenitas y clastos de cuarzo retrabajado. 2.1 Resultados El conteo de clastos muestra una variabilidad en la composición de los líticos en las diferentes columnas (Fig. 2). Los aportes de detritos volcánicos básicos son importantes – superior al 30% en la mayoría de los casos – y se encuentran asociados a facies de conglomerados gruesos matriz soportado; los clastos volcánicos ácidos dominan, principalmente, en los niveles de areniscas y conglomerados finos, como también en conglomerados clastos soportados. La base de las columnas C-III y C-IV destaca por un aporte, no menor, de material granítico, el que, en la sección C-IV llega hasta el tramo medio. El contenido de clastos de rocas sedimentarias es de forma casi exclusiva en C-IV, donde existen líticos de composición calcárea y de cuarzo arenitas provenientes de la formación marina Tres Cruces (Sinemuriano-Caloviano). Para el estudio de paleoambiente se consideraron 4 asociaciones de facies, estas son: I) Areniscas rojas finas a medias con laminación paralela, estratificación cruzada y localmente grietas de desecación; II) conglomerados rojos clasto soportado con niveles y lentes de areniscas rojas con estructuras de laminación paralela; III) conglomerados gruesos de mala a moderada selección, matriz soportado con niveles de areniscas grises con laminación paralela y estratificación cruzada y IV) areniscas medias a gruesas con laminación paralela y estructuras de carga.

Las asociaciones de facies permiten determinar un ambiente de abanicos aluviales, en base a: el predominio de conglomerados sobre areniscas y lutitas; la presencia de depósitos de alta energía, que gradan a depósitos de baja energía; grietas de desecación en sedimentos finos y cemento hematítico cubriendo los clastos, lo que denota la depositación sub-aérea de las secuencias; mala selección del los depósitos y estructuras de alto flujo de corriente (laminación paralela y orientación de clastos).

Figura 2 . Secciones esquemáticas de las columnas estratigráficas de la Fm. Algarrobal y la Fm. Lagunillas. Se representa gráficamente el contenido de los diferentes clastos líticos en los tramos de las secciones estudiadas. 3 Discusión Del estudio de las secciones estratigráficas se determina un ambiente de abanicos aluviales para las Formaciones Lagunillas y Algarrobal, caracterizado por secuencias de conglomerados e intercalaciones de areniscas rojas y una posterior actividad volcánica, donde lavas basálticas y andesítico basálticas (Rossel et al., 2011) cubren y se intercalan (columnas C-II) a las secuencias detríticas. Si bien, esto es concordante con lo descrito por Labbé (2011) para la misma formación, entre los 27°30’S y 28° 30’S, la variación de los aportes y la composición de los conglomerados gruesos y su fábrica es diferente. En las secciones al sur de los 28º30’S, los líticos de secuencias clásticas gruesas – con clastos de tamaño mayor a 20 cm –corresponden a rocas volcánicas básicas bien redondeadas y la fábrica de los conglomerados es matriz soportada, en tanto hacia el norte, los líticos son clastos volcánicos

629

Page 7: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

ácidos con redondez angular a sub-angular, organizados en una fábrica clasto soportada. Estas diferentes facies sedimentarias: conglomerados matriz soportado con clastos redondeados y conglomerados clasto soportado con clastos angulares, corresponden a los dos tipos característicos de abanicos aluviales: flujo de barro y canales fluviales, las cuales pueden o no, estar íntimamente relacionadas (Spalletti, 1980). Para el ambiente de sedimentación determinado, es necesaria la existencia de relieves positivos, cercanos al lugar de depositación, que se estén erosionando y sean de las composiciones que se han descrito. Las formaciones compuestas por rocas volcánicas básicas cercanas espacialmente y temporalmente más antiguas del sector de estudio, corresponden a la Fm. La Totora y Fm. El Verraco, ambas de edad Triásico Superior – Jurásico Inferior, sin embargo, no se descarta un aporte más lejano, posiblemente, desde arco volcánico activo de ese momento, ubicado al oeste de las unidades mencionadas, como ha sido registrado al norte de los 28º30’ (Oliveros et al. 2012). Por otro lado las unidades que aportan los líticos volcánicos ácidos corresponderían a las formaciones del Paleozoico superior – Triásico: Matahuaico y el Grupo Pastos Blancos, las que han sido correlacionadas con el Grupo Choiyoi en Argentina (Charrier et al., 2007). La presencia de clastos de rocas intrusivas en las secciones basales de las columnas C-III y C-IV estaría relacionada a la erosión de los complejos plutónicos Elqui (Carbonífero-Pérmico Inferior) e Ingaguás (Pérmico-Triásico Inferior). Para el caso de la columna C-III, específicamente, corresponde a la erosión directa de la Unidad Chollay – perteneciente al Complejo Ingaguas – que es la base de esta sección estratigráfica y que comienza con un conglomerado/brecha con importante aporte de rocas intrusivas. Los líticos sedimentarios se encuentran exclusivamente en la columna C-IV, donde las secuencias clásticas se apoyan en discordancia sobre la Fm. Tres Cruces. La composición de estos clastos corresponde a cuarzo arenitas y rocas calcáreas con fósiles de la formación anteriormente mencionada, por lo que se evidencia que esta unidad constituye, ya en el Jurásico Superior, un relieve positivo. Junto con lo descrito por Reutter (1974), al este de la localidad de El Tránsito para la Fm. Picudo, estos clastos sedimentarios en los conglomerados de la Fm. Algarrobal, son las escasas evidencias de la erosión de los depósitos marinos durante el Jurásico Superior. El aporte de rocas graníticas y volcánicas ácidas, en la misma columna, implica la probable erosión de la Unidad Cochiguás (Carbonífero-Pérmico Inferior) y la Fm. Matahuaico (Pérmico-Triásico Inferior) – compuesta de lavas, brechas y tobas riolíticas – que infrayace, en discordancia, a las formaciones Algarrobal y Tres Cruces. Rossel et al., (2011) separa en dos franjas supparalelas (Fig. 1) a las unidades volcano-sedimentarias del Jurásico

Superior. Si bien esta división está basada en la geoquímica de las rocas volcánicas, las secuencias sedimentarias infrayacentes o intercaladas también son distinguibles en sus litologías y aportes. Así, las secuencias de la franja este incluyen potentes capas de conglomerados gruesos con abundantes clastos volcánicos básicos, niveles de areniscas rojas intercaladas y basaltos alcalinos. En contraste, las secuencias del sector Oeste están compuestas por potencias menores de sedimentos que corresponden conglomerados y brechas finas, niveles de areniscas rojas, donde el aporte de rocas volcánicas básicas es mucho menor y con andesitas y basaltos con signatura calco-alcalina hacia el techo (Rossel et al., 2011). Agradecimientos Este trabajo fue financiado por el proyecto Fondecyt 11080040. Referencias Charrier, R., Pinto, L., Rodríguez, M.P., 2007. Tectonostratigraphic

evolution of the Andean orogen in Chile. In The Geology of Chile (Moreno, T., Gibbons, W.; editors.). The Geological Society: 21-114. London.

Jensen, O. 1976. Geología de la Cordillera de las nacientes del río Copiapó. Memoria de título (inédito) Universidad de Chile

Labbé, M. 2011. Estudio sedimentológico de la Formación Lagunillas, Jurásico Superior, norte de Chile (27º30'-28º30'S): implicancias paleogeográficas. Memoria de Título (Unpublished), Universidad de Concepción Departamento Ciencias de la Tierra: 158 p.

Moscoso, R., Mpodozis, C, Nasi, C., Ribba, L., Arévalo, C., in press. Geología de la Hoja El Tránsito, Región de Atacama. Servicio Nacional de Geología y Minería. Carta Geológica de Chile, Serie Preliminar, 1 Escala 1: 250.000.

Mpodozis, C.; Cornejo, P. 1988. Hoja Pisco Elqui. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, No. 68, 163 p., escala 1:250.000. Santiago

Mpodozis, C.; Ramos, V. 2008. Tectónica jurásica en Argentina y Chile: extensión, subducción oblicua, rifting, deriva y colisiones? Revista de la Asociación Geológica Argentina 63 (4): 481-497.

Nasi, C.; Moscoso, R.,; Maksaev, V. 1990. Hoja Guanta, regiones de Atacama y Coquimbo: Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile. Escala 1:250.000 N° 67,140 p.

Oliveros, V.; Labbé, M.; Rossel, P.; Charrier, R.; Encinas, A. 2012. Late Jurassic paleogeographic evolution of the Andean back-arc basin: new constrains from the Lagunillas Formation, northern Chile (27º30’-28º30’S). Journal of Southamerican Earth Sciences 35:25-40.

Reutter, K. J. 1974. Entwicklung und Bauplan der chilenischen Hochkordillere in Bereich 29° südlicher Breite. Neues Jarbuch für Geologie und Paläontologie 146 (2): 153-178.

Rossel, P.; Oliveros, V.; Ducea, M..N.; Labbé, M; Charrier, R. 2011. The Late Jurassic Andean back-arc volcanism, northern Chile (26-31ºS). Mineralogical Magazine 75: 1756-1756

Spalletti, L, 1980. Paleoambiente Sedimentarios. Asociación Geológica Argentina. Serie B Didáctica y Complementaria Nº8., 175 p.

630

Page 8: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Paleolago Tiliviche y Sus Relaciones Estratigráfica s y Pleoclimáticas, Cuenca Pampa del Tamarugal, I Regió n, Chile Naomi Kirk-Lawlor 1, Teresa Jordan 1*, Jason Rech 2, Sophie Lehmann 2 1Department of Earth & Atmospheric Sciences, Cornell University, Ithaca, NY 14853, USA 2Department of Geology, Miami University, Oxford, OH 45056 USA *E-mail: [email protected] Resumen. En el sector occidental de la Depresión Central entre latitudes 19°20’ y 19°40’S, parte de la Cuenca Pam-pa del Tamarugal actualmente bajo condiciones hiperári-das del Desierto de Atacama, afloran estratos caracteriza-dos por diatomitas, areniscas, y arcillas que rellenan una paleorelieve labrada en el basamento. Por sus característi-cas sedimentarias, fauna, y la pureza y continuidad lateral de las diatomitas, se interpreta que se depositaban en un ambiente lacustre. Dataciones nuevas y magnetoestrati-grafía publicada antes sugieren que la edad del paleolago es 11 a 9 Ma en el este, y seguía hasta más joven en el oeste. La Cuenca se evolucionó desde un drenaje exorréi-co hacia parcialmente endorréico tarde en el Mioceno me-dio, y fue exorréico durante el Plio-Cuaternario. Se inter-preta que el lago formó durante la transición de larga esca-la temporal regional desde clima semi-árido hacia hiperári-do, cuando todavía estaba húmedo en la alta cordillera Andina vecina. Después, durante largos intervalos de ma-yor intensidad hiperárido, el sector oriental de la Pampa del Tamarugal acumulaba paleosuelos salinos mientras que en el sector occidental acumulaba sedimentos químicos (yeso estratificado) cuando y donde la napa freática subía hasta donde se evaporaba. Palabras claves: depósitos lacustres; cuenca de antearco; diatomitas; paleoclima; Atacama

1 Introducción

En la cuenca del antearco de Chile (Depresión Central o Cuenca Pampa del Tamarugal) en una zona de 500 km2 afloran estratos ricos en diatomita. Este trabajo evalua su significado paleogeográfico y paleoclimatológico. Los estratos afloran en las laderas de las Queb. Tiliviche y Tana, en los cortes de la Ruta 5, y en pozos de 2 a 4 m de profundida excavados para producción y exploración para diatomita, y para áridos. El espesor no supera los 70 m. La secuencia estratigráfica aflorada consta hacia arriba en unidades Mesozoicas igneo-metamórfico-sedimentario, estratos pardo-rojas consolidadas de edad incierta, la uni-dad con diatomitas y, sobre una discordancia erosiva, gra-vas fluviales y evaporitas. Muzzio (1986; 1987) y von Rotz et al. (2005) agrupan los estratos ricos en diatomeas con la Fm. El Diablo.

En el sector oriental de la Depresión Central, la gran parte del pediplano por encima de la Fm. El Diablo es un suelo relicto salino, endurecido por yeso y halita (Lehmann et al. 2009). Estos suelos salinos son productos de la exposición en un ambiente hiperárido por millones de años (Ewing et al., 2006; Rech et al., 2006). Para las terrazas dentro la Queb. Aroma y el pedimento a su borde (Fig. 1), Evenstar et al. (2009) ocuparon isótopos cosmogénicos para mostrar que, dentro ~15 Ma durante cual la hiperaridez era común, ocurrieron intervalos de mayor actividad geomorfológica. Un ejemplo de mayor retrabajo en la pampa ocurrió a las ~7 Ma, y otro que terminó a las ~2.8 Ma labró la terraza principal (Evenstar et al., 2009). 2 Los Sedimentos Lacustres

La unidad de diatomita se estira por más de 16 km en di-rección este-oeste (70º05’ a 69.95°W) (Figura 1). En el oeste, capas blancas espesas constan de más de 95% dia-tomeas y fragmentos de diatomeas. Las diatomeas de for-mas estiradas predominan, con simetría bilateral y longitud entre 5 µm a 300 µm. Fragmentos de diatomeas (< 5 µm) constituyen 40-75% de esta facies. Dentro estratos color rosado las diatomeas (75-85%) se mezclan con arcilla y arena. En este sector occidental, un miembro inferior de casi pura diatomita alcanza 20 a 35 m de espesor, y un miembro arcilloso superior mide 25 a 40 m (Figura 2). Un yacimiento explotó el miembro inferior. En el este donde la Rt. 5 cruza las Queb. Tana y Tiliviche, la unidad se expresa en una serie alternante entre diatomi-tas rosadas y areniscas gris oscuras, con niveles calcíticos poco frecuente. Las diatomitas, de 1-30 cm de espesor, llevan arcilla y arena. Las capas más puras en diatomeas se engruesan hacia el oeste. Las areniscas gris oscura, 5-50 cm en espesor, se caracterizan por granos bien selecciona-dos de arena mediana a gruesa y grava fina, con lamina-ción horizontal y entrecruzamiento. Pozos exploratorios exponen ≥3 m espesor de diatomita.

631

Page 9: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 1. Límites del paleolago Tiliviche (linea punteada). Li-nea roja marca la Rt. 5.

Cercano a la Rt.5, encima de estas litologías intercaladas, sigue arriba una discordancia erosiva y areniscas gris cla-ras con buena selección y entrecruzamiento (Figura 2). Donde hay 8 m de esta unidad, son comunes estratos de espesores 1 a 30 cm. Por encima de una segunda discor-dancia erosiva afloran 1-2 m de gravas pardas, entrecruza-das en artesa.

Figura 2. Las facies se transicionan entre un predominio de diatomitas en el oeste hacia un sector de intercalaciones de dia-tomitas y areniscas en el este. A) yeso y halita; B) conglomerados entrecruzados; C) areniscas finas a medianas, gris claros, con entrecruzamiento; D) areniscas gruesas, gris oscuras, intercalada con lutita (arcilla y limo) y diatomita; E) diatomita rosada en capas gruesas; F) diatomita blanca en capas gruesas; G) estratos siliciclásticos; H basamento cristalino. Rayas diagonales indican cobertura. Donde se encuentran diatomitas en la Pampa de Tiliviche, los estratos cuspidales son pocos metros de evaporitas. Especialmente diagnóstico entre las evaporitas son arenis-cas cuyos clastos son yeso (gypsarenita), que forman capas delgadas (1-5 cm). Un componente menor en las capas yesosa es diatomeas.

Por la fauna, la pureza de las diatomitas en sectores occi-dentales, y la falta de evidencia de plantas asociadas a las diatomitas, interpretamos estos estratos como una facies lacustre. La transición hacia facies más siliciclásticos hacía el este sugiera que el margen oriental del lago consistía en una delta, suministrado por quebradas y ríos que drenaron los Andes. Informalmente, lo nombramos el Paleolago Tiliviche. El mapeo de las diatomitas indica que la facies no representa un paleo-horizonte, sino una manta que ta-paba el fondo con relieve compleja de un lago profundo. 3 Relaciones Estratigráficas y Edad Dos tobas relacionadas aflorada en la Queb. Tana por la Rt 5 controlan la edad de formación y destrucción del paleo-lago Tiliviche (Tabla 1). Muestra 2011-11, una toba de 30 cm de espesor intercalada a un nivel 15 m por encima de la base de la columna aflorada, indica una edad de 10.86±0.04 Ma. La muestra 2011-1, una toba blanca de 8 cm de espesor que rellena un canal somero labrado en el conglomerado cuspidal, tiene una edad de 3.04±0.03 Ma. Atado por la toba 2011-11, la magnetoestratigrafía de los estratos lacustres aflorados por Rt 5 en Queb. Tana (Von Rotz et al. 2005) se correlaciona a la escala global en el rango entre 11 y 9 Ma. Se indica millones de años de hiato durante el Mioceno superior y Plioceno por una toba inter-calada en la arenisca clara por encima de la diatomita que dió 5.5+/-0.6 Ma (Naranjo and Paskoff, 1985) y por la muestra 2011-1. Además, ~3 km al sur de la Q. Tiliviche, Allmendinger et al. (2005) dataron en 3.49+/-0.04 Ma una toba intercalada en las evaporitas por encima de la facies diatomita. Tabla 1. Análisis de edades; laboratorio de geocronología SERNAGEOMIN, Santiago.

Muestra método/ mineral

tipo edad (Ma)

error (Ma)

NKL 2011-11

Ar/Ar biotita

plateau 97%

10.86 0.04

2011-1 Ar/Ar biotita

plateau 100%

3.04 0.03

Edades entre 11 y 9 Ma para la facies lacustre indica que es la facies distal de la parte superior de la Fm. El Diablo (Parraguez, 1998; Pinto, 1999; Farias et al., 2005; von Rotz et al., 2005).

Es llamativo que el paleolago rellenaba paleoquebradas más amplias y menos profundas que las actuales. Estas quebradas podían haber sido labradas por ríos correspon-diendo a la depositación de las formaciones del Mioceno inferior y medio (Fm. Oxaya y miembro inferior de la Fm El Diablo).

632

Page 10: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

4 Conclusiones A pesar de un estado de hiperaridez dentro la Pampa de Tamarugal en general, se interpreta que el clima durante los últimos tiempos de la Fm. El Diablo, ~11 a 9 Ma, era suficientemente húmedo en las alturas de los Andes para que corrían ríos permanentes. Donde el paleo-Queb. Tili-viche/Tana cruzaba la Cordillera de la Costa, el río se en-contró parcialmente bloqueado y un lago se formó. Es pro-bable que el lago no era endorréica sino que suministraba un río en su extremo occidental. A los 9 Ma, llegó un gra-do de hiperaridez en cual los procesos hidraúlicas dejaron de suministrar sedimentos a la Cuenca Pampa del Tamaru-gal (Nester y Jordan, 2012), y el lago se achicaba hasta que servía como superficie de salares. Por fin, más joven que 3.0 Ma, las quebradas cortaron fuertemente, dejando el paleosalar sin una napa freática somera. Agradecimientos Agradememos a Antonio Díaz Tapia por numerosos servi-cios asesorios de terreno, a Carlos Perez de Arce de SERNAGEOMIN por esfuerzos analíticos en el laborato-rio de geocronología, a la National Science Foundation (USA) por el apoyo fiscal del proyecto EAR-0609621, y a la National Science Foundation Graduate Research Fe-llowship program (USA). Referencias Allmendinger, R.W.; Gonzalez, G.; Yu, J.; Hoke, G.; Isacks, B. 2005.

Trench-parallel shortening in the Northern Chilean Forearc: Tec-tonic and climatic implications. Geological Society of America Bulletin 117: 89-104.

Evenstar, L.A.; Hartley, A.J.; Stuart, F.M.; Mather, A.E.; Rice, C.M.;

Chong, G. 2009. Multiphase development of the Atacama Plana-tion Surface recorded by cosmogenic He-3 exposure ages: Impli-cations for uplift and Cenozoic climate change in western South America. Geology 37: 27-30.

Ewing, S.A.; Sutter, B.; Owen, J.; Nishiizumi, K.; Sharp, W.; Cliff,

S.S.; Perry, K.; Dietrich, W.; McKay, C.P.; Amundson, R. 2006. A threshold in soil formation at Earth's arid-hyperarid transition. Geochimica et Cosmochimica Acta 70: 5293-5322.

Farias, M.; Charrier, R.; Comte, D.; Martinod, J.; Herail, G. 2005.

Late Cenozoic deformation and uplift of the western flank of the Altiplano: Evidence from the depositional, tectonic, and geomor-phologic evolution and shallow seismic activity (northern Chile at 19 degrees 30 ' S). Tectonics 24 (4) doi:10.1029/2004TC001667.

Hoke, G.D.; Isacks, B.L.; Jordan, T.E.; Blanco, N.; Tomlinson, A.J.;

Ramezani, J. 2007. Geomorphic evidence for post-10 Ma uplift of the western flank of the central Andes 18 degrees 30'-22 de-grees S. Tectonics 26 (5), doi: 10.1029/2006TC002082.

Lehmann, S.; Rech, J. A.; Currie, B. S.; Jordan, T. E.; Riquelme, R.

2009. Redefining the Tarapacá pediplain: analysis of relict soils

in the northern Atacama Desert, Chile. In Geological Society of America Annual Meeting, 244-33.

Muzzio J., G. 1986, Geología de los cuadrángulos Caleta Camarones,

Cuya Punta Gorda y Cerro Atajaña, I región, Chile. Informe de Avance: SERNAGEOMIN, Chile.

Muzzio J., G. 1987. Geologia de los cuadrángulos Pisagua, Zapiga,

Caleta Buena y Huara. Informe de Avance, Proyecto Hoja Pisa-gua: SERNAGEOMIN, Chile.

Naranjo, J.A.; Paskoff, R. 1985. Evolución cenozoica del piedemonte

andino en la Pampa del Tamarugal, norte de Chile (18° -21°S), In IV Congreso Geologico Chileno, Actas 4: 149-165. Antofa-gasta.

Nester, P.L.; Jordan, T.E. 2012. A Forearc Basin in Northern Chile:

The Intersection of Tectonics and Climate, In Recent Advances in Tectonics of Sedimentary Basins, Blackwell Publishing. Bus-by, C.; Azor, A. editors, 369-381. Oxford, England.

Parraguez, G.V. 1998. Sedimentologia y geomorphologia producto

de la tectonica Cenozoica, en la Depresion Central, Pampa de Chaca, 1 Region Tarapaca, Chile. Santiago, Chile, Universidad de Chile.

Pinto, L. 1999. Evolución tectónica y geomorfológica Cenozoica del

borde occidental del Altiplano y su registro sedimentario entre los 19º08'-19º27'S (Región de Tarapacá, Chile): Santiago, Chile, Universidad de Chile.

Rech, J.A.; Currie, B.S.; Michalski, G.; Cowan, A.M. 2006. Neogene

climate change and uplift in the Atacama Desert, Chile. Geology 34: 761-764.

von Rotz, R.; Schlunegger, F.; Heller, F.; Villa, I. 2005. Assessing

the age of relief growth in the Andes of northern Chile: Magneto-polarity chronologies from Neogene continental sections: Terra Nova 17: 462-471.

633

Page 11: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Estratigrafía y sedimentología de la Cuenca El Teso ro, Distrito Centinela (región de Antofagasta) y su rel ación con la mineralización exótica de cobre Miguel Tapia* y Rodrigo Riquelme Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Avenida Angamos 0610, Antofagasta, Chile Carlos Marquardt, Constantino Mpodozis y Rodrigo Mo ra Antofagasta Minerals S.A. * E-mail: [email protected] Resumen . La cuenca El Tesoro, ubicada en el Distrito Centinela, expone más de 600 m de rocas sedimentarias, volcánicas y gravas del Cenozoico que fueron producto de la erosión durante y después de la deformación Incaica. Esta cuenca incluye 3 unidades acumuladas entre el Eoceno y Mioceno, diferenciables por su litología, sus facies sedimentarias y paleosuelos intercalados, que indican bruscas variaciones tanto en el paleoclima como en la tectónica del distrito. Intercaladas en la secuencia, se encuentran cuerpos exóticos de Cu. En este trabajo se presentan datos preliminares de la edad de la mineralización exótica y su relación con la evolución depositacional de la cuenca. Palabras Claves: Gravas, Exóticos, Cobre, Paleoclima, Desierto de Atacama. 1 Introducción La denudación de la Cordillera de Domeyko se inicia en el Eoceno medio, durante la fase de deformación Incaica (e.g. Tomlinson et al., 2001). Los productos de la erosión de esta dieron origen, durante el Terciario, a depósitos sedimentarios de ambiente fluvio-aluvial y aluvial, expuestos en cuencas tanto en la cuenca del Salar de Atacama como la Depresión Central. En esta contribución presentamos las características estratigráficas y sedimentológicas de la secuencias sedimentarias del Eoceno al Mioceno expuestas en el Distrito Centinela (Cuenca El Tesoro), discutiendo las implicancias para la evolución climática en esta parte del Desierto de Atacama. La Figura 1 muestra la distribución de las unidades de gravas y secuencias sedimentarias y volcánicas. 2 Estratigrafía y sedimentología. Formación Esperanza (Eoceno – Oligoceno inferior?) Miembro inferior: 200 m (mínimo, sin base reconocida) de flujos piroclásticos riolíticos y dacíticos semisoldados y depósitos de bloques y ceniza (block and ash) incluyendo tobas de cristales y lapilli, de biotita, hornblenda y cuarzo, generalmente alteradas a laumontita o calcita. Edades U-Pb en circones entre los 42 y 39 Ma Miembro superior: ~20 m de potencia (expuestos), de

brechas y conglomerados clasto-soportados que se presentan en cuerpos lenticulares de 20 – 60 cm de espesor, (facies Gci y Gmm de Miall, 1996), con clastos de lithocap y tobas. Las litofacies indican que corresponden a flujos de detritos ricos en clastos (Miall, 1996). Formación El Tesoro (Oligoceno - Mioceno Inferior) 150 m de conglomerados matriz soportados con intercalaciones de limolitas, apoyados en discordancia angular sobre la Formación Esperanza y que hospedan el manto inferior de mineralización exótica en El Tesoro. Los conglomerados forman bancos de base y techo planos, con estratificación cruzada y fábrica imbricada moderadamente desarrollada (facies Gt de Miall, 1996) y clastos subangulares a subredondeados mal seleccionados. Los limolitas se disponen en bancos masivos, sin estructura interna de base y techo plano (facies Fl, Miall, 1996). Direcciones de aporte clástico indican proveniencias desde el SE y E en la base y entre NNE y NNW en el techo (Blanco y Tomlinson, 2000). Esta unidad presenta, además, intercalaciones de paleosuelos de tipo gleysoil (Mack et al., 1993). Las litofacies los conglomerados son propias de sedimentos acumulados en barras longitudinales y relleno de canales menores en un sistema aluvial (Miall, 1996). Formación Los Arrieros (Mioceno inferior-a medio) Miembro inferior: Secuencia de ~400 m de espesor, dispuesta en discordancia de erosión sobre las unidades anteriores y hospeda el manto superior de mineralización exótica en El Tesoro y el manto exótico en Tesoro NE. Está integrada por gravas, con intercalaciones de arenas finas y limos, de color pardo rojizo. Las gravas son gruesas y presentan estratificación en lámina (facies Gs), con clastos subredondeados a subangulares y con una fábrica imbricada bien desarrollada. Incluye intercalaciones de arenas y limos laminados en capas de 3-15 cm de espesor. Medidas de imbricación de los clastos, indican direcciones de aporte desde el NE y E. Esta unidad presenta intercalaciones de paleosuelos del tipo vertisol cálcico y en algunos lugares restos de hojas

634

Page 12: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

y niveles de carbón (Ej. Tesoro NE). Las asociaciones de facies de esta unidad, reflejan procesos de sedimentación agradacional en canales fluviales durante el decaimiento del flujos de crecidas aluviales (Boggs, 1995). Miembro superior: Sucesión de ~100 m de espesor formada por gravas, que alternan con arenas finas y limos cementados con yeso, de color pardo. Presentan clastos angulares a subangulares, estratificación plana paralela a cruzada en cuenca, con fábrica imbricada medianamente desarrollada. Direcciones de aporte indican proveniencia desde el ESE (S71ºE). En el techo se observan numerosos niveles de yeso y el desarrollo de un potente nivel de paleosuelo del tipo gypsisol. Corresponden a depósitos de inundación en lámina (sheetflood deposits) acumuladas en ambiente aluvial. Gravas del Mioceno Superior-Plioceno Sucesión de ~ 20 m de espesor, asociada al desarrollo de una superficie de pedimentación, que sobreyace en discordancia a la Formación Los Arrieros. Corresponde a una sucesión de gravas gruesas y arenas finas, que engranan, en Quebrada de Los Arrieros con limos y evaporitas de color pardo. Las gravas están pobremente estratificadas y mal seleccionadas. Los limos presentan laminación plano paralela, grietas de secamiento y frecuente bioturbación, tanto por raíces como por la presencia de gastrópodos. Paleocorrientes indican procedencia desde el SSE a SE. Edad y Correlaciones con la cuenca de Calama Los niveles de tobas datados en la Formación Esperanza indican que esta se acumuló en el Eoceno y se pueden correlacionar con los niveles superiores de la Formación Calama, los cuales han sido atribuidos al Eoceno (Blanco, 2008). La datación K/Ar (37 Ma) de un delgado nivel de toba dacítica alterada (Perelló et al. 2004) atribuida a la Formación El Tesoro indicaría para ella una probable edad máxima del Eoceno superior (?). Esta se puede correlacionar con la Formación Yalqui, del Oligoceno Inferior- Mioceno Inferior (Blanco 2008) de la Cuenca de Calama. En el miembro inferior de la Formación Los Arrieros se obtuvo una edad de 21,9 ± 0,2 Ma (K-Ar en criptomelano, datos preliminares), en un nivel de óxidos de Cu exótico. En este nivel los óxidos negros siguen las estructuras sedimentarias y mientras que la presencia de clastos con mineralización exótica indica que esta fue contemporánea con la depositación de las gravas. Esta unidad se correlaciona litoestratigráficamente con la Formación Jalquinche, del Mioceno inferior-medio expuesta en la cuenca de Calama (Blanco, 2008) y presenta intercalaciones de paleosuelos del tipo vertisol cálcico, para los cuales, en la cuenca de Calama se han propuesto una edades mínima del Mioceno inferior (Rech et al., 2006). Las gravas atribuidas al Mioceno superior-Plioceno,

presenta, en su base una toba de 10 Ma (U-Pb, este trabajo), similar a la edad de la Ignimbrita Artola de la zona del Salar de Atacama y en su techo, una toba de ceniza de 5,7 ± 0,1 Ma (Ignimbrita Carcote;). Este nivel es equivalente a la parte inferior de la Formación Opache y la Formación Chiquinaputo, Mioceno superior – Plioceno superior expuestas en la Cuenca de Calama (Blanco, 2008). 3 Evolución de la cuenca El Tesoro. Etapa I: Eoceno, Formación Esperanza Durante esta etapa se depositaron tobas asociadas a un restringida actividad volcánica relacionada con el emplazamiento de los pórfidos cupríferos del distrito Centinela, datados entre 44 y 39 Ma. La composición de los clastos del miembro superior indica el retrajo sedimentario y erosión de las tobas de los lithocap de los sistemas de pórfidos cupríferos ubicados al este. Etapa II: Oligoceno, Formación El Tesoro. Las facies, y los datos de aporte sedimentario, sugieren que la formación se acumuló a partir de abanicos aluviales, provenientes de la zona sur de la Sierra Limón Verde, y de la parte centro sur del área de estudio (sector Telégrafo-Caracoles). Esto, junto a la presencia del gleysol, que indican condiciones hidrológicas con agua permanente estancada y sin mucha recarga (Birkerland, 1984; Schaetzl y Anderson, 2005) lo que señala la predominancia de condiciones climáticas áridas. La existencia de una leve discordancia angular en la porción basal, sugiere actividad tectónica durante la sedimentación. Etapa III: Mioceno inferior a medio, Formación Los Arrieros. En este período se produjo un cambio en las zonas de aporte sedimentario, desde el norte y sur, al este-sureste, probablemente causado por el alzamiento relativo del bloque de basamento de la Cordillera de Domeyko, ubicado al este. También las facies sedimentarias y la naturaleza de los paleosuelos preservado en el Miembro inferior cambia, con respecto a la etapa anterior. Las facies tipo sheetflood, junto con la presencia de abundantes niveles de paleosuelos tipo vertisol, indican condiciones climáticas semiáridas, similar a lo expuesto por Rech et al. (2006), quienes indicaron que la tasa de precipitación para formar vertisoles cálcicos, de la misma edad, en el margen oriental de la Cuenca de Calama debe ser >200 mm/año. Durante la acumulación del Miembro superior de la formación el área de sedimentación, se amplía y se produce un cambio en el régimen hidrológico marcado por la presencia de un nivel de gypsisol con nitrato, niveles de yeso masivo y areniscas con abundante cemento de yeso, indicando tasas de precipitación muy bajas (Birkerland, 1984; Schaetzl y Anderson, 2005; Ewing et al., 2006). La ocurrencia de nitrato en este nivel

635

Page 13: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

de paleosuelo sugiere precipitaciones entre 5 – 10 mm/ año (Rech et al., 2006), lo que indica el inicio de la condiciones hiper-áridas en el distrito con anterioridad a los 10 Ma. Etapa IV: Mioceno superior-Plioceno . Las facies de los delgados niveles sedimentarios, propios de una llanura aluvial extendida, acumulados durante de este período indican la prevalencia de condiciones hiperáridas. Localmente, se habrían desarrollado lagunas palustres, en áreas deprimidas de esta llanura (Quebrada Los Arrieros), donde afloraría el nivel freático, con aguas cargadas en carbonato, lo que favoreció la depositación de calizas con gastrópodos y de sedimentos clásticos cementados pervasivamente por carbonatos, al igual que la situación descrita para la Formación Opache, en la Cuenca de Calama (May, 1997). Agradecimientos Agradecimientos especiales al PROYECTO MECE 2 EDUCACION SUPERIOR, por la beca proporcionada al autor y a los colegas de Minera El Tesoro, por los aportes y ayudas durante el mapeo de la Mina El Tesoro y Tesoro NE. Agradezco, además, al equipo de exploraciones de AMSA, principalmente al del proyecto Mirador, por las discusiones sobre la deformación en esta parte del distrito.

Referencias Birkerland, P. 1984. Soil and Geomorphology. Oxford University

Press, New York. 372 p. Blanco N, Tomlinson A (2002) Estudio estratigráfico y

sedimentológico del Distrito Minero El Tesoro. Unplublished report, 29 p.

Boggs, S, 1995. Principles of sedimentology and stratigraphy. Prentice Hall. EEUU, 774 p.

Ewing, S.; Sutter, B.; Owen, J.; Nishiizumi, K.; Sharp, W.; Cli_, S.; Perry, K.; Dietrich, W.; McKay, C.; Amundson, R. 2006. A threshold in soil formation at Earth's arid-hiperarid transition. Geochemica et Cosmochimica Acta, 70: 5293-5322.

Mack, G.H., James, W.C., Monger, H.C. 1993. Classification of paleosols. Geological Society of America, Bulletin 105: 129-136.

Maksaev, V. & Zentilli, M. 1999. Fission track thermochronology of the Domeyko Cordillera, Northern Chile: implications for Andean tectonics and porphyry copper metallogenesis. Exploration and Mining Geology, 8:65–89.

Miall, A.D., 1996, The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis, and Petroleum Geology: New York, Springer, 582 p..

Rech J. A., Currie B. S., Michalski G. y Cowan M. 2006. Neogene climate change and uplift in the Atacama Desert, Chile. Geology 34:761-764.

Schaetzl, R.; Anderson, S. 2005. Soil and Geomorphology. Cambridge University Press, New York. 817 p.

Tapia M (2009) Relación espacial, temporal y genética entre formas de relieve y paleosuelos del Cenozoico superior, y depósitos de Cu supérgeno en el Distrito Minero de Chuquicamata. Memoria de Título (Unpublished), Universidad Católica del Norte, Departamento de Ciencias Geológicas: 84 p.

Tomlinson A., Blanco N., Maksaev V, Dilles J., Grunder A. y Ladinoi M. 2001. Geología de la Precordillera andina de Quebrada Blanca-Chuquicamata, Regiones I y II (20°30’-22°30’ S). Servicio Nacional de Geología y Minería, Corporación Nacional del Cobre, Chile.

Figura 1 . Mapa de distribución de unidades estratificadas del Eoceno-Plioceno en la parte norte del distrito Centinela.

636

Page 14: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Sedimentología e icnología de eventos transgresivos durante el Paleógeno de Chile Central (Península de Arauco). Antecedentes para la aplicación de estratigrafía secuencial en parasecuencias. Patricio Zambrano1*, Alfonso Encinas2 y Sven Niels en1. 1.- Institut für Geowissenschaften, Christian-Albrechts-Universität, 24118 Kiel, Germany. 2.- Departamento Ciencias de la Tierra. Universidad de Concepción. Chile *E-mail: [email protected] Resumen. Se describen dos eventos transgresivos en el Paleógeno de la Península de Arauco. El primer evento se caracteriza por una transgresión rápida hacia una zona de marismas, en el que se instaura un ambiente de frente de costa a plataforma proximal, y el segundo evento se caracteriza por presentar una primera fase transgresiva en un régimen de costa con influencia tidal, y luego una segunda fase marcada por una superficie de inundación que refleja un cambio en el régimen transgresivo rápido a un régimen transgresivo a pausas, probablemente influenciado por eventos sísmicos y por un aumento en el input de sedimentos hacia la cuenca. Ambos eventos son correlacionados con pozos cercanos, con la finalidad de establecer límites de secuencias. Palabras claves: Transgresión, frente de costa, plataforma, limite de secuencias. 1 Introducción La evolución sedimentaria de la Cuenca de Arauco, está caracterizada por una alternancia de episodios transgresivos y regresivos controlados por eventos eustáticos y tectónicos (Pineda, 1983). Se han reconocido las siguientes formaciones asociadas a diferentes fases de sedimentación (García, 1968; Pineda, 1983): 1.- Formación Quiriquina. (Maastrichtiano). Sobreyace al Basamento Metamórfico y refleja un evento transgresivo. 2.- Grupo Lebu (Paleoceno?-Eoceno). Presenta fases de sedimentación cíclica, con la formación de unidades con mantos de carbón, alternadas con depósitos marinos someros (Wetzel et al. 1975; Tavera, 1942). El orden de las unidades de base a techo es: Formación Curanilahue (Paleoceno?-Eoceno Inferior, parálico-marino), Formación Bocalebu (Eoceno Inferior-Medio, marino), Formación Trihueco (Eoceno Medio; parálico-marino), Formación Millongue (Eoceno Medio-Superior?, marino). 3.- Formación Ranquil (Mioceno Superior-Plioceno Inferior, marino profundo). Refleja un importante evento de subsidencia del antearco (Encinas et al., 2008).

4.- Formación Tubul (Plioceno). Depositación marina somera local, asociada a existencia de horst y grabens estructurales (Pineda, 1983). A pesar de que el Grupo Lebu fue una de las unidades más estudiadas con fines económicos para la prospección de gas, petróleo y carbón (ENAP, ENACAR), no se establecieron modelos sedimentarios detallados, a excepción de Le Roux y Elgueta (1997), que lo hicieron para la Formación Trihueco, ni se ha establecido un esquema de estratigrafía secuencial que permita visualizar los diferentes eventos transgresivos-regresivos, su asociación con los afloramientos costeros y la correlación con pozos de ENAP y sondajes de minas de carbón. Este estudio se enfoca principalmente en el análisis sedimentológico de dos eventos transgresivos, el primero en el límite (gradual) de la Formación Curanilahue y Formación Bocalebu, y el segundo en el límite (gradual) entre la Formación Trihueco y Formación Millongue. Se realizaron columnas estratigráficas de detalle incluyendo análisis sedimentológico e icnológico en los afloramientos costeros de la Península de Arauco (Formación Millongue-Formación Bocalebu) y el análisis de sondajes y mapeo de minas de carbón del interior de la península. Se revisaron diagrafias de pozos de ENAP, y se determinaron electrofacies. El análisis modal de litologías para análisis de proveniencia y determinación de microfauna para paleobatimetria y biocronologia, esta aun en proceso. 2 Resultados 2.1 Litofacies Evento transgresivo I. Este fue descrito en la localidad minera de Chulita, en los alrededores de Curanilahue. Corresponde a la transición entre el Miembro Colico de la Formación Curanilahue (base) y la Formación Bocalebu (techo). Este límite se reconoció en dos sondajes (SW-5 y SW10), y en el interior de la Mina Santa Ana. Presenta 4 unidades sedimentarias

637

Page 15: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

caracterizadas por las siguientes asociaciones de facies. Unidad 1: Presenta alternancias de litofacies de limolitas, limolitas carbonosas, y carbón. Estas asociación refleja periodos de muy baja energía en un ambiente reductor con aporte de abundante materia orgánica, en ambientes lagunares tranquilos o aguas estancadas con sedimentación lenta. Probablemente representa la sedimentación en un ambiente de “back barrier lagoon”, específicamente pantanos o ciénagas con extensión lateral escasa. Esta unidad finaliza hacia el techo con un manto de carbón (Manto Doble), el cual presenta abundantes bioturbaciones de Thalassinoides isp. que afectan al manto. Además este último manto a diferencia de los inferiores presenta acuñamientos laterales regionales, y estructuras dicotómicas (spit) de dimensión métrica. Unidad 2: Corresponde a alternancias milimétricas de areniscas finas grises bien seleccionadas con areniscas finas a muy finas negras micáceas (Heterolithic sandstones-mudstones). Se encuentra únicamente sobre el Manto Doble, al que sobreyace en contacto bioturbado o en contacto neto. En los primeros 0.3 – 0.25 mts presenta abundantes ondulitas en set de 5 a 10 cm de y bioturbaciones (Thalassinoides isp.) Hacia el techo predomina la laminación paralela, ondulosa (wavy bedding). Unidad 3: Alternancias de litofacies constituidas por areniscas grano medio y conglomerados. En el contacto de las areniscas con conglomerados gruesos, se observan trazas de Ophiomorpha isp. rellenas con microconglomerados. El contacto neto, erosivo y localmente bioturbado con las litofacies anteriores implica que la sedimentación y cobertura de sedimentos infrayacentes fue rápida. Unidad 4: Corresponden a microconglomerados, conglomerados polimícticos, clastosoportados y de regular selección, presentan textura granodecreciente. Su composición es similar en todas las capas, correspondiendo a conglomerados de cuarzo, líticos metamórficos (filitas), volcánicos (pómez) y feldespatos. Presenta escasos restos vegetales de tamaño centimétrico, algunos con icnofábrica de Teredolites isp. Limite de secuencias: evento I Utilizando la nomenclatura de Cattaneo y Steel (2003) se determinan los siguientes sets transgresivos. El primer límite entre la Unidad 1 y Unidad 2, corresponde a una superficie de ravinamiento tidal (SRT; ravinement surface tidal), marcando un evento transgresivo determinado por la unidad 2 correspondiente a depósitos tipo T-B. El contacto entre la Unidad 2 y 3 marca un segundo evento transgresivo, iniciado por una superficie de ravinamiento afectada por oleaje (SRW; ravinement surface wave) que marca una nueva superficie de inundación, con depósitos transgresivos tipo T-C1. Finalmente, el evento transgresivo principal, se encuentra entre la Unidad 3 y 4, evidenciado por una importante SRW, y depósitos tipo T-C.

Evento transgresivo II. Este fue descrito en varios afloramientos de la costa de la Península de Arauco, entre Lebu y Punta Lavapie, y en la Mina Los Fosos (Lebu). Corresponde a la transición entre la Formación Trihueco desde el ultimo manto de carbón (Manto Huitrero) hasta la Formación Millongue. Este límite transicional es posible observarlo además en varios perfiles eléctricos de pozos desde Lebu a Curanilahue. Unidad 1II: Está constituida por dos litofacies: a) Areniscas de grano medio a grueso con laminación cruzada de bajo ángulo, estratificación cruzada, laminación cruzada en artesa. Presenta trazas de Ophiomorpha isp. B) Alternancias de areniscas de grano fino y grano medio con laminación cruzada de bajo ángulo, y lentes de limolitas. Esta asociación de facies indica la gradación de shoreface superior a shoreface inferior proximal. Unidad 2II: Litológicamente es similar a la Unidad 1II, sin embargo corresponde a un nivel con abundante deformación sinsedimentaria, de dimensión métrica a centimétrica, caracterizada principalmente por capas convolutas y truncadas en el techo. Esta facies es interpretada como sismitas. Unidad 3II: Comprende litofacies de conglomerados , alternados con areniscas de grano grueso conglomerádicas, granodecrecientes y estratodecrecientes. Los conglomerados son mal seleccionados, y están compuestos por líticos metamórficos. Estos conglomerados corresponden a depósitos transgresivos asociados a una superficie de inundación. Unidad 4II: Areniscas de grano medio, glauconíticas con macrofauna de bivalvos y gastrópodos. Presenta laminación planar, laminación cruzada y hummocky. Muchas de estas capas presentan trazas de Ophiomorpha isp., Thalassinoides isp., Planolites isp, y Asterosoma isp. Unidad 5II: Alternancias centimétricas de capas de areniscas medias con hummocky y laminación cruzada. Algunos niveles presentan una importante deformación sinsedimentaria, en forma de slumps. Limite de secuencias: evento II La transición del sistema de parasecuencias parálicas de la Formación Trihueco (Le Roux y Elgueta, 1997) a los depósitos de plataforma de la Formación Millongue, está marcada por un evento de probable transgresión puntuada, con evidencia de varias superficies de inundación. El más importante es el evento transgresivo entre la Unidad 2II y 3II, la cual separa depósitos transgresivos tipo T-A y T-C, de depósitos transgresivos puntuados, que conforman una serie de parasecuencias, con alto aporte de sedimentos que conforman un esquema de shoreface influenciado con tormentas a plataforma proximal.

638

Page 16: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

2.2- Análisis preliminar de electrofacies

Para analizar la distribución de ambos eventos transgresivos, se utilizo la transecta en dirección Oeste-Este; conformada por los siguientes pozos efectuados por ENAP: Lebu 5, Lebu 2, Lebu 3 y Pehuén 1 Norte. Para correlacionar el evento transgresivo I se utilizaron los sondajes SW-10; SW-5 (Mina Santa Ana) y los sondajes Curanilahue 1 y 2.

Evento transgresivo I El límite entre la Formación Curanilahue (Miembro Colico) y la Formación Bocalebu, ha sido determinado en subsuperficie en los sondajes Curanilahue 1 y 2 (Informes Inéditos ENAP). La Formación Curanilahue presenta un patrón de registro sónico y de rayos gamma, que indican de 6 periodos de variaciones (Electrofacies 1), cuyos valores mínimos coinciden con litologías finas (carbón o limolitas carbonosas). Este patrón es truncado por un aumento en los valores de rayos gamma, adquiriendo luego una uniformidad de los valores (Electrofacies 2). Esta variación se correlaciona con el paso de la Unidad 3 y 4, correspondiente a una superficie de inundación. Más al sur, este límite se observa en los pozos Lebu 2, 3, 5 y Pehuén 1, sin embargo, en estos no se reconocen mantos de carbón en la Formación Curanilahue, y la Formación Bocalebu presenta un patrón de registros electro-radiactivos con menos variaciones que en Curanilahue 1 y 2 (Electrofacies 2). Evento transgresivo II En el perfil constituido por los sondajes Lebu 5, Lebu 2, Lebu 3 y Pehuén 1 Norte, se observa, a partir de la ultima parasecuencia (con o sin presencia de carbón), un patrón de los registros electro-radiactivos caracterizado por un fuerte aumento de los valores de rayos gamma y una disminución en el registro de neutrones. Este patrón se repite tres veces, separado por rápidos aumentos (Electrofacies 1II). Este tramo corresponde a la parte superior de la Formación Trihueco, y coincide con los afloramientos costeros que reflejan una transgresión a pulsos. 3 Discusión El análisis y comparación preliminar de los registros electro-radiactivos de los sondajes de ENAP en la península de Arauco permiten establecer una correlación con los afloramientos costeros. El evento transgresivo I, presenta una distribución restringida hacia la parte más oriental de la península, y refleja una transgresión rápida. Sin embargo, la ausencia de una notoria señal que se pueda interpretar como una superficie de inundación hacia la costa permite indicar que la línea de costa no se encontraba hacia el oeste del

Pozo Pehuén. En tanto el evento transgresivo II, presenta dos fases. La primera caracterizada por depósitos de frente de costa con influencia tidal, y una segunda, iniciada por una superficie de inundación, caracterizada por paulatinos eventos de profundización, que reflejan cambios de shoreface con influencia de oleaje a offshore. Es probable que el efecto de terremotos, reflejados en las facies de plataforma y de frente de costa con sismitas, haya influido notoriamente en la paleobatimentría de la cuenca, generando cambios en el régimen transgresivo. Agradecimientos Este estudio es financiado por el proyecto de la DFG Ni699/5 (Alemania) denominado “Das marine Eozän in Zentralchile – Stratigraphie, Fazies, Paläogeographie und Fauna einer vernachlässigten Zeitscheibe”. Se agradece a ENAP por permitir revisar información de los pozos de la Península de Arauco. A Mina Santa Ana de Curanilahue, por permitir revisar sondajes y visitar las labores mineras. Referencias Cattaneo A.; Steel, R. 2003. Transgressive deposits: a

review of their variability. Earth Science Rewies. 62, 187-228.

Encinas, A.; Finger, K.; Nielsen, S.; Lavenu, A.; Buatois, L.;

Peterson, D.; Le Roux, J. 2008. Rapid and major coastal subsidence during the late Miocene in south-central Chile. Journal of South American Earth Sciences 25 (2), 157–175.

García, F. 1968. Estratigrafía del Terciario de Chile central.

En: Cecioni, G. (Ed.), Simposio Terciario de Chile, Zona Central. Editorial Andrés Bello, Santiago, 25–58.

Le Roux J.; Elgeta S. Paralic parasequences associated with

Eocene sea-level oscillations in an active margin setting: Trihueco Formation of the Arauco Basin, Chile. Sedimentary Geology 110, 257-276

Melnick, D.; Echtler, H. 2006. Inversion of forearc basins in

southcentral Chile caused by rapid glacial age trench fill. Geology 34 (9), 709–712.

Pineda, V., 1983. Evolution Paleogeografica de la Cuenca

Sedimentaria Cretacico--Terciaria de Arauco. Geología y Recursos Minerales de Chile, Univ. Concepción, 1, 375-390.

Tavera, J. 1942. Contribución al estudio de la estratigrafía y

Paleontología del Terciario de Arauco. An. I. Cong. Panam. Ing. Min. Geol.. Santiago. Tomo II, pp. 580– 632.

Wenzel, O.; Wathelet, J.; Chavez, L.; Bonilla, R. 1975. La

sedimentación cíclica Meso-Cenozoica en la región Carbonífera de Arauco-Concepción, Chile. Anales del 2° Congreso Americano de Geológica Económica, Buenos Aires.

639

Page 17: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

El Grupo Huantajaya: Nuevo esquema estratigráfico p ara las unidades de la cuenca de trasarco jurásica en l a Cordillera de la Costa del área de Iquique (20°-21° S) Fernando Sepúlveda* y Paulina Vásquez Servicio Nacional de Geología y Minería, Santa María 104, Providencia, Santiago, Chile. * E-mail: [email protected] Resumen. Diversos autores han propuesto diferentes esquemas estratigráficos para las unidades sedimentarias marinas de la cuenca de trasarco jurásica de la Cordillera de la Costa del norte de Chile, en el área de Iquique (20°-21°S), sin que exista un consenso al respecto. Basándose en nuevos estudios estratigráficos, sedimentológicos y paleontológicos se propone un nuevo esquema estratigráfico para estas unidades. De acuerdo con este nuevo esquema, se define el Grupo Huantajaya, el que agrupa a cuatro formaciones sedimentarias: la Formación Caleta Lígate (Bajociano), la Formación El Godo (Bajociano-Oxfordiano superior), la Formación Santa Rosa (Oxfordiano superior) y la Formación Estación Montevideo (Oxfordiano superior?-Titoniano). Estas unidades representan distintas etapas en la evolución de la cuenca de trasarco del Jurásico Medio-Superior. Las dos primeras formaciones (Caleta Lígate y El Godo) representan períodos de crecimiento y profundización de la cuenca en un ambiente marino, mientras que las dos últimas (Santa Rosa y Estación Montevideo) registran la somerización y finalización de la cuenca. Este grupo se apoya concordantemente sobre la Formación Oficina Viz (Sinemuriano-Aaleniano), y está cubierta en discordancia por la Formación Punta Barranco (Cretácico Inferior). En el presente trabajo se revisan los trabajos anteriores y se fundamenta la proposición de este nuevo esquema. Palabras Claves: Cuenca de Tarapacá, Cordillera de la Costa, rocas jurásicas marinas. 1 Introducción La cuenca de trasarco asociada al arco magmático jurásico en el norte de Chile, denominada Cuenca de Tarapacá, tuvo un eje con una dirección aproximada norte-sur, y acumuló diversos depósitos sedimentarios marinos (Mpodozis y Ramos, 1990; Ardill et al., 1998). En la Cordillera de la Costa del área de Iquique (20°-21°S), norte de Chile, afloran rocas sedimentarias marinas asociadas a esta cuenca, las que registran la evolución del borde occidental de ésta desde el Jurásico Medio al Jurásico Superior. Los autores que han definido unidades y/o propuesto esquemas estratigráficos para estas rocas han sido Álvarez (1960), Cecioni y García (1960), García (1967), Thomas (1970), Kossler (1998) y Marquardt et al. (2008) (Fig. 1A). Sin embargo, muchas de estas definiciones fueron realizadas en localidades tipo poco representativas, y/o sin tomar en cuenta que las unidades están afectadas por fallas que repiten a las mismas. En este trabajo se desarrolla un

nuevo esquema estratigráfico de las unidades sedimentarias marinas de este período, el que está basado en un extenso y detallado trabajo en terreno, además de una revisión crítica de los esquemas propuestos anteriormente. 2 El Grupo Huantajaya El término Huantajaya fue introducido informalmente por Álvarez (in Cecioni, 1961), y formalmente por Garcia (1967), para denominar una formación lutítica que aflora en el sector homónimo y que presenta fauna fósil del Jurásico Superior. Posteriormente, Thomas (1970) extendió el límite inferior de esta formación incluyendo todas las rocas que yacen sobre la Formación Caleta Ligate (Cecioni y García, 1960), definió su límite superior y la subdividió en tres miembros (El Godo, Santa Rosa y Guantayaja) (Fig. 1A). Por otra parte, Kossler (1998) agrupó en la Formación Huantajaya solamente a calizas masivas del Oxfordiano medio-superior. A nuestro juicio, las unidades representadas por los miembros de Thomas (1970) tienen una exposición suficientemente significativa para ser tratados al nivel formacional, pero utilizando los criterios estratigráficos propuestos por Kossler (1998) (Fig. 1A). Además, por las razones señaladas más abajo, vemos una ventaja en agrupar estas formaciones en una unidad de mayor nivel, ampliando sus límites inferior y superior para incluir además a otras formaciones depositadas en la cuenca de trasarco jurásica. Por lo tanto, aquí se propone elevar la Formación Huantajaya al nivel de Grupo, el que incluye las formaciones: Caleta Ligate (Bajociano), El Godo (Bajociano-Oxfordiano), Santa Rosa (Oxfordiano superior) y Estación Montevideo (Oxfordiano superior?-Titoniano). Este grupo se apoya concordantemente sobre las volcanitas de la Formación Oficina Viz (Sinemuriano-Aaleniano) (Thomas, 1970), y subyace en discordancia de erosión y/o angular a rocas volcano-sedimentarias de la Formación Punta Barranco (Cretácico Inferior) (Cecioni y García, 1960) (Fig. 1B). Esta propuesta se fundamenta en: - la necesidad de ordenar y redefinir, de acuerdo al código

estratigráfico, las unidades que componen los depósitos de la cuenca de trasarco jurásica.

- correlacionar y/o comparar con otros grupos análogos definidos en esta cuenca jurásica (e.g., Grupo Caracoles).

- contribuir a una comprensión más íntegra de la evolución geodinámica de esta cuenca.

640

Page 18: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

2.1 Formación Caleta Lígate (Bajociano) Cecioni y García (1960) Corresponde a la unidad basal del grupo y está constituida principalmente por rocas sedimentarias marinas de tonos claros, con estratos entre 0,2 y 0,8 m de espesor. Se distribuye en toda la Cordillera de la Costa de la Región de Tarapacá, y su espesor disminuye de oeste a este, con un máximo de 1200 m y un mínimo de 60 m. Esta unidad se dispone concordantemente sobre rocas de la Fm. Oficina Viz y bajo la Fm. El Godo, con la cual presenta un contacto gradacional. En este trabajo se diferencian tres litofacies: (a) areniscas calcáreas, en las cuales se intercalan (b) brechas, tobas y lavas basálticas que están expuestas en el sector costero, y (c) calizas, las que afloran en el sector oriental de la Cordillera de la Costa. Al norte de la localidad tipo, se determinó una edad U-Pb en circón de ca. 171 Ma en brechas piroclásticas submarinas, la que concuerda con las edades obtenidas en base al contenido fosilífero. Debido a la poca representatividad estratigráfica de la localidad holotipo de esta unidad, se propone una localidad hipotipo en el área de la ex-estación ferroviaria El Godo, donde están expuestos tanto el techo como la base de esta unidad, y se muestra un mejor desarrollo de las facies sedimentarias. Para esta unidad se ha sugerido un depósito en un ambiente epicontinental de mar abierto en aguas someras, en la zona litoral o intermareal a sublitoral (Rubilar, 2009). 2.2 Formación El Godo (Bajociano-Oxfordiano) (Cecioni y García, 1960; emend. Kossler, 1998)

Corresponde a una secuencia de lutitas calcáreas en parte lutitas bituminosas, alternadas con margas y lutitas rojas con un espesor aproximado de 850 m, la que se distribuye en toda la Cordillera de la Costa de la región (Kossler, 1998). Se diferencian dos litofacies: (a) lutitas y limolitas calcáreas oscuras, con bancos centimétricos de calizas hacia el techo de la formación, y (b) brechas y lavas basálticas con intercalaciones de lutitas, limolitas y areniscas finas, con un buen desarrollo en la franja costera. Esta unidad fue definida inicialmente como formación por Cecioni y García (1960), pero posteriormente Thomas (1970) la incluye como miembro en su modificación de la Formación Huantajaya. Finalmente, Kossler (1998) elevó el Miembro El Godo de Thomas (1970) al nivel de formación (Fig. 1A). En este trabajo se valida la redefinición de la unidad El Godo propuesta por Kossler (1998). Esta unidad se apoya concordantemente sobre la Fm. Caleta Lígate, y subyace a la Fm. Santa Rosa, con la que presenta un contacto transicional. Tanto la litología como la fauna de esta unidad señalan un ambiente más profundo que la unidad precedente, con una concentración de oxígeno muy reducida. No obstante, en la parte superior de la secuencia se aprecia una somerización de la cuenca de depósito.

2.3 Formación Santa Rosa (Oxfordiano superior) (Thomas, 1970; emend. este trabajo)

Esta unidad está compuesta casi exclusivamente por calizas masivas gris claro a celeste en capas de espesor métrico, y se distribuye en el sector centro-oriente de la Cordillera de la Costa. Kossler (1998) estimó el espesor mínimo en 170 m para esta formación. La primera mención que se hace de esta formación la realiza Thomas (1970), donde define el Miembro Santa Rosa de la Formación Guantajaya constituido principalmente por calizas. Posteriormente, Kossler (1998) eleva este miembro a formación denominándola Formación Huantajaya. En este trabajo se concuerda con la elevación a formación propuesta por Kossler (1998), pero se considera inapropiado el uso del nombre “Huantajaya” por las siguientes razones: el nombre Santa Rosa propuesto por Thomas (1970) tiene precedencia, y el nombre Huantajaya ya ha sido usado anteriormente por García (1967) y Thomas (1970) para denominar una formación que abarca un rango estratigráfico más amplio. Esta formación cubre a la Fm. El Godo en contacto transicional, y está a la vez cubierta concordantemente por la Fm. Estación Montevideo. La distribución de esta unidad está restringida principalmente al sector centro-oriental de la Cordillera de la Costa, lo que sugiere que esta formación se acuña hacia el oeste. La abundancia de ciertos fósiles (trigonias, ostras pequeñas y equinodermos) y la litología predominante sugieren que esta unidad se depositó en la zona externa de una plataforma carbonatada (Rubilar, 2009), con un leve aumento en la salinidad de las aguas de la cuenca (Kossler, 1998). 2.4 Formación Estación Montevideo (Oxfordiano

superior?-Titoniano) (Nueva unidad)

Se denomina así a una sucesión sedimentaria marina, clástica y carbonatada expuesta en dos zonas del área oriental de la Cordillera de la Costa, al suroeste del poblado de Huara y al oeste de la localidad de Pozo Almonte. En esta última área los afloramientos se encuentran afectados por un intenso fallamiento, lo que dificulta reconstruir la estratigrafía original. A pesar de esto, en esta zona se pudo definir la localidad tipo de la formación, en una sección ubicada a 1,5 km al noreste-este de la desaparecida estación ferroviaria Montevideo. Esta formación tiene un espesor mínimo aproximado de 370 m, se dispone concordantemente sobre las calizas de la Fm. Santa Rosa, y subyace en discordancia angular y de erosión a la Fm. Punta Barranco (Cecioni y García, 1960). En la localidad tipo, esta formación corresponde a una secuencia granocreciente, con yeso macizo, calizas y limolitas calcáreas en su base, seguida de un paquete de areniscas calcáreas con intercalaciones de calizas, estas últimas decreciendo en proporción hacia el techo. Los fósiles encontrados en esta formación corresponden principalmente a bivalvos (entre ellos, Syrotrigonia sp., Pterotrigonia sp., Myoconcha sp. y Ceratostreon sp.) y

641

Page 19: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

escasos amonites (Choicensisphinctes sp., Dalmasiceras sp.). Estos últimos se encuentran en la parte superior de la secuencia y permiten la asignación de estos afloramientos al Titoniano (Rubilar y Mourgues, 2011). Lo anterior, junto con su posición estratigráfica, permite asignar a esta formación un rango estratigráfico desde el Oxfordiano superior al Titoniano. De acuerdo a fósiles, facies y estructuras sedimentarias de esta unidad, la parte inferior de ésta se interpreta como depositada en un ambiente marino somero de circulación restringida con condiciones hipersalinas (cuenca marina marginal), lo que produjo el depósito subacuático de evaporitas (yeso masivo), mientras que en la parte superior de la secuencia se mantendrían condiciones marinas someras, pero en un ambiente litoral de mayor energía, lo que apunta a un evento transgresivo posterior al depósito evaporítico. Agradecimientos Esta contribución fue patrocinada por la Subdirección Nacional de Geología de SERNAGEOMIN, y financiada por el Gobierno Regional de Tarapacá. A los paleontólogos A. Rubilar y F.A. Mourgues por su invaluable ayuda en las determinaciones fosilíferas. Este trabajo se benefició de constructivas discusiones con N. Blanco y A. Tomlinson. Referencias Álvarez, J. 1960. Levantamiento geológico del borde occidental de la

Cordillera de la Costa, entre Alto Caleta Buena y Vértice Anzuelo. Informe Geológico ENAP. Inédito. 14 p.

Ardill, J.; Flint, S.; Chong, G.; Wilke, H. 1998. Sequence stratigraphy of the Mesozoic Domeyko Basin, northern Chile. Journal of the Geological Society, London, 155: 71–88.

Cecioni, G. 1961. El Titónico inferior marino en la Provincia de Tarapacá y consideraciones sobre el arqueamiento central de los Andes. Comunicaciones de la Escuela de Geología 1 (3). 19 p.

Cecioni, G.; García, F. 1960. Observaciones geológicas en la Cordillera de la Costa de Tarapacá. Instituto de Investigaciones Geológicas. Boletín Nº6: 28 p. Santiago.

García, F. 1967. Geología del Norte Grande de Chile. Sociedad Geológica de Chile, 3. 138 p. Santiago.

Kossler, A. 1998. Der Jura in der Kustenkordillere von Iquique (Nordchile) - Palaontologie, Lithologie, Stratigraphie, Palaogeographie. Berliner Geowissenschaftliche Abhandlungen, Reihe A Geologie und Paläontologie 197: 1-161.

Marquardt, C.; Marinovic, N.; Muñoz, V. 2008. Geología de las Ciudades de Iquique y Alto Hospicio, Región de Tarapacá. Escala 1:25.000. SERNAGEOMIN, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica, No. 133, 33 p. Santiago.

Mpodozis, C.; Ramos, V.A. 1990. The Andes of Chile and Argentina. In: Geology of the Andes and its relation to hydrocarbon and mineral resources (Ericksen, G.E., Cañas Pinochet, M.T., Reinemund, J.A.; eds.). Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources, Earth Sciences Series 11: 59-90. Houston.

Rubilar, A. 2009. Selección de muestras paleontológicas recolectadas en la Cordillera de la Costa al norte y sur de Iquique, y significado del registro fósil presente en la zona. Informe Paleontológico N° 2009-07. SERNAGEOMIN. Inédito. 30 p.

Rubilar, A.; Mourgues, F.A. 2011. Identificación de fósiles del Jurásico Medio y Superior, recolectados al sureste de Iquique (este y suroeste de Pozo Almonte; noreste y sureste de Cerro Gallinazos), Región de Tarapacá. Informe Paleontológico Nº 2011-06. SERNAGEOMIN. Inédito. 9 p.

Thomas, A. 1970. Cuadrángulos Iquique y Caleta Molle, Provincia Tarapacá. Instituto de Investigaciones Geológicas, Carta Geológica de Chile Nº 21 - 22, 52 p. Santiago.

Figura 1. A) Esquemas estratigráficos propuestos para las rocas mesozoicas en la Cordillera de la Costa del área de Iquique. B) Esquema estratigráfico del Grupo Huantajaya propuesto en este estudio, con la distribución longitudinal de las unidades y sus litofacies.

642

Page 20: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Sedimentación continental del Cretácico Inferior (Formación Atajaña) en la Cordillera de la Costa, N orte de Chile (19,3ºS) Guillermo Fuentes 1,*, Marcelo García 1, Fernando Sepúlveda 2, Paulina Vásquez 2, Sebastien Meffre 3 1Advanced Mining Technology Center (AMTC), Universidad de Chile, Avenida Tupper 2007, piso 3, Santiago, Chile. 2Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN), Avenida Santa María 0104, Santiago, Chile. 3University of Tasmania, Tasmania, Australia. * E-mail: [email protected] Resumen. Las asociaciones de facies presentes en las cercanías del cerro Atajaña se dividen en facies de conglomerados brechosos con hasta 850 m de espesor y facies de areniscas y limolitas con hasta 570 m de espesor. En la quebrada Chiza, afloran asociaciones de facies de areniscas, conglomerados, tobas riodacíticas y lavas andesíticas con 750 m de espesor total. Una datación radiométrica en las tobas indica que la secuencia es correlacionable con la parte superior de la Formación Atajaña. Las facies conglomerádicas son representativas de ambientes de abanicos aluviales proximales a intermedios, probablemente incluyendo ambientes fluviales. Las rocas de las facies sedimentarias finas indican llanuras de inundación distales de abanicos aluviales y/o cuencas lacustres restringidas. En tanto, la parte alta de la sucesión, en la quebrada Chiza, evidencia volcanismo proximal a distal, acompañado de un ambiente fluvial intermedio a distal. Palabras Claves: Formación Atajaña, estratigrafía, sedimentación, facies, Mesozoico. 1 Introducción El desarrollo de la sedimentación clástica continental del Cretácico Inferior, en la Cordillera de la Costa, norte de Chile, ha sido descrito en sentido amplio. Hasta el momento, no se han diferenciado facies, ni se ha establecido en detalle su edad y ambiente depositacional. Dicha sedimentación está representada por la Formación Atajaña, definida por Cecioni y García (1960) al sur del cerro Atajaña y al oeste de la pampa Tana, unos 100 km al sur de la ciudad de Arica. Muzzio (1986) reconoció la distribución de la formación, según un levantamiento geológico escala 1:100.000. Cecioni y García (1960), Muzzio (1986) y Muñoz (1988) han reportado fósiles en la unidad suprayacente (Fm. Blanco), que permiten establecer la edad mínima de la Fm. Atajaña. Este trabajo presenta nuevos antecedentes sobre la distribución (a escala 1:50.000), estratigrafía, cronología y ambiente de sedimentación de la Fm. Atajaña. 2 Formación Atajaña 2.1 Distribución y relaciones de contacto

La Formación Atajaña, en su localidad tipo, se expone continuamente en una franja elongada de orientación aproximada N70°E, con un largo de 20 km y ancho de 8 km (eg. Muzzio, 1986) (fig. 1). Hacia el norte, se distribuye en afloramientos aislados en el fondo de las quebradas Chiza (fig. 1), Camarones, Vitor y Azapa (Cecioni y García, 1960; Muzzio, 1986; García et al., 2004). La Formación Atajaña en su lugar tipo, sobreyace en aparente discordancia angular a las formaciones Cuya (Jurásico Medio-Superior) y Chiza (Jurásico Superior) (Cecioni y García, 1960; Muzzio, 1986). Subyace de forma concordante y transicional a las rocas sedimentarias de la Formación Blanco (Cretácico Inferior; Cecioni y García, 1960; Muzzio, 1986; Muñoz, 1988). Se dispone en discordancia angular bajo la Formación Azapa (Oligoceno-Mioceno Inferior) y bajo depósitos aluviales del Oligoceno-Mioceno de la Cordillera de la Costa. En la quebrada Chiza, rocas asignadas a la Formación Atajaña descansan aparentemente en leve discordancia angular sobre la Formación Chiza (Jurásico Superior; Cecioni y García, 1960; Muzzio, 1986), en tanto que en la quebrada Camarones, se dispone sobre rocas intrusivas del Jurásico Medio Superior y subyace en discordancia angular a rocas de la Formación Suca (Cretácico Inferior Alto; Cecioni y García, 1960; García et al., 2004). 2.2 Litología y espesor En este trabajo la Formación Atajaña es dividida en asociaciones de facies, expuestas en las cercanías del cerro Atajaña (Kia(a) y Kia(b)) y en la quebrada Chiza (Kia(c) y Kia(d)). Las facies de conglomerados y brechas sedimentarias (Kia(a)) alcanza un espesor máximo de 850 m. Estas rocas, de tonalidades rojizas y pardas, son masivas, continuas lateralmente, polimícticas y de mala selección. Los depósitos son primordialmente clasto- soportados y en menor proporción matriz-soportados. Los clastos, menores a 1 m de diámetro, son subangulosos a subredondeados, y están constituidos por dioritas, monzodioritas, areniscas finas grises, areniscas finas calcáreas, calizas, volcarenitas y andesitas porfíricas. La

643

Page 21: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

matriz está formada por arenas y el cemento es mayoritariamente calcáreo. En estas facies se observan ampliamente intercalaciones centimétricas a métricas de areniscas y limolitas rojas calcáreas. La asociación de facies de areniscas y limolitas (Kia(b)), de aproximadamente 570 m de espesor máximo, son de color rojizo, bien estratificadas, en capas continuas, con laminación fina paralela y en menor grado cruzada. Las sedimentitas son bien seleccionadas, con clastos subredondeados, menores a 1-2 mm, y cementadas principalmente por carbonatos. En las limolitas rojas se han descrito grietas de secamiento (Cecioni y García, 1960). Tanto en su localidad tipo como en el área al oeste del cerro Atajaña, se presentan areniscas rojas con intercalaciones métricas, menores a 5 m, de areniscas grises finas. Dichas intercalaciones representan el paso gradual y transicional hacia la Formación Blanco. En la quebrada Chiza, se definen asociaciones de facies Kia(c) constituidas por ortoconglomerados, areniscas y limolitas rojas con 200 a 300 m de espesor, y Kia(d) compuesta por hasta 500 m de espesor de tobas riodacíticas y lavas andesíticas, en capas de espesor menor a 30 m, con intercalaciones sedimentarias de color rojo. 2.3 Edad La edad de la Formación Atajaña, en la localidad tipo, está determinada exclusivamente por sus relaciones estratigráficas. La sucesión sobreyace en discordancia angular a la Formación Chiza, con fósiles marinos del Caloviano-Oxfordiano, y subyace concordantemente a la Formación Blanco con fósiles marinos que indican una edad Cretácico Inferior en sentido amplio (Cecioni y García, 1960; Covacevich en Muzzio, 1986; Covacevich en Muñoz, 1988). Los amonites recolectados (Argentiniceras) por Cecioni y García (1960), desde estratos ubicados a 120 m de la base de la formación, le asignan una edad Berriasiana a la Formación Blanco. En tanto los amonites (Cheloniceras) determinados por Covacevich en Muñoz (1988) provenientes de la primera capa marina indicarían una edad Aptiano Superior, lo que concuerda con nuevas determinaciones paleontológicas realizadas en la misma localidad (A. Mourgues y A. Rubilar, comunicación escrita). Por lo tanto, los antecedentes crono-estratigráficos, en la localidad tipo, permiten asignar una edad neocomiana a la formación. Una toba riodacítica de la asociación de facies Kia(d), en la quebrada Chiza, ha sido datada mediante el método U-Pb en circón. Se obtuvo una edad de 105.8±1.3 Ma, que permite asignar a esta sucesión una edad albiana. Esto implica una continuación de la depositación hasta el Albiano hacia el norte (quebrada Chiza) y un probable acuñamiento de la Formación Blanco en la misma dirección. Los datos lito-estratigráficos y cronológicos permiten

correlacionar la parte inferior de la facies Kia(c) con las facies Kia(a) y Kia (b), sin desestimar la posibilidad de que los depósitos ubicados en la quebrada Chiza puedan ser más jóvenes que la facies Kia(b). Los antecedentes expuestos permiten asignarle a la Formación Atajaña una edad Cretácico Inferior (Berriasiano-Albiano). 2.4 Ambiente depositacional Las facies observadas en la sucesión, el alto grado de oxidación y la ausencia de fósiles marinos, sugieren depositación continental de ambiente aluvial, fluvial y localmente lacustre (García et al., 2004). Los ortoconglomerados y ortobrechas conglomerádicas, característicos en las facies Kia(a) y Kia(c), indican ambientes de alta energía desarrollados en abanicos aluviales proximales a intermedios. La matriz arenosa, y no limo-arcillosa de estos conglomerados indica que fueron cumulados en un ambiente fluvial, pero sin presencia de clastos imbricados. Sin embargo, la relativa angularidad de una parte de los clastos de estos depósitos implica un bajo transporte. Los clastos de lavas andesíticas, volcarenitas, monzodioritas, dioritas, areniscas calcáreas y calizas se interpretan como provenientes de la erosión de las unidades jurásicas, provenientes tanto del arco volcánico como de su cuenca marina de trasarco asociada. Las facies de areniscas y limolitas representarían zonas de llanuras de inundación distales de los abanicos aluviales y/o cuencas lacustres restringidas. Complementario a esto, la estratificación cruzada en las areniscas indicaría proveniencia desde el occidente (Cecioni y García, 1960; Muzzio, 1986), interpretación que concuerda con la dirección de procedencia de los clastos que constituyen la formación, y con estudios al sur de Iquique (Vásquez y Sepúlveda, en prep.). En tanto la facies de tobas y andesitas con intercalaciones sedimentarias, infiere un volcanismo andesítico a dacítico, proximal a distal, acompañado por un ambiente fluvial intermedio a distal. De esta manera, la Formación Atajaña registra la sedimentación en un ambiente continental dominado por llanuras fluviales-aluviales y/o cuencas lacustres. En la zona del cerro Atajaña, este registro cambia a un ambiente marino al depositarse las areniscas y calizas de la Formación Blanco, mientras que hacia el norte (Quebrada Chiza), habrían continuado los depósitos sedimentarios continentales, pero junto a un marcado componente volcánico, hasta el Albiano. Agradecimientos Este trabajo fue desarrollado gracias al proyecto de “Levantamiento Geológico de la Carta Cuya”, escala

644

Page 22: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

1:100.000 del Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN) y que está siendo ejecutado por el Centro Avanzado de Tecnología para la Minería (AMTC). Se agradece al Gobierno de Tarapacá por los recursos para la datación realizada y a Antonio Díaz por la ayuda otorgada en la conducción y logística de terreno. Referencias Cecioni, G., García, F. 1960. Observaciones Geológicas en la

Cordillera de la Costa de Tarapacá. Instituto de Investigaciones Geológicas, Boletín N° 6, 28 p.

Muzzio, G. 1986. Geología de los Cuadrángulos Caleta Camarones, Cuya, Punta Gorda y Cerro Atajaña. Servicio Nacional de Geología y Minería. Informe inédito, 43 p., 1 mapa escala 1:100.000 (*).

Muñoz, N. 1988b. Estratigrafía y Paleontología de la Formación

Blanco (Aptiano) y Formación Lauca (Mioceno), I Región. Empresa Nacional del Petróleo, Proyectos de exploración fuera de Magallanes (Inédito), 10p. Santiago.

García, M., Gardeweg, M., Clavero, J., Hérail, G. 2004. Hoja Arica

(1:250.000), Región de Tarapacá, Chile, Serie Geológica Básica, N° 84, Servicio Nacional de Geología y Minería, 150 p.

(*) Informe inédito de circulación restringida, disponible en la

Biblioteca de SERNAGEOMIN.

Figura 1 . Mapa geológico de la Cordillera de la Costa (19,3°S). Abreviaciones en la leyenda corresponden a: TQs= depósitos del Cenozoico; Kis= Formación Suca (Cretácico Inferior); Km= Formación Blanco (Cretácico Inferior); Kia(d)= Formación Atajaña, facies de tobas riodacíticas y lavas andesíticas con intercalaciones sedimentarias (Cretácico Inferior); Kia(c)= Formación Atajaña, facies de conglomerados, areniscas y limolitas (Cretácico Inferior); Kia(b)= Formación Atajaña, facies de areniscas y limolitas (Cretácico Inferior); Kia(a)= Formación Atajaña, facies de conglomerados y brechas sedimentarias (Cretácico Inferior); Jsch= Formación Chiza (Jurásico Superior); Jmsi= Intrusivos (Jurásico Medio-Superior); Jmsh= Intrusivos hipoabisales (Jurásico Medio-Superior); Jmc= Formación Cuya (Jurásico Medio).

645

Page 23: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Evolución Tectono-Sedimentaria de la Cuenca del Río Cruces (Valdivia) durante el Neógeno. Sara Elgueta a , Constantino Mpodozis b a Geólogo Consultor, Casilla 16866, Correo 9, Providencia, Santiago, Chile b Antofagasta Minerals S.A., Apoquindo 4001-Piso 18, Santiago, Chile *E-mail: *[email protected] Abstract. The Río Cruces basin is a Cenozoic sedimentary basin built on the metamorphic basement of the Coastal Cordillera of the Valdivia region. It occupies an area of 1,600 km2 and is actually separated from the offshore Valdivia basin by a ridge of basement highs that extends along its western edge. Its eastern boundary is outlined by basement outcrops located northeast of the Mafil river valley. Its basal sedimentary fill includes significant coal seams interbedded with a tuff layer that was dated (U-Pb on zircons) at 21.8±0.5 Ma. The geology of this depocenter is still little-known and studies of its sedimentary facies provide important information on the Neogene evolution of the Coastal Cordillera of south-central Chile. Palabras Claves: Tectónica y Sedimentación, Cuenca del Río Cruces, Neógeno, Valdivia, XIV Región, Chile 1 Introducción La cuenca del Río Cruces, que ocupa una superficie aproximada de 1.600 km2, corresponde a una cubeta sedimentaria cenozoica construida sobre el complejo metamórfico triásico-paleozoico de la Cordillera de la Costa de la zona de Valdivia (Fig.1). Está separada actualmente de la Cuenca “ofsshore” de Valdivia, (Radic et al, 2009) por un alto de basamento que se extiende a lo largo de su borde occidental. Su límite oriental está delineado por afloramientos de basamento que se encuentran al noreste del valle del río Máfil. Aunque su relleno sedimentario terciario se estima en 1000 m o más y hospeda importantes yacimientos de carbón (i.e Mulpún), la Cuenca del Río Cruces es un depocentro aún poco conocido. El estudio de sus facies sedimentarias puede aportar importante información en cuanto a la evolución neógena de la Cordillera de la Costa del centro-sur de Chile. 2 Estratigrafía La Figura 2 presenta una columna estratigráfica generalizada representativa de la zona oriental de la cuenca, construida tanto a partir de afloramientos como de logs de pozos de exploración de carbón del área de Pupunahue-Mulpún. El relleno terciario en esta zona incluye 4 ciclos sedimentarios de tercer orden (<10 Ma) que se agrupan dentro de dos unidades litoestratigráficas mayores: La secuencia inferior (S1) constituye los Estratos

Figura 1. Ubicación de la cuenca del Río Cruces de Pupunahue mientras que las tres restantes componen la formación Santo Domingo (Martínez-Pardo y Pino, 1979; Elgueta et al, 2000). En conjunto, las cuatro secuencias tienen un carácter transgresivo y sus límites corresponden generalmente, a discordancias de erosión que implican una pérdida parcial de los estratos inmediatamente infra-yacentes. La secuencia inferior incluye en la zona de Pupunahue-Mulpún, mantos de carbón que pueden alcanzar 12 m de espesor, los que yacen sobre un nivel basal de conglomerados y areniscas y están cubiertos por areniscas finas arcillosas y fangolitas con restos fósiles vegetales. Un nivel de tobas finas intercaladas entre los mantos de carbón proveniente de la mina Mulpún fue datado por U-Pb en circones en 21,8±0,5 Ma (Fig. 3). Niveles con carbón de similares características ocurren en otras zonas del borde oriental y norte de la cuenca, en Millahuillín y Arrau. La secuencia superior (S4), que forma los niveles estratigráficos más altos preservados, está constituida por fangolitas y areniscas muy finas fosilíferas, cuyo contenido macro y microfaunístico, analizado por M. Marchant (Universidad de Concepción) indicaría una edad del Mioceno Medio (techo Langhiano-Serravaliano). Esta edad es consistente con la edad miocena media a superior recientemente asignada por Encinas et al (2012) para la formación Santo Domingo, en base al estudio de su contenido de foraminíferos.

646

Page 24: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 2. Columna estratigráfica generalizada representativa del relleno sedimentario de la zona oriental de la cuenca.

Figura 3. Edad U-Pb SHRIMP en circones de las tobas intercaladas en los mantos de carbón de los Estratos de Pupunahue (S1) en la mina Mulpún (M. Fanning, Australian National University). 3 Evolución Tectono-Sedimentaria Afloramientos de sedimentitas terciarias de la cuenca ocurren principalmente al sureste de la ciudad de Valdivia y en sus bordes oriental y norte, por lo que sólo se cuenta con información válida en estos sectores, siendo difícil la reconstrucción paleogeográfica tridimensional de sus

facies. La interpretación tentativa de la secuencia de eventos registrados se presenta en las figuras 4 y 5. S1 Oligoceno Superior - Mioceno Inferior

Estratos de Pupunahue Oligoceno Superior bajo. Excavación de valles fluviales en el basamento metamórfico, posiblemente durante un período de lowstand eustático en el Chattiano (28-26 Ma). Oligoceno Superior: Inicio de la sedimentación, depósitos fluviales (conglomerados y areniscas) circunscritos a los valles excavados en basamento (Fig. 4a). Mioceno Inferior: Subsidencia y (probable) reactivación extensional de antiguas fallas en el basamento que controlaron el espacio de acomodación de sedimentos. El avance de la transgresión marina produjo la inundación de los valles fluviales y el desarrollo de complejos fluvio-estuarinos en el borde oriental de la cuenca. El estancamiento general de la red hidrográfica dio origen a pantanos límnicos donde se acumuló materia vegetal que posteriormente daría origen a los mantos de carbón. Hacia el oeste, los cursos fluviales y fluvio-estuarinos desaguaban hacia una zona de lagoon o bahía interna protegida (Fig. 4b).

Figura 4. Modelos paleogeográficos durante la sedimentación de S1: a) Oligoceno Superior: Excavación de valles fluviales y depósitos circunscritos a los valles. b) Mioceno Inferior: Subsidencia, avance de la transgresión marina, ambientes lagunares, complejos fluvio-estuarinos y de pantanos límnicos. S2-S4 Mioceno Inferior a Medio

Formación Santo Domingo El mar invade completamente el borde oriental de la cuenca, generando ambientes de bahías protegidas de la acción directa del océano (Fig. 5). Durante el Mioceno

a)

b)

647

Page 25: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Medio (Serravaliano), los altos de basamento quedan en su mayor parte, sumergidos, y las condiciones evolucionan hacia ambientes marinos francos.

Figura 5. Modelo paleogeográfico de S2-S4. Avance de la transgresión marina hasta imponerse ambientes marinos francos. 4 Discusión El inicio de la sedimentación en la Cuenca del Río Cruces coincide con un episodio de extensión regional que afectó a la región a partir del Oligoceno el que coincide a su vez, con una fase de rápida convergencia entre las placas de Nazca y Sudamericana (Muñoz et al, 2000; Jordan et al 2000; Somoza y Ghidella, 2006). Extensión durante el Oligoceno-Mioceno Inferior también ha sido documentada a esta latitud, en la vertiente oriental de los Andes en la Cuenca de Ñirehuao y borde sur de la Cuenca de Neuquén (i.e. Garcia Morabito y Ramos, 2012 y referencias allí citadas). Mientras la región fue progresivamente cubierta por el mar durante el transcurso del Mioceno, la fuente de aporte de detritos cambiaba desde esencialmente proveniente del basamento metamórfico durante el Oligoceno-Mioceno inferior (Estratos de Pupunahue) hacia material volcánico proveniente de la erosión de centros volcánicos de la Cordillera Principal (formación Santo Domingo). La aparición de aportes volcánicos provenientes del este refleja probablemente, el alzamiento inicial de la Cordillera a partir de los 20 Ma (ver Kay y Copeland, 2006). Encinas et al (2012) han sugerido que la formación Santo Domingo, durante la máxima expresión de la transgresión, se habría depositado a profundidades batiales (> 2000 m) debido al colapso extensional del antearco gatillado por procesos de erosión por subducción ocurridos durante el Mioceno. El incremento de la tasa de erosión por subducción durante la deformación miocena ha sido previamente sugerido para Chile central por Kay et al (2005) y Stern et al (2011) como una forma de explicar cambios geoquímicos en las rocas volcánicas neógenas y la migración del frente volcánico hacia el este a partir de los 20 Ma.

Agradecimientos Trabajo realizado con el financiamiento y apoyo de Antofagasta Minerals S.A. (AMSA). Referencias Elgueta, S., McDonough, M., Le Roux, J., Urqueta, E. y Duhart, P.,

2000. Estratigrafía y sedimentología de las cuencas terciarias de la región de Los Lagos (39°-41°30’S). Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín No 5, 51 p.

Encinas, A., Finger, K., Buatois, L.A., Peterson, D., 2012. Major

forearc subsidence and deep-marine Miocene sedimentation in the present Coastal Cordillera and Longitudinal Depression of south-central Chile (38°30′S–41°45′S). Geological Society of America Bulletin, doi: 10.1130/B30567.1.

García Morabito, E., Ramos, V. A., 2012. Andean evolution of the

Aluminé fold and thrust belt, Northern Patagonian Andes (38º30' – 40º30'S), Journal of South American Earth Sciences, doi: 10.1016/j.jsames.2012.03.005.

Jordan, T., Burns, W., Veiga, R., Pángaro, F., Copeland, P., Kelley, S.,

Mpodozis, C., 2001. Extension and basin formation in the southern Andes caused by increased convergence rate: A Mid Cenozoic Trigger for the Andes. Tectonics, 20, 308 – 324.

Kay, S.M., Godoy, E., Kurtz, A., 2005. Episodic arc migration,

crustal thickening, subduction erosion, and magmatism in the south-central Andes: Geological Society of America Bulletin, 117, 67–88.

Kay, S. M., Copeland, P., 2006. Early to middle Miocene back-arc

magmas of the Neuquén Basin of the southern Andes: geochemical consequences of slab shallowing and the westward drift of South America. Basin (35°|–39°S Lat.): Geological Society of America, Special Paper, 407, 185–213.

Martínez-Pardo, R., Pino, M., 1979. Edad, paleoecología y

sedimentología del Mioceno marino de la Cuesta Santo Domingo, Provincia de Valdivia, X Región, Congreso Geológico Chileno N° 2: Actas, H 103–124.

Muñoz, J., Troncoso, R., Duhart, P., Crignola, P., Farmer, L., Stern,

C.R., 2000. The relation of the mid-Tertiary coastal magmatic belt in south-central Chile to the late Oligocene increase in plate convergence rate. Revista Geológica de Chile, 27 (2), 177-203.

Radic, J.P., Alvarez, P., Rojas, L., Czollak, C., Parada, R., Ortiz, V.,

2009. La cuenca de Valdivia como parte del sistema de antearco de la plataforma continental de Chile central entre los 36° y 40° S. Congreso Geológico Chileno No 12, Actas S10_032, Santiago.

Somoza, R., Ghidella, M., 2005. Convergencia en el margen

occidental de América del Sur durante el Cenozoico: subducción de las placas de Nazca, Farallón y Aluk: Revista de la Asociación Geológica Argentina, v. 60 (4), 797-809.

Stern, C. R., 2011. Subduction erosion: Rates, mechanisms, and its

role in arc magmatism and the evolution of the continental crust and mantle. Gondwana Reserach, 20 82-39, p. 284-338.

648

Page 26: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Formación Ligorio Márquez, XI Región, Chile: Nuevos Antecedentes sobre el Ambiente de Depositación. José Luis Jara M. * y María Jesús Bravo P. 2

* Exploraminerals Ltda. 2 Escuela Cs. De la Tierra, Universidad Andrés Bello. Concepción, Chile * E-mail: [email protected] Resumen. A partir del análisis de litofacies y elementos arquitecturales descritos en la localidad tipo de la Formación Ligorio Márquez, se propone la inclusión de una nueva unidad, denominada Carbonosa. Se caracteriza el ambiente de sedimentación para las 4 unidades. La unidad Inferior, con predominio de litofacies laminares es interpretada como de desborde de canales, lo que podría implicar un clima semiárido. Un aumento en la energía genera canales definidos y aumento en la granulometría predominante en la unidad Intermedia, lo que puede implicar una moderada elevación tectónica y el inicio de un clima más húmedo tipo subtropical. El continuo aumento en la pluviometría (o el paso a un clima tropical) y la colmatación de la cuenca (ausencia de paleocanales) representa el tercer ambiente de sedimentación responsable de la depositación de la unidad carbonosa, en que predominan las limolitas carbonosas y horizontes de carbón. La reaparición de canales definidos y un nuevo aumento en la granulometría implicaría un basculamiento tectónico provocado por el inicio de la actividad magmática del Paleoceno tardío-Eoceno que son la fuente de los Basaltos Inferiores de la meseta Chile Chico que se sobreimponen a la Formación Ligorio Márquez. Palabras Claves: Fm. Ligorio Márquez, Litofacies, Elementos Arquitecturales, Ambiente de Depositación. 1 Introducción La Formación Ligorio Márquez fue definida por Suárez et al. (2000) como una sucesión de areniscas de cuarzo con intercalaciones de conglomerados, lutitas y algunos niveles de lutitas carbonosas y de carbón, expuestas en su localidad tipo al norte de la laguna Los Flamencos, donde presenta un espesor mínimo de 60m. Por su contenido fósil se asigna una edad Paleoceno tardío (Troncoso et al., 2002) y un paleoclima tropical a subtropical, acumulados en un ambiente de ríos trenzados (Suárez et al., 2000). Esta unidad fue dividida en 3 Unidades: Superior (16m dominada por lutitas carbonosas), Intermedia (13m de areniscas) e Inferior (16m alternancia de lutitas y areniscas) (Suárez et al., 2000). El presente trabajo propone 4 unidades para la Formación Ligorio Márquez, a partir de las asociaciones de litofacies y elementos arquitecturales.

Figura 1. Columna litoestratigráfica generalizada propuesta para la Formación Ligorio Márquez. A la izquierda se presentan las litofacies utilizadas para la caracterización de los ambientes de depositación, en mayúsculas se presentan los elementos arquitecturales que componen las 4 unidades propuestas.

649

Page 27: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

2 Litoestratigrafía Se realiza el levantamiento litoestratigráfico de 5 columnas en las inmediaciones de la localidad tipo, su correlación litoestratigráfica se resume en la columna generalizada propuesta para la formación (Figura 1). En ella se presentan las litofacies, litologías y elementos arquitecturales utilizados para la interpretación de los ambientes de depositación para cada unidad propuesta. 3 Unidades Sedimentarias Propuestas

(asociación de facies) 3.1 Unidad Inferior Esta unidad se compone principalmente de areniscas finas a medias, dispuestas predominantemente en laminación horizontal (Sh) y en menor medida con laminación cruzada de bajo ángulo (Sl). Ocasionales intercalaciones decimétricas de areniscas gruesas con estratificación cruzada (Sp). Hacia el techo se observan limolitas en disposición laminar (Fl). Estas características pueden asociarse a un sistema fluvial trenzado de canales poco profundos (LS), con llanuras de inundación distales y efímeras con régimen de flujo en suspensión (OF) en las inmediaciones de la cuenca de sedimentación (Figura 2). Se infiere un régimen de flujo de baja energía, interpretado a partir de la estratificación horizontal de las areniscas (Miall, 1985; Uba, 2005).

Figura 2. Modelo esquemático de ambiente de depositación propuesto para la Unidad Inferior. 3.2 Unidad Intermedia Dos secuencias de gradación normal componen la unidad intermedia. La secuencia inferior, con areniscas gruesas con estructuras de estratificación cruzada (Sp) que grada a techo a capas limolíticas laminadas (Fl) con restos de hojas y ramas fósiles indicando inundación de paleosuelos. En la secuencia superior, predominan las granulometrías medias a gruesas (Sp y Sh) con finas intercalaciones de areniscas finas (Fl).

En terreno se observan paleocanales (CH) que se presentan en contacto lateral, sin observarse sobreimposición entre ellos. Se interpreta que la unidad intermedia se deposita en corrientes canalizadas (CH) y estables de moderada sinuosidad, en un sistema de canales anastomosados (SB), con depósitos de desborde de canales (LS) (Miall, 1985; Einsele, 2000; Uba, 2005). Un modelo esquemático del ambiente de depositación de esta unidad se presenta en la Figura 3

Figura 3. Modelo esquemático de ambiente de depositación propuesto para la Unidad Intermedia. 3.3 Unidad Carbonosa Limolitas carbonosas y areniscas muy finas en capas masivas y laminadas (Fsc y Fl) componen la unidad Carbonosa. Se intercalan 4 mantos de carbón (C), con potencias decimétricas (20 a 85cm) de gran extensión lateral (3km aprox.). En el tercio inferior de la unidad se intercalan areniscas finas a gruesas con incipiente estratificación cruzada (Sp y Sl). Se interpreta, como ambiente de depositación, planicies de inundación aluviales o costeras, rellenas por flujos laminares (OF) (ver figura 4). Al no reconocerse la presencia de un canal activo, resulta difícil proponer un sistema fluvial particular. Se propone una continuidad en el sistema fluvial que aporta la unidad intermedia, sin embargo la formación de los mantos de carbón implican una disminución en el gradiente que permita generar ambiente reductor favorable.

Figura 4. Modelo esquemático de ambiente de depositación propuesto para la Unidad Carbonosa.

650

Page 28: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

3.4 Unidad Superior La unidad superior está compuesta por areniscas finas a gruesas, hacia la base presentan estratificación planar (Sp) y ocasionales laminaciones de areniscas finas (Sh). En terreno es posible observar cuerpos elipsoidales (CR) y cóncavos (CH) con una extensión lateral de hasta 5m y potencias de hasta 2m. Estos cuerpos afloran en contactos laterales, no interconectados y de baja continuidad en la vertical. Se interpretan como corrientes canalizadas y estables, de moderada sinuosidad en canales anastomosados (Einsele, 2000). En la figura 5 se presenta esquema del ambiente de depositación de la unidad superior.

Figura 5. Modelo esquemático de ambiente de depositación propuesto para la Unidad Superior. 4 Discusión Las características laminares de la unidad inferior podrían indicar que la capacidad del canal fue sobrepasada por el abundante y esporádico aporte de sedimentos, durante escorrentías de alta descarga. Esto podría relacionarse a climas semiáridos con control estacional de las corrientes (Miall, 1985). Pese a la presencia de restos vegetales fósiles, no se observa el desarrollo de carbón, lo que indica una oxigenación de la materia orgánica debido a la ocurrencia de períodos en que los depósitos se encontraban insaturados (Miall, 1996). Se propone un cambio en el régimen de flujo al iniciarse la sedimentación de la unidad intermedia, pasando a corrientes de mayor energía en sistema de canales definidos, de moderada sinuosidad y migración lateral. Esta variación en las condiciones de acumulación indicaría una moderada elevación tectónica, que implicaría una regresión en el nivel de base y que permite el desarrollo de canales (Miall, 1996), adicionalmente la variación a un clima más húmedo (subtropical) ayuda a la proliferación de vegetación, lo que aumentaría la capacidad de carga

(areniscas medias a gruesas) y ayuda a la estabilidad de los canales (generación de paleocanales). La gradación normal hacia litologías de grano más fino, representan la fase final de esta unidad, debido a la colmatación de la cuenca, que presentaría un gradiente bajo. La colmatación de la cuenca aportada por los depósitos de la unidad intermedia, el paso a un clima tropical (Suárez et al., 2000) con proliferación de vegetación, y un bajo aporte de material detrítico en un sistema saturado, son favorables para la formación de los mantos de carbón y lutitas. Esta unidad representa un ambiente de depositación particular, que difiere de las unidades que la subyacen y que se le sobreimponen. La reaparición de canales, lo que implicaría una regresión de la cuenca, marca el inicio de la depositación de la unidad superior. Esta regresión puede deberse a un basculamiento debido al inicio de la actividad magmática del Paleoceno tardío-Eoceno que dará lugar a los Basaltos Inferiores de la meseta Chile Chico que se sobreimponen a la Formación Ligorio Márquez 4 Conclusión Las secuencias sedimentarias fueron depositadas en un ambiente fluvial continental. Los ambientes de sedimentación de las 4 unidades propuestas para la Formación Ligorio Márquez son controlados por variaciones tectónicas y climáticas. Referencias Einsele, G., 2000. Sedimentary Basins: Evolution, Facies and

Sediment Budget. Springer, Berlin-Heidelberg. 792 pp. Miall, D., 1985. Architectural-element analysis: a new method of

facies analysis applied to fluvial deposits. Earth Science Review, 22, 261 – 308.

Suárez, M. y De la Cruz, R., 2000. Tectonics in the eastern central

Patagonian Cordillera (45°30'-47°30'S). Journal of the

Geological Society, London, 157, 995 – 1001. Suárez, M., De la Cruz, R. y Troncoso, A. 2000. Tropical/subtropical

Upper Paleocene-Lower Eocene fluvial deposits in eastern central Patagonia, Chile (46°45'S). Journal of South American Earht Sciences 13: 527 – 536.

Troncoso, A., Suárez, M., De la Cruz, R. y Palma-Heldt, S., 2002.

Paleoflora de la Formación Ligorio Márquez (XI Región, Chile) en su localidad tipo: sistemática, edad e implicancias paleoclimáticas. Revista geológica de Chile (online) 29 (1), p.113 – 135.

Uba, C., Heubeck, C. y Hulka, C. 2005. Facies analysis and basin

architecture of the Neogene Subandean synorogenic wedge, southern Bolivia. Sedimentary Geology 180, 91 – 123.

651

Page 29: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Descarga de sedimentos fluviales en la Cuenca del R ío Biobío: una aproximación a la erosión integrada de cuenca Violeta Tolorza* a, Sebastien Carretier b y Luisa Pinto a

a Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile b Géosciences Environnement Toulouse, avenue Édouard Belin 31400, Toulouse, Francia * E-mail: [email protected] Resumen. En este trabajo se aproxima la descarga anual de sedimentos de cuencas fluviales utilizando medidas diarias de concentración de sedimentos suspendidos. Los datos utilizados provienen de cinco estaciones situadas en la cuenca del río Biobío, monitoreadas por la Dirección General de Aguas (DGA) desde 1985. Se muestran resultados preliminares de la evolución anual de la descarga de sedimentos, con los cuales próximamente se estudiarán posibles correlaciones entre la erosión, la distribución de precipitaciones, el tipo de cobertura vegetal y la sismicidad. Palabras Claves: Erosión, descarga de sedimentos, Biobío. 1 Introducción La erosión puede definirse como el proceso de remoción superficial de material desde el suelo o desde el sustrato rocoso por medio de agentes morfogenéticos como el agua, el viento o el hielo. Además, implica el transporte del material removido fuera de su lugar original, por lo cual se restringe a un área determinada. Si el área en cuestión es una cuenca o subcuenca hidrográfica, se puede definir su erosión integrada como el volumen o masa total de material que es exportado por ella por unidad de área de la cuenca y por unidad de tiempo. Es decir, la erosión integrada corresponde a la sumatoria de todos los mecanismos individuales de erosión que operan en la cuenca. A escalas de tiempo estacionales, anuales e interanuales la erosión integrada puede estimarse mediante la carga de sedimentos en suspensión, que corresponde a la masa total de sedimentos transportados en suspensión que abandonan la cuenca. Aún cuando la carga suspendida representa solo una fracción de la carga total, su promedio a escalas anuales se considera representativo de la erosión integrada, debido a que la suma de la carga de fondo y la carga disuelta suele ser <15% de la carga total (e.g., Milliman y Syvitski, 1992; Hovius, 1998; Aalto et al., 2006; Pepin et al., 2010). En el presente resumen se muestra la evolución anual de la carga de sedimentos suspendidos en 5 segmentos del río Biobío entre los años 1985 y 2011. Estos resultados

preliminares serán usados posteriormente para evaluar su evolución espacio-temporal, su correlación con la distribución de precipitaciones y el tipo de cobertura vegetal y el comportamiento de la descarga de sedimentos después del sismo Mw 8.8 del 27 de febrero de 2010. 2 Origen y tratamiento de los datos La figura 1 muestra la distribución de estaciones sedimentométricas de la Dirección General de Aguas (DGA) utilizadas en este estudio. En estas estaciones se realiza diariamente un muestreo de agua aproximadamente en el mismo lugar para calcular la concentración de sólidos suspendidos. Además se mide la altura del agua.

Figura 1. Estaciones sedimentométricas de la cuenca del río Biobío de la DGA y sus respectivas áreas drenadas. Los valores diarios de descarga de agua q [m3/s] han sido determinados con las medidas de altura del agua y curvas de referencia de la DGA, las cuales se calibran con medidas regulares de descarga aproximadamente una vez al mes.

652

Page 30: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 2. Evolución diaria del caudal (círculos rojos) y del caudal sedimentario (círculos verdes) de las 5 estaciones. En los gráficos de caudal sedimentario se han superpuesto las precipitaciones mensuales promedio (cruces). Los datos de concentración instantánea de sólidos suspendidos C [mg/l] se consideran representativos del perfil transversal del río y del día completo, lo cual constituye una aproximación a la descarga diaria de sedimentos qs [g/s] = C*q. A partir de estos datos se calcula la carga sedimentaria SY [ton/km2a] para cierto intervalo de tiempo, dividiendo la descarga diaria de sedimentos por el área de la cuenca sobre la estación. La tasa de erosión media puede aproximarse dividiendo la carga sedimentaria por la densidad media de roca (2.700 kg/m3). 3 Resultados preliminares 3.1 Distribución diaria del caudal sedimentario La figura 2 muestra la distribución temporal de los datos de caudal y caudal sedimentario de las estaciones estudiadas. En los gráficos de caudal sedimentario se han superpuesto las precipitaciones mensuales promedio. Se observan caudales sedimentarios mayores a los habituales en más de una estación durante los años 1986, 1989, 1993, 1997, 1999, 2003, 2006 y 2008. Particularmente los años 2003 y 2006 pueden definirse como eventos de alto caudal sedimentario en todas las estaciones. En la estación Tijeral, ubicada en el río Vergara, uno de los afluentes mayores del río Biobío, se observa un evento puntual de gran envergadura en el año 1999. Esta estación es la única que recibe agua drenada desde la Cordillera de la Costa. La dispersión de las precipitaciones mensuales no permite establecer una correlación entre este parámetro pluviométrico y el caudal sedimentario. 3.2 Evolución anual de la descarga de

sedimentos En la figura 3 se muestran los valores de descarga anual de sedimentos suspendidos y las precipitaciones anuales de estaciones meteorológicas cercanas para las estaciones Tijeral, Desembocadura, Rucalhue y Puente Perales. En general, un aumento de las precipitaciones anuales se correlaciona con un aumento en la descarga anual de sedimentos. Sin embargo, ambos parámetros no aumentan

653

Page 31: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

en igual magnitud, lo cual podría estar condicionado por la cantidad de material disponible para la erosión hídrica en las cuencas. Para establecer con mayor certeza qué parámetros condicionan la descarga de sedimentos, estos resultados preliminares se estudiarán en mayor detalle y se buscará su posible correlación con eventos puntuales que hayan ocurrido en las cuencas, con la distribución espacio-temporal de precipitaciones, con el tipo de cobertura vegetal y con la sismicidad.

Figura 3 . Evolución anual de la descarga de sedimentos (círculos rojos) y precipitaciones anuales (círculos azules).

Agradecimientos Este estudio es financiado y apoyado por el Laboratorio Géoscience Environment Toulouse y el Departamento de Geología de la Universidad de Chile. Agradecemos las valiosas discusiones con M. Mardones y A. Andreoli (Universidad de Concepción) y el apoyo técnico de J. Vargas (Universidad de Chile). Los autores agradecen la entrega de la base de datos por parte de la Dirección General de Aguas, así como la disposición de sus funcionarios en cooperar con el presente estudio. Referencias Aalto, R.; Thomas, D.; Guyot, J.L. 2006. Geomorphic controls on

andean denudation rates. The Journal of geology, 114(1): 15.

Hovius, N. 1998. Controls on sediment supply by large rivers,

Relative Role of Eustasy, Climate, and Tectonism in Continental Rocks. SEPM (Society for Sedimentary Geology), pp. 2-16.

Milliman, J.D.; J.P.M. Syvitski 1992. Geomorphic tectonic control of

sediment discharge to the ocean. The importance of small mountainous rivers. Journal of Geology, 100(5): 525-544.

Pepin, E.; S. Carretier; J.L. Guyot; F. Escobar 2010. Specific

suspended sediment yields of the Andean rivers of Chile and their relationship to climate, slope and vegetation. Hydrological Sciences Journal-Journal Des Sciences Hydrologiques, 55(7): 1190-1205.

654

Page 32: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Las Ingresiones Marinas Miocenas en los Andes Norpatagónicos (41- 43ºS) de Argentina y Chile. Alfonso Encinas 1*, Florencia Bechis 2, Luis Buatois 3, Paul Duhart 4, Kennet Finger 5, Andrés Folguera 6, Darío Orts 6, Patricio Zambrano 1, Victor A. Ramos 6 1 Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile 2 IIDyPCa, CONICET - Universidad Nacional de Río Negro, Mitre 630, CP 8400, San Carlos de Bariloche, Argentina 3 Department of Geological Sciences, University of Saskatchewan, 114 Science Place, Saskatoon, SK S7N 5E2, Canada 4 Servicio Nacional de Geología y Minería, Oficina Técnica Puerto Varas, Casilla 613, Puerto Varas, Chile. 5 University of California Museum of Paleontology, Valley Life Sciences Building 1101, Berkeley, California 94720, USA. 6 IDEAN, CONICET - Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria, Pabellón 2, CP 1428, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina * E-mail: [email protected] Resumen. En los márgenes oriental y occidental de los Andes Norpatagónicos (41º-43ºS) afloran una serie de depósitos marinos conocidos, respectivamente, como Formación Río Foyel y Formación Ayacara. La edad y contexto tectónico en que se depositaron estas unidades se discuten desde hace varios años. Un aspecto muy importante en las reconstrucciones paleogeográficas del área de estudio durante el Cenozoico es la posibilidad de correlación entre las formaciones Ayacara y Río Foyel y la proveniencia de la transgresión marina (atlántica vs. pacífica) que dio lugar al depósito de estas unidades. Con el objeto de poder responder a estos interrogantes, llevamos a cabo la datación de ambas formaciones (y de otras equivalentes) mediante U-Pb (LA-MC-ICP-MS) en zircones detríticos y foraminíferos planctónicos. Los resultados indican una edad miocena temprana-media para la Formación Ayacara y miocena temprana para la Formación Río Foyel. Estas edades son en general más jóvenes que las atribuidas previamente a estas unidades e indicarían que son contemporáneas. No obstante, son necesarios más estudios, fundamentalmente de carácter paleontológico, para poder dilucidad si ambas formaciones son producto de una misma transgresión procedente del pacífico o de diferentes transgresiones, una atlántica y otra pacífica. Palabras Claves: Andes Norpatagónicos, Formación Río Foyel, Formación Ayacara, Dataciones U-Pb. 1 Introducción En los márgenes oriental y occidental de los Andes Norpatagónicos afloran una serie de depósitos marinos cuya edad, correlación y contexto tectónico se discuten desde hace varios años. Los depósitos del margen occidental afloran, de forma esporádica, entre las localidades de Hornopirén y Chaitén (Chile centro-sur, 41º30’S-43º30’S) y fueron definidos con el nombre de Formación Ayacara (Levi et al., 1966). Dichos estratos consisten en una alternancia rítmica de areniscas, brechas y limolitas depositadas en un ambiente marino profundo cuya edad ha sido asignada al Eoceno-Mioceno (Levi et

al., 1966; Rojas et al., 1994), Mioceno Medio (Martínez, 1965), y Eoceno-Oligoceno (Sernageomin, 1995). Hervé, 1994 y Rojas et al. (1994) sugirieron que la Formación Ayacara se depositó en cuencas de pull-apart formadas como consecuencia del movimiento de rumbo dextral asociado a la falla de Liquiñe-Ofqui. Los depósitos marinos de la parte este de la Cordillera de los Andes afloran en Argentina y Chile entre 41º y 43ºS y están constituidos por areniscas y limolitas. En Argentina afloran de forma discontinua entre las localidades de Bariloche y Esquel y son generalmente conocidos con el nombre de Formación Río Foyel (Feruglio 1950, en Ramos 1982) mientras que en Chile afloran en los alrededores de Futaleufú donde se conocen como Formación La Cascada (Thiele et al., 1978). Ambas unidades han sido correlacionadas entre sí por Ramos (1982). La edad de la Formación Río Foyel ha sido atribuida al Oligoceno medio-Mioceno temprano? sobre la base de foraminíferos (Bertels, 1980), al Eoceno por Chiesa y Camacho (2001) y al Oligoceno tardío-Mioceno temprano por Barreda et al. (2003). El ambiente sedimentario de estos depósitos ha sido considerado en general como marino abierto (e.g., Ramos, 1982), aunque Barreda et al. (2003) propusieron en cambio un ambiente marino somero marginal, de baja energía. La estratigrafía de esta unidad es discutida, fundamentalmente como consecuencia de la escasez y pequeño tamaño de los afloramientos. Como ejemplo, Ramos (1982) considera que la Formación Río Foyel sobreyace a las volcanitas de la Formación Ventana, mientras que Asensio et al. (2010) proponen una relación estratigráfica inversa (i.e., la Formacion Ventana sobreyace a la Formación Río Foyel). Respecto al contexto tectónico en el que se depositó esta unidad, este fue atribuido a fallamiento de rumbo, que generó cuencas de pull-apart (Spalleti y Dalla Salda, 1996), a un evento compresivo que dio lugar a una cuenca de antepaís (Ramos y Cortés, 1984), a un evento extensional (Mancini y Serna, 1989), o a una alternancia de estos dos últimos mecanismos (Bechis y Cristallini, 2005). Con respecto a la Formación La Cascada, existen muy pocos estudios sobre esta unidad. Castillo (1983) interpreta estos depósitos como marinos

655

Page 33: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

someros. Tavera (en Castillo, 1983) propone una edad eocena-miocena para esta formación, basado en la comparación de su fauna de moluscos con aquellas características del Cenozoico de Chile y Argentina. Sin embargo, los fósiles de la Formación La Cascada se encuentran preservados como moldes, por lo que su determinación a nivel de especie y por tanto la edad de los mismos es cuestionable. Un aspecto muy importante en las reconstrucciones paleogeográficas del área de estudio durante el Cenozoico es la posibilidad de correlación entre las formaciones Ayacara y Río Foyel y la proveniencia de la transgresión marina (atlántica vs. pacífica) que dio lugar al depósito de estas unidades. Con el objeto de poder responder a estos interrogantes, llevamos a cabo la datación de ambas formaciones (y de otras equivalentes) mediante U-Pb (LA-MC-ICP-MS) en zircones detríticos y foraminíferos planctónicos. 2 Resultados Se tomaron un total de 6 muestras de areniscas en afloramientos de la Formación Río Foyel y unidades equivalentes (véase también Bechis et al., este congreso) y 5 muestras en areniscas de la Formación Ayacara. Las muestras de la Formación Río Foyel (o unidades equivalentes) fueron recolectadas en la Gendarmería de Río Villegas (1 muestra), en el Cerro Plataforma (2 muestras), en la localidad tipo de la Formación La Cascada a 25 km al oeste de Futaleufú (2 muestras) y en el valle del Río Foyel (1 muestra). De todas ellas, cuatro muestras dieron edades máximas comprendidas entre los ~22 y 17 Ma (Mioceno temprano). Las muestras de la Formación Ayacara se recolectaron en las localidades de Caleta Ayacara (3 muestras) e Isla El Manzano (2 muestras) y todas ellas arrojaron edades comprendidas entre ~21 y 17,5 Ma (Mioceno temprano). Adicionalmente, se analizaron foraminíferos planctónicos procedentes del miembro superior de la Formación Ayacara que indican una edad Langiana (Mioceno medio temprano). La edad de la Formación Ayacara, de acuerdo a estos datos, correspondería al intervalo Mioceno temprano-medio. 3 Discusión y conclusiones Las edades presentadas en este trabajo son en general más jóvenes que las atribuidas a las formaciones Ayacara y Río Foyel (y unidades equivalentes) en estudios previos. Estos datos implican una correlación temporal entre ambas unidades. No obstante, no está todavía claro si ambas formaciones son producto de una misma transgresión procedente del pacífico o de diferentes transgresiones, una atlántica y otra pacífica. Ramos (1982), basado en consideraciones paleogeográficas, propuso que ambas unidades se depositaron como consecuencia de una transgresión pacífica. Sin embargo, el análisis de las faunas de foraminíferos (Bertels, 1980) y moluscos (Griffin et al.,

2002) de la Formación Río Foyel y estratos correlativos que afloran en el cerro Plataforma indicarían, de acuerdo a estos autores, una correlación con las sucesiones de origen atlántico del Oligoceno-Mioceno que afloran a lo largo de la costa este de la Patagonia y que alcanzaron las estribaciones orientales de la Cordillera de los Andes a unos 46ºS. Nuestros datos no permiten resolver este interrogante que tiene importantes implicaciones paleogegráficas y tectónicas, pero si permiten señalar que las formaciones Ayacara y Río Foyel son contemporáneas, abriendo por tanto la posibilidad de un origen común. Nuevos estudios paleontológicos son necesarios para poder resolver el origen de la transgresión que dio lugar al depósito de la Formación Río Foyel en el margen oriental de los Andes Norpatagónicos. Agradecimientos Este trabajo fue financiado por los Proyectos Fondecyt 11080115 y 1110914, por el Natural Sciences and Engineering Research Council (NSERC) Discovery Grants 311726-05/08, el Proyecto Agencia Nacional de CyT PICT Nº 214, la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica (PICT-2010-2051) y la Universidad Nacional de Río Negro (PI 40-B-159) Referencias Asensio, M., Cornou, E., Malumián, N., Martínez, M., Quattrocchio, M., 2010. Formación Río Foyel, Oligoceno de la cuenca de Ñirihuau: la transgresión pacífica en la Cordillera Norpatagónica. Revista de la Asociación Geológica Argentina 66 (3): 399-405. Barreda, V., García, V., Quattrocchio, M. E., Volkheimer, W. 2003. Edad y paleoambiente de la Formación Río Foyel, cuenca Ñirihuau, provincia de Río Negro, Argentina. 12 Simposio Argentino de Paleobotánica y Palinología, Resúmenes: 8-9. Bechis, F., Cristallini, E.O., 2005. Tectonic evolution of northern Ñirihuau basin, northwestern Patagonia, Argentina. 6º International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG), Barcelona, España, Extended Abstracts: 103-106. Bertels, A. 1980. Foraminíferos (Protozoa) y ostrácodos (Arthropoda) de las “Lutitas de Río Foyel” (Oligoceno) de la cuenca de Ñirihuau, provincia de Río Negro, República Argentina. Ameghiniana, 17:49-52. Bechis, F., Encinas, A., Concheyro, A., Ramos, V. 2012. New Age Constraints for the Cenozoic Marine Ingressions of Northwest Patagonia, San Carlos de Bariloche Area, Argentina. Este congreso. Castillo, JC. 1983. Geología del sector occidental de la comuna de Futaleufú, provincia de Palena, Décima Región de Los Lagos, Chile. Memoria de Título (inédito), Departamento de Geología de la Universidad de Chile, 137 p. Chiesa, J. O., Camacho, H. H. 2001. Invertebrados marinos eocenos de la parte inferior de la Formación Río Foyel, provincia de Río Negro, Argentina. Rev. Esp. Pal.16:299–316.

656

Page 34: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Griffin, M., Pérez., L. M., Muravchik, M. 2002. Moluscos terciarios del Cerro Plataforma, en el noroeste de Chubut. 8 Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía, Resúmenes: 101. Hervé, F. 1994. The southern Andes between 39° and 44°S latitude: the geological signature of a transpresive tectonic regime related to a magmatic arc In Reutter, K. J., Scheuber, E., and Wigger, P., eds. Tectonics of the southern central Andes. Berlin, Springer-Verlag, p. 243–248. Levi, B., Aguilar, A., Fuenzalida, R. 1966. Reconocimiento geológico en las provincias de Llanquihue y Chiloé. Instituto de Investigaciones Geológicas, Santiago de Chile, vol. 19, 45 pp. Mancini, D., Serna, M. 1989. Evaluación petrolera de la Cuenca de Nirihuau. Sudoeste de Argentina. 1 Congreso Nacional de Explcraciôn de Hidrocarburos (Argentina), 2: 739-762. Martínez, R. 1965. Edad de la Formación Ayacara en Caleta El Manzano e Isla El Manzano. Resúmenes Sociedad Geológica de Chile, Santiago. Ramos, V. 1982. Las ingresiones pacíficas del Terciario en el norte de la Patagonia (Argentina). III Congreso Geológico Chileno, A263-A288.

Ramos, V.A., Cortés, JM. 1984. Estructura e Interpretación Tectónica. En: Geologia y Recursos Naturales de la Provincia de Rio Negro, Ed. V.A. Ramos. Relatorio 9° Congreso Geologico Argentino (San Carlos de Bariloche), Capitulo 1-12, 317-346. Rojas, C.; Beck, M. E.; Burmester, R. F.; Cembrano, J.; Hervé, F. 1994. Paleomagnetism of the Mid-Tertiary Ayacara Formation, southern Chile: Counterclockwise rotation in a dextral shear zone. Journal of South American Earth Sciences 7: 45-56. Sernageomin. 1995. Carta metalogénica Xª región sur, Chile. SERNAGEOMIN, BRGM, Informe Registrado, IR-95-05, 10 volúmenes, Santiago. Spalletti, L.A., Dalla Salda, L.H. 1996. A pull-apart volcanic related Tertiary basin, an example from the Patagonian Andes. Journal of South American Earth Sciences 9, 197-206. Thiele, R., Castillo, J.C., Hein, R., Romero, G., Ulloa, M. 1978. Geología del Sector Fronterizo de Chiloé Continental entre los 43°00’ y 43°15’ L.S., Chile (Comunas de Futaleufú y Palena). VII Congreso Geológico Argentino, Actas, Vol. 1, p. 577-591, Neuquén.

657

Page 35: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Geología y Geocronología del Cabo Wallace, Isla Low , Islas Shetland del Sur: presencia del Grupo Penínsu la Trinidad? Joaquín Bastías 1,*, Francisco Hervé 1.2, Fernando Poblete 1, Paula Castillo 1, Mark Fanning 3, Robert Bodner 4. (1) Departamento de Geología, Universidad de Chile, Plaza Arcilla 803, Santiago, Chile (2) Escuela de Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Andrés Bello, Sazie 2315, Santiago, Chile (3) Research School of Earth Sciences, Australian National University, Canberra, Australia. (4) Institut de Minéralogie et Géochemie, Université de Lausanne, Suisse. *E-mail: [email protected] Resumen. En Cabo Wallace al noroeste de la Isla Low, afloran rocas sedimentarias con fauna fósil del Jurásico Superior, intruídas por una granodiorita del Cretácico Superior. Análisis SHRIMP de geocronología U-Pb de circones ígneos y detríticos muestran importantes diferencias con las edades reportadas previamente. La distribución etaria de los circones detríticos sugiere una fuente similar a la del Grupo Península Trinidad y no una fuente Jurásica como se habría esperado. Palabras Claves: Isla Low, Cabo Wallace, Grupo Península Trinidad, Mesozoico. 1 Introducción Las Islas Shetland del Sur se ubican al oeste de la Península Antártica, e Isla Low en el extremo sur del archipiélago (Fig. 1). El Cabo Wallace, uno de los pocos afloramientos en la isla, se encuentra ubicado en su extremo noreste. Consiste en una sucesión sedimentaria y volcánica intruída por una granodiorita fina con menores diques máficos, todos reportados de edad mesozoica (Smellie et al,. 1979; Thomson, 1982). La geología anterior al Mioceno en las Islas Shetland del Sur está en constante debate, debido a los nuevos datos, las escasas rocas expuestas y difícil acceso. En este contexto, el Cabo Wallace es una pieza clave para entender la evolución geológica en la región, ya que presenta uno de los mejores afloramientos de rocas sedimentarias, volcánicas e ígneas del Mesozoico y es la única en la que se señalan fósiles del Jurásico. Durante la ECA XVII de INACH el proyecto Anillo Antártico ACT-105 realizó una campaña de terreno en Cabo Wallace, con el fin de tomar muestras para estudios de paleomagnetismo, mineralogía y geocronología. 2 Muestreo, resultados 2.1 Muestreo 19 muestras de Cabo Wallace fueron recolectadas para

estudios de paleomagnetismo y geocronología, de las cuales una granodiorita y una arenisca fina fueron seleccionadas para dataciones U-Pb en circones ígneos y detríticos por SHRIMP. Adicionalmente, 11 sitios paleomagnéticos fueron muestreados, en rocas sedimentarias, volcanoclásticas e intrusivas. 2.2 Resultados Las observaciones de terreno permitieron contribuir a completar el mapa geológico de Cabo Wallace de Smellie (1979). El análisis de U-Pb en circones de la granodiorita se realizó en 15 granos. Ellos tienen valores altos en U y Th, y presentan formas subautomorfas, algunos con zonación ígnea bien desarrollada (Fig. 2). El análisis de los circones detríticos de la arenisca fina se realizó en 70 granos observandose dos claros peaks en el diagrama posibilidad vs edad.. 3 Discusión Los análisis de microsonda confirmarían la mineralogía ya descrita para la granodiorita, con una incipiente alteración de bajo grado (Smellie, 1979). Las dataciones U-Pb en circones dejan desafiantes resultados. Dataciones anteriores en K-Ar en la granodiorita que se analizó, dan valores de 121± 2 y 120±4 Ma en roca total (Smellie et al., 1984). Los circones ígneos muestran un peak en el Valanginiano para la granodiorita, una edad de alrededor de ~20 Ma más antigua.. Lo anterior sugeriría que el magmatismo en ese sector de las islas Shetland del Sur habría estado activo, al menos, desde el Cretácico Inferior, y coetáneo al magmatismo reportado en el batolito sur patagónico (Herve, et al., 2007). En tanto, el patrón en circones detríticos presentes en la arenisca fina, muestran un peak en el límite Pérmico-Triásico y otro en el Cámbrico temprano, una afinidad importante con aquellos reportados en las rocas del Grupo Península Trinidad (Castillo, 2011, y referencias allí citadas). Esto indica una edad máxima posible de sedimentación de hasta alrededor de ~100 Ma más antigua que la edad Jurásico

658

Page 36: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Superior reportada por Thomson (1982) en fauna fósil. La afinidad orogénica de la arenisca fina de Isla Low con los resultados del Grupo Península Trinidad (Castillo, 2011) mostraría un vínculo entre ellos, al menos en su fuente y dejaría abierto el debate sobre la presencia del basamento de las Islas Shetland del Sur en Cabo Wallace. La Placa Antártica se encuentra rodeada de dorsales activas. El archipiélago de las Islas Shetland del Sur está afecto a la subducción de la Placa Fenix, por debajo de la Placa Antártica (Solari et al., 2008). La Isla Low e Isla Smith se encuentran en el extremo sur de ésta subducción (Fig. 1), cerca del traspaso de margen activo a margen pasivo afectas a la subducción de la dorsal Zona de Fractura Hero (Jabaloy et al., 2003). La Isla Smith, que está ubicada al oeste de Isla Low, presenta rocas con asociaciones minerales de alta presión y baja temperatura, formadas probablemente en un prisma de acreción (Rivano y Cortés, 1976). La subducción de la Zona de Falla Hero de la Placa Fenix es colinear a la posición de la Isla Smith e Isla Low (Fig. 1), probablemente la deformación en la Placa Antártica debido a este relieve positivo en la placa subductante y podría ser la causa a la presencia de rocas más antiguas y deformadas que las que se encuentran hacia el norte del archipiélago. Agradecimientos El proyecto Anillo Antártico ACT-105 es financiado por CONICYT e Inach. También se agradece a la tripulación del rompehielos Almirante Oscar Viel de la Armada de Chile por su apoyo en terreno.

Referencias Castillo, P. 2011. Proveniencia sedimentaria del Grupo Península

Trinidad. Tesis para optar al grado de Magister en Ciencias mención Geología, Universidad de Chile, Departamento de Geología. 119 p.

Hervé, F. ; Lobato, J.; Ugalde, I.; Pankhurst, R. 1996. The geology of

Cape Dubouzet, northern Antarctic Peninsula: continental basement to the Trinity Peninsula Group?. 9(4):407-414.

Hervé, F.; Pankhurst, R. J.; Fanning, C. M.; Calderón, M.; Yaxley, G.

M. 2007. The South Patagonian batholith: 150 my of granite magmatism on a plate margin. Lithos. 97: 373-394.

Jabaloy, A.; Balanyá, J.; Barnolas, A; Galindo- Zaldívar, J.;

Hernández-Molina, J.; Maldonado, A.; Martínez-Martínez, J.; Rodríguez-Fernández, J.; Sanz de Galdeano, C.; Somoza, L.; Suriñach, E.; Tomás Vázquez, J. 2003. The transition from an active to a passive margin (SW end of the South Shetland Trench, Antarctic Peninsula). Tectonophysics. 366:55-81.

Larter, R. D.; Barker, P. F. 1991. Effects of ridge crest-trench

interaction on Antarctic-Phoenix spreading: forces on a young subducting plate. J. Geophys. Res. 96:19586-19607.

Rivano, S.; Cortes. R. 1976. Note on the presence of the lawsonite-

sodic amphibole association on Smith Island, South Shetland Islands, Antarctica. 29:34-36.

Smellie, J.L. 1979. The Geology of Low Island, South Shetland

Islands, and Austin Rocks. Br. Antarctic Surv. Bull. 49: 239-257. Smellie, J.L.; Pankhurst, M. R.; Thomson, M. R.; Davies, R. E. 1984.

The Geology of the South Shetland Islands: VO. Stratigraphy, Geochemistry and Evolution. BAS. 85p. Cambridge.

Solari, M. A.; Hervé, F.; Martinod, J.; Le Roux, J.P.; Ramírez, L.E. ;

Palacios, C. 2008. Geotectonic evolution of the Bransfield Basin, Antarctic Peninsula: insight from analogue models. 20 (2): 185-196.

Thomson, M. R. 1982. Late Jurassic Fossils from Low Island, South

Shetland Islands. Br. Antarctic Surv. Bull. 56: 25-35.

659

Page 37: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 1. Presente marco tectónico de la zona de estudio. (a) Distribución de placas alrededor de la Península Antártica y el Paso de Drake, el rectángulo indica el área de estudio, la Isla Low. En líneas segmentadas las fallas transformantes y las anomalías magnéticas de Larter y Baker (1991). (b) Península Antártica y las Islas Shetland del Sur, en rectángulo Isla Low

Figura 2. Muestra AA-11-03-19, circones de la granodiorita. Presentan una zonación típicamente ígnea, algunos cristales con núcleos heterogéneos y bordes límpidos.

660

Page 38: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

New Carboniferous to Toarcian U-Pb SHRIMP ages from Cordillera del Viento, Neuquén, Argentina M. Suárez *, M.Fanning, H. Etchart, R de la Cruz ,

Servicio Nacional de Geología y Minería, Avda Santa María 0104, Santiago, Chile E-mail:* [email protected] Abstract. Eight new U-Pb SHRIMP dates obtained on zircon separates from 5 lithostratigraphic units exposed in the Cordillera< del Viento and neighbouring areas, range from 325 to 184 Ma. This data constrains the timing of the geologic history of the area: 1) Misssissippian silicic domes, 2) Pennsylvanian marine sedimentites of the Huaraco Formation unconformably on top of the domes, 3) Tectonic event sometime between 304 and 282 m.yrs., 4) Post-tectonic emplacement of Lower Permian Huinganco Granite, 5) Ignimbrites of the Choiyoi Formation (Cordillera del Viento Formation) unconformably above the Huinganco Granite; two SHRIMP ages of ignimbrites assigned to this unit gave 198 and 186 Ma (Hettangian and Pliensbachian), 6) Two Pliensbachian ages of 184 Ma in the La Primavera Formation. These data indicates that the Choiyoi Formation underlies and interfingers with the La Primavera Formationi. 1 Geology New U-Pb SHRIMP ages obtained on zircon separates from Upper Paleozoic to Lower Jurassic rocks exposed in the area of Cordillera del Viento, near the town of Andacollo, in the Neuquén Province, Argentina, and reinterpretation of a previous age, gives an accurate time framework for the geologic evolution of the area. In a younging succession the following main geologic units crop out in the area: 1. Three Carboniferous rhyolitic domes are identified.

One exposed in the Arroyo Huaraco and reported by Suárez et al. (2008) have given an age of ca. 328 Ma (sample 709; Middle/Upper Mississippian); it appears to have been emplaced in a rhyolitic ignimbrite, that hence would be the oldest unit in the area. It is not clear if this ignimbrite forms part of the Arroyo del Torreón Formation (Méndez et al., 1995), equivalent to the “Tobas Inferiores de la Serie de Andacollo” de Zöllner and Amos (1955, 1973). This formation is mainly composed of tuffs (ignimbrites) with shale intercalations comparable to the shales in the Huaraco Formation. Here we report two new ages of 325 Ma (Upper Mississipian) obtained from two independent domes: one exposed in the Arroyo Huaraco and the other in the Cerro Mina. In Arroyo Huaraco (sample 13085) a flow-banded silicified porphyritic rhyolite, altered to kaolinite and alunite, unconformably underlies conglomerates of the metasedimentary Carboniferous Huaraco Formation, that include fragments of the rhyolite, indicating that the dome is prior to the Carboniferous sedimentary rocks (Suárez et al. 2008). The basal conglomerates

also include andesitic fragments similar to an adjacent andesite, probably a dike emplaced in the dome, also suggestive of the existence of andesites prior to the Huaraco Formation. In Cerro Mina (sample 13116), the dome is in a fault contact with the Huaraco Formation and with a contact also interpreted as depositional. It is ot clear if the oldest ignimbrite

2. The Huaraco Formation, composed of marine black shales, sandstones and conglomerates assigned to the Late Carboniferous based in its fossils (in Rovere et al.,2004). A new U-Pb SHRIMP obtained from detrital zircons from a sample of this unit (sample 13046) gave a maximum age of ca. 304 Ma (4 grains; early Upper Pennsylvanian), indicative of a Late Carboniferous maximum age, which agrees with the contact relation with the Huaraco dome and with the fossil age.

3. Permian Huinganco Granite, post-tectonically emplaced in the Huaraco Formation. A new U-Pb SHRIMP age of 281,8±2.0 Ma Lower Permian), is concordant with a previous K-Ar (biotite) age of 287±9Ma (Suárez and De la Cruz, 1997).

4. The Choiyoi Formation: the type locality, the Cordillera del Viento, occurs in the area. It was originally defined as Choiyoylitense (later referred to as Choiyoilitense) in Cordillera del Viento by Groeber (1946), and usually assigned to a Permo-Triasssic age (e.g. Rovere et al., 2004). Mainly formed by ignimbrites with well-developed eutaxitic layering; unconformably overlying the Huingancó Granite. In the south-eastern flank of Cordillera del Viento, the Choiyoi Formation is separated from the Lower Jurassic La Primavera Formation by a wide belt of basalts and andesites (Suárez and De La Cruz, 1994; Suárez, 2007); these basalts and andesites have been included in the Milla-Michicó Formation and assigned to the Upper Triassic and probably reaching the early Jurassic (Llambías et al. 2007). Adjacent to these basalts and andesites, in the upper part of Cordillera del Viento, the Choiyoi Formation is intruded by basaltic/andesitic dikes, some of which are interpreted as peperites. On the other hand, the La Primavera Formation near the contact with the basaltic/andesitic unit is intruded by peperitic dikes, some with pillow structures. These set of data, that indicate an approximate contemporaneity between basalts and andesites with both the Choiyoi and the La Primavera Formation led Suárez and De la Cruz

661

Page 39: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

(1994) to propose a conformable contact between the Choiyoi and the La Primavera Formation, representing the former continental accumulation of ignimbrites and the latter the deposition of ignimbrites and tuffs in a shallow sea. These authors inferred a late Triassic-early Jurassic age for the Choiyoi Formation at this locality. Subsequently, Llambìas et al. (2007) assigned a Middle-Upper Triassic age for this formation following Groeber (1945), and proposed the new name Cordillera del Viento Formation for it. In turn, these authors also proposed a formal name for the basalts and andesites, that they called the Milla-Micchico Formation, assigning it to the Upper Triassic and probably reaching the early Jurassic. A U-Pb SHRIMP age of ca. 282 Ma obtained from a sample from the lower part of the Choiyoi Formation (Suárez et al. 2008), is now interpreted as representing the age of zircons derived from the underlying Permian Huinganco Granite. No zircons were found in two samples from the lowermost ignimbrites of the Choiyoi Formation. However, two samples of ignimbrites assigned to the Choiyoi Formation and exposed in the premises of the mine (sample13049) and in …..(sample 13059), gave ages of 198 and 186 Ma, indicative of Hettangian and Pliensbachian ages, respectively.

5. La Primavera Formation (Suárez and de la Cruz, 1997; Rovere et al., 2004) is a marine succession formed by rhyolitic and dacitic tuffs, tuffites and basalts; the latter mainly emplaced as peperites. Assigned to the Sinemurian-early Toarcian based on fossils. Overlain by the Los Molles Formation and unconformably underlying the Paleocene Cayanta Formation. Two new late Pliensbachian SHRIMP ages of 184 Ma, are concordant with the 183 Ma (Pliensbachian/Toarcian) Shrimp age reported by Suárez et al. (2008).

2 Conclusions

New U-Pb SHRIMP ages confirms field observations that Mississippian rhyolitic magmatism of ignimbrites and domes of ca. 328 Ma precedes the marine Pennsylvanian sedimentary rocks of the Huaraco Formation that have a maximum age of 304 Ma. Subsequently, a compressive tectonic event, the San Rafael Phase took place before the emplacement of the Huinganco Granite in the Lower Permian.; hence it occurred sometime between 3o4 and 282 Ma. A hiatus of ca. 84 Ma separates the Choiyoi Formation at its type locality from the exhumed Huinganco Granite. During the Late Triassic?-Early Jurassic a bimodal volcanic event took place with the silicic tuffs of the Choiyoi (Cordillera del Viento Formation of llambías et al. 2007) and la Primavera formations and the basalts and andesites of the Milla-Michicó Formation, here interpreted to be contemporaneous with the tuffs, indicative of rifting and representing the initial stages of the Neuquén basin. During the Hettangian and Pliensbachian, thick successions of subaerially deposited ignimbrites of caldera generation of the Choiyoi

Formation were accumulated, interfingering, at least during the Sinemurian and Pliensbachian, with marine tuffs of the La Primavera Formation. The latter may have continued its deposition during the early Toarcian. The ignimbrite were erupted during a period of at least 15 m.yrs., between 198 and 183 Ma. Acknowledgements. The U-Pb SHRIMP analyses were done at the Australian National University as part of FONDECYT project 1030160 and 1080516. We thank MAGSA for field support. Mirianm Aravena is thanked for field assistance. References Groeber, P. 1946. Observaciones Geológicas a lo largo del

Meridiano 70. Revista de la Sociedad Geológica Argentina. Tomo 1, N°3:177-208. Buenos Aires.

Llambias, E. J. 1986. Intrusivos pérmicos del sur de la Cordillera

del Viento, provincia de Neuquen. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 41(1-2); 22-32.

Llambías, E.J., Leanza, H.A., Carbone, O. 2007. Evolución

tectono-magmática durante el Pérmico al Jurásico Temprano en la Cordillera del Viento (37°05’S-37°15’S): Nuevas evidencias geológicas y geoquímicas del inicio de la Cuenca Neuquina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 62 (2): 217- 235 (2007) 217

Méndez, V., Zannetini, J.C.M., Zappettini, E.O. 1995. Geología y

metalogénesis del orógeno Andino Central, República Argentina. Dirección Nacional del Servicio Geológico Argentino, Anales 23: 1-190, Buenos Aires.

Rovere, E.I., Caselli, A., Tourn, S., Leanza, H.A., Hugo, C.A.,

Folguera, A., Escosteguy,L., González, R.,Colombino, J., Danieli,J.C. 2004. Hoja Geológica 3772-IV Andacollo, provincia del Neuquen. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio GeológicoMinero Argentino, Boletín 298, 104 p, Buenos Aires.

Suárez, M., De La Cruz, R. 1994. Geología del área Andacollo-

Parte Sur Cordillera del Viento, Neuquen, Argentina. Informe inédito, Placer Dome 76pp.

Suárez, M., De La Cruz, R. 1997. Volcanismo pliniano del Lias

durante los inicios de la cuenca de Neuquen, Cordillera del Viento, Neuquen, Argentina. 7º Congreso Geológico Chileno, Actas I: 266-270.

Suárez, M., Fanning, M., Etchart, H, De La Cruz, R. 2008.

Carboniferous, Permian and Toarcian magmatism in Cordillera del Viento, Neuquén, Argentina: U-Pb SHRIMP dates and tectonic implications. XVII Congreso geologic Argentino, Jujuy.

Zöllner, W., Amos, A. J., 1955. Paleozoico Superior y Triásico del

Cerro la Premia. Andacollo (Neuquén). Revista Asociación Geológica Argentina. Tomo X, N°2, p.127-135.

Zöllner, W., Amos, A. J., 1973. Descripción Geológica de la Hoja

32b, Chos. Malal Provincia del Neuquén Carta Económica de la República Argentina Escala 1:200.000. Boletín N°143. Ministerio de Economía Secretaría de Estado de Recursos Naturales y Ambiente Humano. Subsecretaria de Minería Servicio Nacional Minero Geológico, República Argentina.

662

Page 40: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Evidencias, caracterización e implicancias del prim er seep fósil descubierto en la costa emergida de Chil e central. Ximena Contardo 1 y Emilio Mena 2 1Facultad de Ingeniería y Ciencias geológicas, Universidad católica del Norte, Avenida Angamos 0610, Antofagasta, Chile. Departamento de Ciencias Geológicas. 2Escuela de Ciencias del Mar, Facultad de Recursos Naturales, Pontificia Universidad Católica de Valparaíso, Avenida Altamirano 1480, Valparaíso, Chile. 1 E-mail: [email protected] Resumen. En este estudio se presentan las principales evidencias y características del primer seep de hidrocarburo fósil, recientemente descubierto en la costa emergida de Chile Central. El Paleoseep de Navidad (PSN) consiste en una acumulación de carbonato y organismos fósiles, preservada en la playa de la localidad homónima. La estructura se correlaciona con unidades de la Fm. Navidad (Mioceno Tardío - Plioceno Temprano). El PSN se formó a varios metros de profundidad, como resultado de la emanación de fluidos de baja temperatura a través de fracturas, determinando el desarrollo de comunidades quimiosintéticas y la precipitación de carbonato autigénico. El afloramiento consiste de carbonato de calcio, presente como matriz y como precipitado. Presenta una asociación fosilífera con bivalvos, gasterópodos, teredos en madera fósil y otros. Venas de calcita evidencian estados tardíos de emisión de fluidos a través de fracturas. Los valores de δ

13C determinados en el PSN, varían entre -41,4‰ y -29,5‰ PDB representando los típicos valores bajos de δ

13C registrados en seeps de hidrocarburo. La mineralogía identificada consiste principalmente de cuarzo, albita, anfíboles, ortoclasa, microclina y líticos volcánicos, en una predominante matriz micrítica de CaCO3 rica en Mg. Palabras Claves: Paleoseep, Fm Navidad, quimio síntesis, lucinoma promaucana 1 Introducción Los "cold seeps", también llamados sumideros de hidrocarburos, constituyen ecosistemas asociados a fluidos de baja temperatura, principalmente metano, desde el subsuelo marino. Los flujos emanan a través de fallas y fracturas por incrementos de presión, inyecciones de arena con acumulaciones de gases, volcanes y diapiros de fango y desestabilización de hidratos de metano (Campbell, 2006). Asociado a los cold seeps se desarrollan comunidades quimiosintéticas, cuya productividad depende de arquibacterias y bacterias sulfato reductoras que, en conjunto, originan la oxidación anaeróbica del metano (AOM). Durante este proceso se genera un aumento de la alcalinidad, dando como resultado la precipitación del carbonato autigénico (Levin, 2005; Campbell et al., 2010). Los seeps son ambientes que se caracterizan por presentar bajos valores isotópicos de δ13C en el carbonato, con

valores que oscilan entre -20 a -50‰ PDB en el metano termogénico y valores desde -50 a -110‰ PDB en el metano biogénico (Whiticar, 1999; Campbell, 2006). Contrastando con los valores normalmente reportados para el carbono inorgánico disuelto (CID) del agua del mar (~1,5‰) (Hoefs, 2009). Desde su descubrimiento por Paull et al. (1984), se han identificado cientos de seeps a través de los márgenes continentales, tanto pasivos como activos. Alrededor del mundo, se ha reportado la existencia de seeps fósiles en formaciones geológicas cuyo registro abarca desde el Devónico al Cuaternario (Campbell et al., 2002). En Chile, se han reportado al menos tres sitios de seeps de metano activo en el talud submarino; frente a las costas de Concepción (~36º S), el Quisco (~33º S) y más al sur, frente a Taitao (~47º S). En estos lugares se han encontrado costras de carbonato y brechas de fango carbonatado, acompañadas de conchas de bivalvos, principalmente de las familias Vesicomyidae y Solemyidae (Sellanes et al., 2004, 2008; Quiroga y Levin, 2010). Pese lo anterior, en Chile aún no se había reportado la existencia de seeps fósiles en afloramientos continentales. En este trabajo se presentan las evidencias y características del primer paleoseep reportado en la costa emergida de Chile Central (Mena et al., 2011) y que se encuentra estratigráficamente asociado a la Fm Navidad. En el sector costero de la localidad de Navidad (Región de O’Higgins), se identificó una acumulación carbonática con características comparables a los actuales seeps de metano submarinos. El afloramiento, que se encuentra al nivel de la playa, evidencia rasgos en su composición, génesis y emplazamiento, que difieren notablemente de la naturaleza de las rocas circundantes, correspondientes a la Fm Navidad. Esta unidad geológica de edad Mioceno Tardío - Plioceno Temprano (Encinas et al., 2006), consiste principalmente de rocas sedimentarias marinas cuyas características litológicas y su asociación fosilífera representan un ambiente de talud formado a una profundidad de 2000 m y que posteriormente fue alzado y hoy se encuentra expuesto en los acantilados costeros de la localidad de Navidad (Encinas et al., 2008).

663

Page 41: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

2 Metodología La determinación de las características macroscópicas del afloramiento, tales como las texturas, contenido fosilífero y presencia de conductos, constituyó un elemento fundamental para la primera fase de identificación de la estructura. Estas observaciones se apoyaron en la determinación isotópica de δ13C de las muestras, realizada en el laboratorio de isótopos ambientales de la Comisión Chilena de Energía Nuclear (CCHEN), mediante espectroscopia de masas. Los resultados de estas mediciones fueron expresados en partes por mil (δ

13C ‰) referidos al estándar PDB. Se realizaron análisis de δ13C en conchas de bivalvos (PSN-C), en el carbonato de la matriz (PSN-M), en el carbonato precipitado (PSN-P) y en una muestra homogénea (PSN-H) representativa de la roca completa. Los componentes minerales se identificaron mediante secciones transparente-pulido, utilizando microscopio polarizante, con luz reflejada y transmitida. Se consideró además análisis de difracción de Rayos X (XRD), en el laboratorio de Sernageomín. 3 Resultados El Paleoseep de Navidad (PSN) constituye una estructura de carbonato, preservada en la playa de Navidad, al sur del estero del mismo nombre. Su exposición varía según los volúmenes de arena que la cubren, en función de las marcadas fluctuaciones estacionales. El afloramiento constituye un cuerpo alargado, con orientación N45°W, las dimensiones máximas observadas durante el período estival, correspondieron a ~3 m de ancho, 7 m de largo y 1,60 m de alto. El afloramiento consiste mayoritariamente de carbonato de calcio, presente como matriz y precipitado. Se observan conductos tubulares, de hasta 3 cm de diámetro, en algunos casos con delgadas capas de precipitado carbonático en su interior (Figura 1). Vetillas de calcita de color blanco lechoso de 0,6 cm y gris oscuro de ~1,5 cm atraviesan casi perpendicularmente el afloramiento. La asociación fosilífera observada incluye bivalvos, gasterópodos, teredos en madera fósil y estromatolitos asociados a comunidades de gusanos calcáreos bien preservados. Se destaca la ocurrencia de Lucinoma promaucana (Nielsen, Com. Verbal) como bivalvo predominante. La litología del afloramiento se clasifica como una Packstone, con matriz soportada micrítica, de acuerdo con la clasificación de Dunham (1962). Los principales componentes identificados mediante secciones transparente pulido, consistieron principalmente de cuarzo, albita, anfíboles, ortoclasa, microclina, líticos volcánicos y en menor proporción bioclastos. El análisis mediante difracción DRX se realizó en una muestra de precipitado (PSN-P) y en la matriz (PSN-M), ambos presentaron calcita magnésica y cuarzo; en el primero se identificó además yeso, aragonito y albita ordenada, en tanto que en el segundo, se detectó plagioclasa y barrerita.

Los valores de δ13C determinados en la matriz y en conchas de bivalvos varían entre -41,4 ‰ y -29,5 ‰ PDB (tabla.1). Tabla 1. Contenido de δ13C de las muestras. Identificación Observación δ

13C ‰ PDB PSN-P Precipitado de carbonato -40,2 PSN-C Muestra de carbonato (conchas) -29,5 PSN-M Matriz -41,4 PSN-H Concha, matriz y precipitado -39,6

4 Discusión El afloramiento del PSN, que se encuentra al nivel de la playa, evidencia rasgos en su composición, génesis y emplazamiento, que difieren notablemente de la naturaleza de las rocas estratificadas circundantes, pertenecientes a la Fm Navidad. Sin embargo, el contenido fosilífero y las relaciones de contacto permiten establecer una relación espacio temporal entre ambos. Entre los organismos fósiles identificados en el PSN se destaca como especie predominante la Lucinoma promaucana. Este bivalvo también fue reportado en niveles basales de la Fm Navidad (Phillipi, 1887; Frassinetti y Covacevich, 1993). La especie pertenece a la familia Lucinidae, grupo de bivalvos quimio-simbióticos que se caracterizan por estar asociados a sedimentos sulfato reductores carentes de oxigeno, vents hidrotermales y cold-seeps (Campbell y Bottjer, 1995). Cabe destacar que el género Lucinoma de la familia Lucinidae, fue dominante en los paleoseeps del Oligoceno y Neógeno de las cuencas del Pacífico Norte (Kiel et al. 2010). Por lo anterior es importante destacar, que su ocurrencia reportada en otras formaciones Neógenas (Frassinetti y Covacevich, 1993), podría ser indicativa de la existencia de ambientes de seeps en el pasado geológico. Los valores negativos de δ13C detectados en las muestras del PSN permiten determinar el origen autigénico del carbonato como producto de la OAM. A su vez, estos valores, que fluctúan entre -41,4‰ y -29,5‰ PDB (tabla 1), pueden ser preliminarmente asociados a un origen termogénico del metano, cuyos valores de δ

13C oscilan entre -20‰ a -50‰ PDB (Whiticar, 1999). 5 Conclusión Se presentan evidencias y características que permiten identificar el primer paleoseep reportado en la costa emergida de Chile Central. Estratigráficamente, el afloramiento carbonático atraviesa los niveles basales de la Fm Navidad. Se destaca la presencia de la especie Lucinoma Promaucana en el PSN y particularmente su ocurrencia reportada en otras formaciones Neógenas de la costa Chilena, lo cual podría determinar nuevos hallazgos de paleoseeps en sus proximidades. Las evidencias litológicas, mineralógicas y fosilíferas,

664

Page 42: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

junto con las determinaciones isotópicas de δ13C, permiten

aseverar la naturaleza del afloramiento encontrado en la localidad de Navidad e identificarlo como un seep fósil.

Figura 1. a) Afloramiento del Paleoseep de Navidad (PSN), acumulación de carbonato de calcio, con aspecto de costras irregulares masivas, muy bien compactadas. b) Matriz del PSN, de tono grisáceo y aspecto microgranular, consiste principalmente de carbonato (micrita). En el centro de la imagen se observa molde externo de bivalvo. c) Precipitado de carbonato de calcio. d) Conducto tubular de 3 cm de diámetro en el PSN, indicando una zona de emisión de gases mientras el seep estaba activo. Agradecimientos Esta investigación fue parcialmente financiada por un proyecto DI Iniciación 2011, de la PUCV: “Determinación e implicancias del hallazgo de un potencial paleoseep de metano, en la zona costera de la localidad de Navidad” (037306/2011). Se destacan las observaciones en terreno de la Dra. Kathleen Campbell, especialista en seeps activos y fósiles, así como también los conocimientos del Dr. Sven Nielsen, respecto de la Formación Navidad, colaborando ambos en el desarrollo exitoso de este estudio. Se agradece al Prof. E. Quiroga por aportar financiamiento para los análisis isotópicos de δ13C. Al grupo de estudiantes de oceanografía de la PUCV que participó y motivó la realización de la primera excusión a terreno donde se realizó el hallazgo: V. Besoain, A. Bustamante, C. Galarce y C. Ruiz. Referencias Campbell, K.A., Bottjer, D.J. 1995. Brachiopods and

chemosymbiotic bivalves in Phanerozoic hydrothermal vent and cold-seep paleoenvironments. Geology 23, 321– 324.

Campbell, K.A.; Farmer, J.D.; Des Marais, D. 2002. Ancient hydrocarbon seeps from the Mesozoic convergent margin of California: carbonate geochemistry, fluids and palaeoenvironments. Geofluids 2, 63–94.

Campbell, K.A. 2006. Hydrocarbon seep and hydrothermal vent paleoenvironments and paleontology: past developments and future research directions. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 232: 362–407

Dunham, R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Ham, W.E. (ed.): Classification of carbonate rocks. A symposium. Amer. Ass. Petrol. Geol. Mem. 1: 108-171.

Encinas, A.; Le Roux, J.P.; Buatois, L.A.; Nielsen, S.N.; Finger, K.L.; Fourtanier, E.; Lavenu, A. 2006. Nuevo esquema estratigráfico para los depósitos marinos mio-pliocenos del área de Navidad (33°00’-34°30’S), Chile central. Revista Geológica de Chile 33 (2), 221-246.

Encinas, A.; Finger, K.L.; Nielsen, S.N.; Lavenu, A.; Buatois, L.A.; Peterson, D.E.; Le Roux, J.P. 2008. Rapid and major coastal subsidence during the late Miocene in south-central Chile. Journal of South American Earth Sciences 25 (2): 157–175.

Frassinetti, D.; Covacevich, V. 1993. Bivalvos del Mioceno marino de Matanzas (Formacíon Navidad, Chile central). Boletín del Museo Nacional de Historia Natural, Chile 44:73-97.

Hoefs, J. 2009. Stable isotope geochemistry, sixth edition. Springer: 285 p. Göttingen.

Kiel, S.; Campbell, K.; Gaillard, C. 2010. New and little known mollusks from ancient chemosynthetic environments. Zootaxa 2390: 26-48.

Levin, L. A. 2005. Ecology of cold seep sediments: Interactions of fauna with flow, chemistry, and microbes. Oceanography and Marine Biology, an Annual Review. 43: 1-46.

Mena, E.; Contardo, X.; Silva, N.; Quiroga, E. 2011. Primeras evidencias isotópicas y caracterización de un paleoseep de metano identificado en la zona costera de la localidad de Navidad, Chile. XXXI Congreso de Ciencias del Mar. Viña del Mar, Chile.

Paull,C.K.; Hecker, B.; Commeau, R.; Freeman-Lynde, R.P.; Neumann, C.; Corso, W.P.; Golubic, S.; Hook, J.E.; Sikes, E.; Curray, J. 1984. Biological communities at the Florida Escarpment resemble hydrothermal vent taxa. Science, 226: 965-967.

Philippi, R. A. 1887. Los fósiles terciarios i cuartarios de Chile. Brockhaus: 256 p. Leipzig.

Sellanes, J.; Quiroga, E.; Gallardo, V.A. 2004. First direct evidence of methane seepage and associated chemosynthetic communities in the bathyal zone off Chile. Journal of the Marine Biological Association of the UK 84: 1065-1066.

Sellanes, J.; Quiroga, E.; Neira, C. 2008. Megafauna community structure and trophic relationships at the recently discovered Concepción Methane Seep Area, Chile, ~36ºS. ICES Journal of Marine Science 65(7): 1102-1111.

Quiroga, E.; Levin, L.A. 2010. Eunice pennata (polychaeta: eunicidae) from active and passive cold seep sites in central and southern Chile (36°- 46°S). Anales Instituto Patagonia (Chile) 38(2): 31-37.

Whiticar, M.J. 1999. Carbon and hydrogen isotope systematics of bacterial formation and oxidation of methane. Chemical Geology 161, 291–314.

665

Page 43: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Nuevos antecedentes en la estratigrafía profunda de la cuenca del Salar de Coposa (20°30’-20°50’S). Natalia Navarrete 1*, Claudio Vergara 1, Orlando Acosta 2, Joaquín Cáceres 1, Soledad Garcés 1, Felipe Avilés 1, Claudio Inostroza 1, Viviana Avendaño 1, Ernesto Ramirez 1, Luis López 1, Pablo Rengifo 1. 1 Geohidrología Consultores Ltda., Vitacura 2909, of. 601, Santiago, Chile. 2 Compañía Minera Doña Inés de Collahuasi SCM, Av. Andrés Bello 2687, Piso 11, Santiago, Chile. *E-mail: [email protected] Resumen. Compañía Minera Doña Inés de Collahuasi (CMDIC) posee derechos de extracción de aguas subterráneas en la cuenca del salar de Coposa, ubicada en el altiplano de la I Región entre los 20°30’-21°50’S. En el marco de la gestión sustentable de recursos hídricos que CMDIC lleva a cabo con la asesoría de GeoHidrología Consultores, se desarrolló un programa de exploración hidrogeológica enfocado al reconocimiento de la estratigrafía profunda del sistema acuífero. Los resultados de este estudio, basados en la descripción de nuevos pozos diamantinos situados en el eje central de la cuenca, muestran la presencia de cinco unidades estratigráficas, entre las que destaca una secuencia evaporítica-clástica de 180 a 200 m de potencia ubicada a 200 m de profundidad y de extensa distribución en sentido NS. El techo de esta secuencia queda bien definido a una cota cercana a 3600 msnm que representaría un antiguo nivel de la superficie del terreno de la cuenca. También se logró reconocer el techo de la Ignimbrita Huasco a una profundidad variable de entre 500 a 600 m en coherencia con la pendiente de los afloramientos de esta unidad en el borde oeste de la cuenca. Palabras Claves: estratigrafía, hidrogeología, salar de Coposa. 1 Introducción La cuenca del salar de Coposa es una cuenca endorreica que se ubica entre los 20°30’S y los 20°50’S, en el altiplano la I Región de Tarapacá y en la cual Compañía Minera Doña Inés de Collahuasi (CMDIC) posee derechos de extracción de aguas subterráneas. En este contexto, CMDIC, con la asesoría de GeoHidrología Consultores, ha ejecutado un programa de exploración hidrogeológica enfocado al reconocimiento de unidades estratigráficas profundas que conforman el relleno de la cuenca. El programa consistió en la perforación de tres diamantinas profundas (600 a 700 m) en sentido NS (Fig.1). Esta nueva información permitió ahondar en el conocimiento hidrogeológico de la cuenca. Los primeros antecedentes generados en la cuenca del salar de Coposa y cuencas vecinas datan de la década del 70, donde destacan los estudios geocronológicos realizados por Baker (1977) y Huete et al. (1977) y los estudios hidrogeológicos realizados por Henriquez y

Montti (1976), y Karzulovic y García (1979), entre otros. De ahí en adelante se ha generado numerosa información enfocada a estudiar la cuenca desde el punto de vista hidrogeológico (Montgomery et al., 2003, DICTUC, 2005). En la actualidad se tiene bien conceptualizado hidrogeológicamente los primeros 300 a 500 m de relleno en base a información de pozos y geofísica. 2 Marco geológico Dentro de un contexto geomorfológico regional, se reconocen 2 unidades morfoestructurales en la zona de estudio: Precordillera y la Cordillera Occidental (Charrier et al., 2007). La cuenca del salar de Coposa se emplaza justo en el límite de estas dos unidades, delimitada al oeste por la Sierra del Medio y hacia el este, norte y sur por los edificios volcánicos construidos desde el Mioceno Superior (Vergara y Thomas, 1984). La formación de la cuenca del salar de Coposa habría comenzado durante el Eoceno Medio a Superior junto con el alzamiento de la Cordillera de Domeyko (Tomlinson et al., 2001 y referencias citadas). Los productos de la erosión de este bloque alzado quedan reflejados, hacia el oeste, en los depósitos sedimentarios que, junto con intercalaciones de tobas definen a la Formación Altos de Pica (Galli, 1957) En la hoja Collacagüa (Vergara y Thomas, 1984) se describe la geología de superficie de la cuenca del salar de Coposa (Figura 1) en donde se reconocen la (0) Formación Collahuasi y al Granito Chara del Paleozoico superior como las principales unidades que conforman el basamento de la cuenca. El relleno de la cuenca que se reconoce en superficie, está representado por (1) la Ignimbrita Huasco del Mioceno inferior, (2) los Estrato-Volcanes generados a partir del Mioceno a la actualidad, donde destaca el volcán Irruputuncu, cono volcánico que se encuentra activo; (3) la Ignimbrita Pastillos del Cuaternario (Vergara, 1978); (4) diversos depósitos aluviales de edades que fluctúan entre el Mioceno Inferior al Holoceno y (5) depósitos salinos y cineríticos con costra salina del Cuaternario.

666

Page 44: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 1. Mapa geológico esquemático (modificado Vergara y Thomas, 1984) y ubicación de nuevos pozos diamantinos profundos. En línea negra, el borde hidrológico de la cuenca. 3 Estratigrafía de sondajes La Figura 1 muestra la ubicación en planta de los tres sondajes diamantinos profundos que son descritos en este estudio. El sondaje D-01 se ubica en el extremo norte de la cuenca a una cota de 3791 msnm. El testigo de roca comprende entre los 80 y los 679 m de profundidad, donde se reconocen de techo a base las siguientes unidades estratigráficas: 1) Unidad superior. Unidad conformada principalmente por andesitas basálticas vesiculares. Su espesor es de 170 m aproximadamente. 2) Unidad correspondiente a una secuencia sedimentaria química impura compuesta principalmente por intercalación de sulfatos masivos y laminares, depósitos clásticos de tamaño fino a medio y tobas de ceniza fina. El espesor de esta unidad es aproximadamente de 215 m. 3) Brecha sedimentaria polimíctica compuesta principalmente por clastos de lavas andesíticas, tobas soldadas, pómez y granitoides en menor cantidad. Los tamaños de los clastos van desde gravilla fina a ripio mientras que la matriz se muestra en general compuesta por arena media a fina y arcilla. El espesor de esta unidad es de 150 m aproximadamente. 4) Toba cristalina soldada de color rosado y composición riodacítica. Se observan abundantes cristales de cuarzo, plagioclasa y biotita. La roca presenta fiammes con disposición horizontal. El sondaje D-02 se ubica la parte sur del salar a una cota de 3836 msnm. El testigo de roca comprende entre los 200 y los 700 m de profundidad, donde se reconocen de

techo a base las siguientes unidades estratigráficas: 1) Toba de lapilli vítrea. Se observan cristales de cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico y biotita. Esta unidad presenta un espesor mínimo observado en el sondaje de 50 m aproximadamente. 2) Unidad estratificada y laminada de composición química-clástica. Se encuentra compuesta por intercalaciones de sulfatos, secuencias clásticas de tamaño limo a arena y tobas de ceniza. El espesor completo de esta unidad es de 180 m aproximadamente. 3) Secuencia sedimentaria clástica tamaño arena fina y arcillas, la parte fina presenta laminación. Se observan intercalaciones de tobas de ceniza de biotita. Esta unidad presenta un espesor aproximado de 100 m. 4) Brecha sedimentaria polimíctica compuesta principalmente por clastos de lavas y tobas soldadas además de granitoides en menor medida. Los clastos varían desde tamaño arena media a ripio y la matriz es de tamaño arena, limo y arcilla. El espesor de esta unidad es de 100 m aproximadamente. 5) Toba cristalina con similares características texturales y composicionales que la Unidad 4 descrita en sondaje D-01. El sondaje D-03 se ubica a 4 km hacia el sur del sondaje D-02 a una cota de 3852 msnm. El testigo de roca comprende entre los 225 y los 612 m de profundidad, donde se reconocen 5 unidades estratigráficas principales descritas a continuación de techo a base: 1) Intercalación de areniscas grises y niveles de ceniza y arcilla. Se observa laminación entre arena y ceniza fina. La secuencia presenta un espesor mínimo observado de 25 m. 2) Intercalación de tefras, tobas de lapilli lítica de color rosado y material clástico. Se observan pómez, líticos y cristales de biotita insertos en una matriz de ceniza fina y arena. El espesor de esta unidad es de 125 m aproximadamente. 3) Brecha volcánica monomíctica con fragmentos de composición andesítica. El espesor de esta unidad es de 55 m aproximadamente. 4) Brecha sedimentaria polimíctica. Los clastos corresponden principalmente a lavas y tobas soldadas de hasta 15 cm de tamaño. La matriz está compuesta por fragmentos de tamaño arena media con contenido variable de arcillas. El espesor de la secuencia es de 105 m aproximadamente. 5) Toba cristalina con similares características que las unidades basales descritas en los sondajes anteriores. 4 Correlación litoestratigráfica De la estratigrafía presentada se desprende que existe una clara correlación en sentido NS entre las unidades descritas en parte importante de la cuenca. Para ilustrar de mejor manera esta correlación se presenta el perfil NNE-SSO (Figura 2), donde se observan en profundidad 5 unidades estratigráficas principales, que de techo a base corresponden a: Unidad 1: Secuencia volcánico sedimentaria superior Unidad 2: Secuencia evaporítica-clástica

667

Page 45: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Unidad 3: Secuencia volcánico sedimentaria inferior Unidad 4: Brecha sedimentaria Unidad 5: Toba cristalina En base a descripciones petrográficas, observaciones en terreno de los afloramientos y antecedentes previos (pozos someros y estudios geofísicos), se establece que la Unidad 5 (Toba cristalina) corresponde a la Ignimbrita Huasco. La Unidad 4 (Brecha sedimentaria) podría correlacionarse con el miembro 5 de la formación Altos de Pica, el cual corresponde a depósitos clásticos tamaño arena, de edad Mioceno Superior- Plioceno Inferior. En base a esta correlación se puede asignar una edad máxima de Plioceno Inferior a la secuencia evaporítica-clástica (Unidad 2) que sobreyace a la Brecha sedimentaria. Hacia el sur la Unidad 2 se interdigita con la Unidad 3, evidenciando un borde de cuenca con mayor aporte sedimentario. El contacto entre la Unidad 1 y la Unidad 2 es una superficie horizontal, bien definida en torno a los 3600 msnm. 5 Conclusiones Se reconoció en profundidad dentro de la cuenca del salar Coposa el techo de la Ignimbrita Huasco a 600 m más profundo que los afloramientos observados en el borde oeste de la cuenca (3780 msnm) en total coherencia con la pendiente expuesta de esta unidad. Hacia el sur, el techo identificado de esta unidad se presenta a una cota mayor. Se reconoce en profundidad una secuencia evaporítica-clástica de espesor cercano a 200 m, cuyo techo se encuentra bien definido en torno a la cota 3600 msnm que representaría un antiguo nivel de la superficie del terreno de la cuenca. Esta secuencia no había sido reconocida en estudios anteriores y se encuentra a unos 200 m más profunda que los depósitos salinos cuaternarios del salar de Coposa. Hacia el sur, la secuencia evaporítica-clástica no se reconoce lo que

evidenciaría el borde del paleosalar. Los resultados expuestos en este trabajo son de carácter preliminar y se continuará profundizando en ellos en base a nuevas campañas de exploración y estudios geocronológicos e isotópicos de las unidades reconocidas. Agradecimientos Se agradece a CMDIC por el desinteresado apoyo que ha permitido la divulgación de nuevos aportes al conocimiento geológico e hidrogeológico de la zona de estudio, en particular José Luis Delgado de la Gerencia de Recursos Hídricos y a Nicolás Reyes de la Gerencia de Exploraciones. Referencias Charrier, R.; Pinto, L. y Rodríguez, M.P., 2007. Tectono-

stratigraphic evolution of the Andean orogen in Chile, en: Geology of Chile, Chapter 3 (Gibbons, W. and Moreno, T., editors), The Geological Society, London, Special Publication, p. 21-116.

DICTUC, 2005. Estudio Conceptual y numérico de la Cuenca del Salar de Coposa.

Galli, C., 1957. Las formaciones geológicas en el borde occidental de la Puna de Atacama, sector Pica, Tarapacá. Minerales,Vol.12 No 56, p.14-26.

Montgomery, E.; Rosko, M.; Castro, S.; Keller, B. y Bevacqua P., 2003. Interbasin underflow between closed Altiplano basins in Chile. GroundWater, Vol 41 No 4, p.523-531.

Tomlinson, A.J.; Blanco, N.; Maksaev, V.; Dilles, J.H.; Grunder, A.L.; Ladino, M., 2001. Geología de la Precordillera Andina de Quebrada Blanca – Chuquicamata, Regiones I y II (20°30’-22°30’ S). Servicio Nacional de Geología y Minería (Chile), Informe Registrado IR-01-20, 2 Vols., 44 p., 20 mapas escala 1:50.000. Santiago.

Vergara, H., 1978. Carta Geológica de Chile N°33, Escala 1:50.000. Cuadrángulo Ujina. Región de Tarapacá.

Vergara, H. y Thomas A., 1984. Carta Geológica de Chile N° 59, Escala 1:250.000. Hoja Collacagua. Región de Tarapacá.

Figura 2. Perfil estratigráfico NNE-SSW que muestra la correlación estratigráfica entre las unidades descritas en las diamantinas.

668

Page 46: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

087Sr/86Sr en paleosuelos salinos como paleoaltímetro; resultados preliminares para el norte de Chile (19- 22°S) Nicolás J. Cosentino* y Teresa E. Jordan Earth and Atmospheric Sciences Department, Cornell University, Ithaca, USA. * E-mail: [email protected] Resumen. Un nuevo indicador paleoaltimétrico de superficies continentales ha sido desarrollado en base a la relación 87Sr/86Sr de los sulfatos de calcio presentes en los paleosuelos salinos de zonas hiperáridas. La zona del Desierto de Atacama en el antearco andino del norte de Chile ha sido tomada como ejemplo. Allí, eventos advectivos de aerosoles marinos generados costa afuera en el Océano Pacífico transportan sales marinas al continente alimentando los suelos en generación. La relación isotópica de Sr de las sales marinas es marcadamente distinta al valor dado por las sales de origen continental. Ésto, sumado al control de primer orden de la topografía sobre el alcance de los aerosoles tierra adentro, conforman la base del método. Estudios de sales acumuladas recientemente indican que el método funciona para el sistema atmosférico-terrestre moderno. Se presentan resultados preliminares obtenidos para paleosuelos de edad conocida los cuales muestran señales diversas según la zona del antearco analizada (subsidencia y alzamiento a escala de centenas de metros). Palabras Claves: alzamiento, antearco, norte de Chile, Sr, composición isotópica, paleosuelos salinos 1 Introducción La cuantificación del alzamiento de una superficie continental con respecto al nivel promedio del mar sigue siendo difícil de obtener. Lo mismo puede decirse acerca del peso relativo que éste tiene en el cambio de base de una cuenca hídrica contra otras variables como cambios eustáticos del nivel del mar y del clima. Proponemos un nuevo indicador paleoaltimétrico basado en la relación 87Sr/86Sr de paleosuelos salinos ricos en sulfatos de calcio, producidos en ambientes de clima árido/hiperárido. Como ejemplo consideramos el antearco no marino del sistema de placas América del Sur – Nazca, en el norte de Chile (19-22°S). Esta zona corresponde al Desierto de Atacama, con condiciones de hiperaridez modernas. De semejante modo, durante largos intervalos del Neógeno, dominaba un paleoclima hiperárido. Las fuentes de sulfato de calcio que forman los suelos son principalmente tres: i) aerosoles marinos que transportan sales disueltas tierra adentro y las precipitan al evaporarse, ii) sales depositadas por el viento provenientes de la meteorización de rocas del arco magmático andino y de salares, y de emisiones volcánicas, y en menor medida iii)

aguas subterráneas y superficiales provenientes de las cabeceras de las cuencas hídricas que depositan sus sales al evaporarse. La primera posee una relación 87Sr/86Sr típica de agua de mar de 0,709172 (Martin y Scher, 2004), mientras que las otras dos un valor típico de rocas del arco andino de 0,70749 ± 0,00045 (Rech et al., 2003). Estudios del alcance espacial de los aerosoles marinos dentro de las densas neblinas del sector costero de la costa chilena (Farias et al., 2005) permite definir un control topográfico de primer orden (Figura 1). Durante los eventos advectivos las nubes intersectan el continente entre 400 y 1100 m.s.n.m. (Cereceda et al., 2008). Este hecho forma la base del uso de un registro de paleo-neblina como indicador de paleo-altura. Luego de analizar el comportamiento del sistema moderno para sales acumuladas recientemente, exploramos la extrapolación del método a paleosuelos como posible paleoaltímetro. 2 Muestreo y métodología 2.1 Muestreo de suelos Con el fin de entender la relación entre 87Sr/86Sr de las sales de los suelos y la altura, se realizaron transectas este-oeste de acumulaciones modernas de sales (Figura 1; Tabla 1). Éstas se suman a otras tres transectas E-W realizadas anteriormente al sur de la zona de trabajo (Rech et al., 2003). Se tomaron muestras a alturas entre 200 y 2700 sobre el nivel del mar. Las muestras consisten en cristales de yeso/anhidrita que se encuentran por debajo de clastos superficiales sobre el pediplano o de delgadas costras superficiales de yeso/anhidrita. Se evitó muestrear por encima de suelos relictos (cuyo techo es la superficie actual) para evitar contaminaciones con suelos más antiguos. Se muestrearon además sales de paleosuelos de edad conocida (Figura 1). 2.2 Mediciones de laboratorio Se colocaron 0.2 g de muestra de suelo en agua ultra-pura a 50°C en un baño ultrasónico durante 8 horas con el fin de separar el material soluble (sales) del no soluble (fracción siliciclástica). Luego se pasó la solución acuosa por columnas catiónicas para asilar el estroncio.

669

Page 47: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Finalmente se midió 87Sr/86Sr en un espectrómetro de masa por ionización térmica VG Sector 54 de Cornell University. El promedio de lo estándares NBS-987 de estroncio medidos fue de 0,7102440 ± 0,0000469 (2σ, n = 12).

Figura 1. A. Zona de estudio mostrando dominios topográficos, transectas E-W del muestreo de acumulaciones modernas de sales realizadas en este estudio (líneas negras continuas, H: transecta de Huara, P: transecta de Pisagua), y paleosuelos muestreados (símbolo ∗ en el mapa). B. Frecuencia de cobertura de la niebla durante el mes de Agosto del 2001 (Farías et al., 2005). La escala espacial es la misma que en el mapa de ubicación. 3 Resultados preliminares 3.1 Acumulaciones modernas de sales Se observa una correlación entre 87Sr/86Sr de sales modernas y su altura de formación entre alturas correspondientes a la base del banco de niebla (~400 m.s.n.m) y alturas intermedias del mismo (~800 m.s.n.m.; Figura 2). Los valores de 87Sr/86Sr caen abruptamente por encima de esta altura hasta alcanzar valores cercanos al promedio andino (Rech et al., 2003). 3.2 Paleosuelos y suelos relictos Se realizaron mediciones en dos paleosuelos y un suelo relicto (cuyo techo coincide con el pediplano; Figura 1). El paleosuelo A se encuentra un metro por encima de una toba datada en 4,2 Ma por Ar/Ar en biotita (Sepúlveda y Vásquez, SERNAGEOMIN, inédito). Su señal isotópica de Sr implica una subsidencia de (270 ± 30) m entre 4,2 Ma y hoy. El paleosuelo B posee una edad de entre 5,26 y 4 Ma (Jordan et al., 2010). Su señal isotópica de Sr implica un alzamiento de (920 ± 170) m entre 5,26-4 Ma y hoy. Finalmente, el suelo relicto C fue desarrollado sobre una superficie datada en 2,8 Ma por datación cosmogénica (Evenstar et al., 2009). No posee una señal marina por lo que no puede inferirse su paleoaltura.

4 Discusión Debido al alto peso atómico del elemento Sr y a la baja diferencia relativa en las masas de los isótopos 86Sr y 87Sr, el fraccionamiento isotópico ambiental de Sr es despreciable. Esto hace de la relación 87Sr/86Sr un excelente indicador primario de la procedencia de los sulfatos de calcio portadores del Sr.

Figura 2. Relación entre 87Sr/86Sr de las sales modernas y la altura sobre el nivel del mar. Se muestran aquí todos las muestras obtenidas por debajo de los 850 m.s.n.m. durante este estudio y por estudios previos (Rech et al., 2003). Se muestran el valor actual del agua de mar (Martin y Scher, 2004) y el valor promedio andino (Rech et al., 2003). Condiciones de hiperaridez como las del Desierto de Atacama son conducentes a la formación de suelos salinos (Ewing et al., 2006). Debido a las características genéticas de los suelos, éstos son ideales receptores de sulfatos de calcio de distintas fuentes. Es por esta razón que el método se presta a ser utilizado para el antearco andino del norte de Chile durante el periodo de tiempo cuando la hiperaridez fue dominante. Los resultados obtenidos de 87Sr/86Sr para las sales acumuladas recientemente (Figura 2) muestran una buena correlación con la altura entre la base del banco de niebla (400 m.s.n.m.) y alturas intermedias de los aerosoles (800 m.s.n.m). Esta observación vale para una base de datos correspondiente a varias transectas E-W separadas en espacio, y no a una sola transecta, lo que indica una relación regional. Estudios de campo que utilizan dispositivos “atrapa-nieblas” dispuestos a distintas alturas en Alto Patache (~ 20°48’S) en el acantilado costero, indican que existe un aumento del agua precipitada dentro del banco de nieblas desde su base hasta una altura de 850 m.s.n.m., que es la altura óptima de obtención de agua proveniente de los aerosoles marinos en esta localidad (Cereceda et al., 2008). En cuanto a los paleosuelos, diversas correcciones fueron aplicadas a sus valores de 87Sr/86Sr. Por un lado, los cambios temporales en la relación isotópica de Sr del agua de mar (Martin y Scher, 2004) modificarán la señal de los paleosuelos y suelos relictos. Además, los cambios eustáticos del nivel del mar (Miller et al., 2005)

670

Page 48: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

modificarán la altura del techo y la base del banco de niebla. Sin embargo, otras correcciones deben ser incorporadas. Éstas están relacionadas con la estructura vertical de la capa de inversión atmosférica, la cual

Tabla 1. Sales modernas obtenidas en este estudio. Las transectas E-W realizadas se muestran en la Figura 1.

Muestra 87Sr/86Sr Altura (m.s.n.m.) 7a 0.7077838 986

8 0.7071971 1126

12 0.7072396 2772

6 0.7080932 680

4 0.7074694 234

13 0.7075394 1975

2 0.7079885 620

9a 0.7085971 1675

1a 0.7075717 1073

3 0.7078755 439

17 0.7078325 1375

18 0.7077357 1578

19 0.7075451 1778

21 0.7068174 918

22 0.7071131 996

16a 0.7072767 1231

15a 0.7072954 1106

23 0.7069205 1111

30 0.7073151 1095

32b 0.7076951 1081

33 0.7119475 1096

34 0.7079735 1101

35b 0.7073470 1046

50 0.7085703 1286

44 0.7080373 829

26 0.7074146 1727

controla la altura del techo de los aerosoles marinos. Estos cambios están relacionados a modificaciones en la temperatura de la superficie marina y a modificaciones climáticas locales y regionales. Los primeros resultados obtenidos para paleosuelos se caracterizan por una diversidad en las señales (Figura 1; Tabla 1). El paleosuelo A posee un valor 87Sr/86Sr con contribuciones marinas, se encuentra en el acantilado costero e indica una subsidencia de ~300 m entre 4.2 Ma y hoy. El paleosuelo B también posee una señal marina, se encuentra en el sector oriental de la cuenca de antearco (Pampa del Tamarugal) e indica un alzamiento de ~900 m entre ~5-4 Ma y hoy. Por el contrario, el suelo relicto C muestreado también en el sector oriental de la Pampa del Tamarugal no muestra señal marina. Debido a su altura actual de ~ 1800 m.s.n.m., no es posible descartar un alzamiento menor a ~ 700 m, ya que dicho alzamiento implica una altura original de formación por encima del techo del paleo-banco de nieblas.

5 Conclusiones Los resultados obtenidos para las acumulaciones modernas de sales en el Desierto de Atacama muestran una estrecha relación entre 87Sr/86Sr y su altura de formación. Esto indica que para las condiciones actuales del sistema atmosférico-terrestre el método funciona como altímetro dentro de la zona de niebla entre 400 y 1000 m.s.n.m.. Los primeros resultados obtenidos en suelos antiguos muestran una variabilidad de señales. Con el objetivo de lograr una buena extrapolación en tiempo del método se corrigieron las señales por variaciones temporales en la relación 87Sr/86Sr del agua de mar y por cambios eustáticos del nivel del mar. No obstante, es necesario realizar otras correcciones relacionadas a cambios temporales en la estructura vertical de la capa de inversión atmosférica. Estos primeros resultados indican que el método posee potencialmente una buena resolución como indicador paleoaltimétrico en zonas hiperáridas como las imperantes en el Desierto de Atacama. Estos datos podrían brindar una fuente de información independiente para analizar causas de cambios del nivel de base de cuencas hídricas. Agradecimientos Agradecemos a Fernando Sepúlveda y Paulina Vásquez de SERNAGEOMIN, a William White, Robert Kay y Louis Derry de Cornell University, y a Jason Rech de Miami University. Quisiéramos agradecer especialmente a Antonio Díaz por su invalorable ayuda. Este proyecto es financiado por NSF (Award # 62593). Referencias Cereceda, P.; Larrain, H.; Osses, P.; Farías, M.; Egaña, I. 2008. The

climate of the coast and fog zone in the Tarapacá Region, Atacama Desert, Chile. Atmospheric Research, 87(3-4), 301-311.

Evenstar, L. A.; Hartley, A. J.; Stuart, F.M.; Mather, A.E.; Rice, C.M.; Chong, G. 2009. Multiphase development of the Atacama Planation Surface recorded by cosmogenic 3He exposure ages: Implications for uplift and Cenozoic climate change in western South America, Geology, v. 37, p. 27–30.

Farías, M.; Cereceda, P.; Osses, P.; Núñez, R. 2005. Comportamiento espacio-temporal de la nube estratocúmulo, productora de niebla en la costa del desierto de Atacama (21° lat. S., 70° long. W.), durante un mes de invierno y otro de verano. Investigaciones Geográficas, Boletín del Instituto de Geografía, UNAM, Núm. 56, pp. 43-61.

Jordan, T.E.; Nester, P. L.; Blanco, N.; Hoke, G. D.; Dávila, F.; Tomlinson, A. J. 2010. Uplift of the Altiplano-Puna plateau: A view from the west. Tectonics, vol. 29.

Martin, E. E.; Scher, H. D. 2004. Preservation of seawater Sr and Nd isotopes in fossil fish teeth: Bad news and good news. Earth and Planetary Science Letters 220, 25-39.

Rech, J. A.; Quade, J.; Hart, W. S. 2003. Isotopic evidence for the source of Ca and S in soil gypsum, anhydrite and calcite in the Atacama Desert, Chile. Geochimica Et Cosmochimica Acta, 67(4), 575-586.

671

Page 49: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Debris flow erosion rate in a semiarid Andes catchm ent using 10Be concentrations in alluvial stream sedime nt Germán Aguilar 1*, Rodrigo Riquelme 2, Sebastien Carretier 3, Vincent Regard 3, Joseph Martinod 3, Ricardo Vassallo 4 1 Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Avenida Copayapu 485, Copiapó, Chile. 2 Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte. Chile. 3 Geoscience Environnement Toulouse, UPS, CNRS, IRD, Université de Toulouse, France. 4 ISTerre, CNRS, Université de Savoie, France. *E-mail: [email protected] Abstract. Terrestrial cosmogenic nuclide concentrations in stream deposits are used to quantify mean erosion rates in catchments. This article explores the 10Be concentration differences in fine (sand) and coarse (pebbles) river sediment. Sand and pebbles where sampled at 4 locations in the Huasco Valley, in the arid Chilean Andes. Sands have 10Be concentrations between 4.8 and 8.3 105*at*g-1, while pebbles have smaller concentrations between 2.2 and 3.3 105*at*g-1. Possible explanations for these differences are discussed. It appears that the different concentrations, systematically measured between sands and pebbles, are the result of different erosion rates, linked with the geomorphologic processes that originated them. We propose that while 10Be concentration in sands are determined by the mean erosion rate of all geomorphologic processes taking place in the catchment, concentration in pebbles are probably related to debris flows occurring in steep slopes. The mean erosion rates calculated in the catchment are between 30 and 50 m/Ma, while the erosion rates associated to debris flow are among 59 and 81 m/Ma. These erosion rates are consistent with those calculated using different methods such as measuring eroded volumes. Keywords: Terrestrial cosmogenic nuclide, 10Be concentrations, erosion rates, Chilean Andes, debris flow. 1 Introduction Terrestrial Cosmogenic Nuclides (TCN; e.g. 10Be, 26Al and 21Ne) are continuously produced in the uppermost layer of the Earth’s surface by the interaction between cosmic rays and matter (e.g., Lal 1991). When the superficial erosion rate maintains during a long time, TCN concentrations reach a steady state, and there is a simple inverse relationship between TCN concentrations and local erosion rate. When applied to a population of clasts eroded from the hillslopes and gathered in the river at a catchment outlet, this relationship provides a tool to quantify the mean catchment erosion rate (Brown et al., 1995, Granger et al., 1996). A recent study showed significant differences between sand and pebbles TCN concentration in the river bed (Belmont et al. 2007). Authors have interpreted these differences as resulting either from different hillslope processes affecting small and big grains (e.g. Brown et al.,

1995; 1998), or from fluvial processes (Belmont et al., 2007, Carretier et al., 2009; Carretier and Regard, 2011; Vassallo et al., 2011). However, there are very few data allowing to ascertain these interpretations, in particular for pebbles. Yet, understanding the origin of differences in TCN concentrations between sand and pebbles is fundamental for two reasons at least: 1- if hillslope or fluvial processes are able to create these differences, then comparing TCN concentration in sand and pebbles could provide a way to identify and quantity these processes, provided that we know which process dominates. 2- Sampling clasts of selected lithology in the river bed could allow us to map erosion rates for different upstream regions in a catchment. However, this requires sampling pebbles to identify the lithology, and thus, it is important to verify whether their TCN concentration is mainly controlled by the hillslope erosion rate or not. In this work, we analyze the differences in TCN concentration between sand and pebbles in a Chilean watershed of the Huasco Valley, a semiarid drainage basin. This catchment is characterized by contrasted geomorphic processes, topographic patterns, and lithologies. This makes this region an exceptional laboratory for evaluating the respective effects of these factors to explain differences in TCN concentration between sand and pebbles. 2 Method and Results We sampled sand and pebble fractions of active stream sediment in the Huasco River in four sampling points along the trunk stream. One sand sample consists in approximately 2 kg of fine sediment. A pebble sample consists of ca. 30 granitic rounded clasts with diameters between 5 and 10 cm. Samples were prepared in the Geociences Environnement Toulouse laboratory following the protocol described in von Blanckenburg (1996). The 10Be/9Be ratio was measured at the ASTER AMS in CEREGE (France) and calibrated directly against the National Institute of Standards and Technology standard reference material 4325 using an assigned value of (2.790.03).10E-11 (Nishiizumi, 2007). Mean 10Be production rates were computed for the

672

Page 50: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Huasco Valley catchment using the Stone (2000) production model, a sea level production rate of 4.5 at.g-1 (CRONUS; Balco et al., 2008), including the muons contribution (Braucher et al., 2003) and taking into account an estimate of topographic shielding (Codilean, 2010). The lithological map of catchment (Figure 3) is obtained from the 1/1000000 Geological Map of Chile. Slopes are computed from the SRTM DEM using the slope function of GRASS. Tributary valleys with evidence of Holocene debris flows are derived from geomorphological maps presented in Riquelme et al. (2010). Catchment scale erosion rates were computed using a classical model (Granger et al., 1996), based on the calculated production rates and using a rock density of 2700 kg/m3. Furthermore, production rates were weighted at each pixel by the relative proportion of quartz in the underlying lithology in order to limit the bias due to lithological variations (Safran et al., 2005). For each lithology we estimated the proportion of quartz minerals from the description of lithological maps of Chile and from microscopic observations of the abundant samples collected from the Andes. The estimated proportions of quartz are: Granitoid rocks: 25%; Rhyolites: 5%; Undifferentiated detritic rocks: 5%; Ignimbrites: 2%; Other lithologies: 0%. The error calculated for erosion rates results from analytical uncertainties and a 10% uncertainty assumed for the production rate. 3 Discussion In the Huasco Valley, 10Be concentration is systematically lower in pebbles than in sand, with a ratio varying between 1.44 and 2.73 (Csand / Cpebbles). Hillslopes geomorphic process could have two complementary effects that may result in smaller 10Be concentrations in pebbles than in sand. Pebbles could have a lower 10Be concentration because they are primarily derived from the deeper layer of bedrock-involved landslides shielded from cosmic ray exposure on the hillslopes (Brown et al., 1998). Indeed, considering an attenuation length of ~0.6 m, cosmogenic nuclides production divides by a factor 2 at a depth smaller than 1 meter, and we know that landslides are very common in the Huasco Valley (Riquelme et al., 2010). Another simple and likely explanation is that the erosion rate in zones dominated by debris flows is larger than in the rest of the catchment. A larger erosion rate would decrease the 10Be concentration of pebbles produced by landslides, compared to the 10Be concentration of sand produced everywhere in the catchment, particularly on the gentle slope plateau-like interfluves, which erode probably at a smaller rate. Thus, differences in hillslopes geomorphic process appear the more realistic explanation for the lower 10Be concentration in pebbles compared to sand.

Erosion rates estimated using 10Be concentrations in sand (30 m/Ma and 50 m/Ma) represent the mean erosion rates of all quartz-rich surfaces that are located upstream of the sampling points. This interpretation is supported by the consistency between erosion rates calculated upstream and downstream the confluence of the Transito and Carmen rivers. Furthermore, similar values are documented at a time scale of 106 years by the calculation of eroded volumes of tributary valleys in the high Cordillera of the Huasco Valley during the last 8 Ma (45-75 m/Ma; Aguilar et al., 2011). Calculated erosion rates are also comparable to Holocene erosion rates calculated using TCN concentrations in fluvial sediments in the Lluta Valley, located in the western Andean margin at 18°S (Kober et al., 2009). This supports the view that: 1. erosion rate deduced from 10Be concentration in sand is representative of the whole catchment, and 2. erosion rates did not vary a lot during the landscape transience in response to the Andes uplift (Aguilar et al., 2011). If we accept that pebbles are mainly produced by debris flows in tributary valleys with Holocene evidence of this geomorphic process, the mean erosion rates deduced from 10Be concentration and associated with these processes are between 59 m/Ma and 81 m/Ma. These erosion rates may hold for the region with steep slopes (>0.6 m/m) identified in Figure 3, which corresponds clearly to rejuvenated hillslopes responding to an ongoing incision of the drainage network. In order to confirm this interpretation, erosion rates have to be quantified in small tributaries that only drain steep hillslopes. Acknowledgements This research was supported through a French project: ANR-06-JCJC-0100 ANDES and a Chilean project: INNOVA-CORFO. G. Aguilar’s PhD study at the Universidad Católica del Norte and Université de Toulouse has been supported by the Eiffel, CONICYT, and UCN scholarships. References Aguilar, G., Riquelme, R., Martinod, J., Darrozes, J., Maire, E., 2011.

Variability in erosion rates related to the state of landscape transience in the semi-arid Chilean Andes: Earth Surf. Process. Landf. DOI: 10.1002/esp.2194

Balco, G., Stone, J., Lifton, N. & Dunai, T., 2008. A complete and

easily accessible means of calculating surface exposure ages or erosion rates from 10Be and 26Al measurements. Quaternary Geochronology 3, 174-195.

Belmont, P., Pazzaglia, F., Gosseb, J., 2007. Cosmogenic 10Be as a

tracer for hillslope and channel sediment dynamics in the Clearwater River, western Washington State. Earth Planet. Sci.

673

Page 51: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Lett. 264, 123–135. Braucher, R., Brown, E., Bourles, D. & Colin, F., 2003. In situ

produced 10Be measurements at great depths: implications for production rates by fast muons. Earth Planet. Sci.Lett. 211, 251-258.

Brown, E.T., Stallard, R.F., Larsen, M.C., Raisbeck, G.M., Yiou F.,

1995. Denudation rates determined from the accumulation of in situ-produced 10Be in the Luquillo Experimental Forest, Puerto Rico. Earth Planet. Sci. Lett. 129, 193-202.

Brown, E.T., Stallard, R.F., Larsen, M.C., Bourlès, D.L., Raisbeck,

G.M., Yiou, F., 1998. Determination of predevelopment denudation rates of an agricultural watershed (Cayaguás River, Puerto Rico) using in-situ-produced 10Be in river-borne quartz. Earth Planet. Sci. Lett. 160, 723-728.

Codilean, A.T., Bishop, P., Hoey, T.B., Stuart, F.M., Fabel, D., 2010.

Cosmogenic 21Ne analysis of individual detrital grains: opportunities and limitations. Earth Surface Processes and Landforms 35 (1), 16. ISSN 0197-9337.

Carretier, S., Regard, V., 2011. Is it possible to quantify pebble

abrasion and velocity in rivers using terrestrial cosmogenic nuclides?. JGR Earth Surface, in press.

Carretier, S., Regard, V., Soual, C., 2009. Theoretical cosmogenic

nuclide concentration in river bed load clasts: Does it depend on clast size?. Quaternary Geochronology 4, 108–123

Granger, D., Kircher, J., Finkel, R., 1996. Spatially averaged long-

term erosion rates measured from in situ-produced cosmogenic nuclides in alluvial sediment. The Journal of Geology 104, 249–257.

Kober F, Ivy-Ochs S, Zeilinger G, Schulunegger F, Kubik PW, Baur

H, Wieler R. 2009. Complex multiple cosmogenic nuclide concentration and histories in the arid Rio Lluta catchment, northern Chile: Earth Surf. Process. Landforms 34: 398–412.

Lal, D., 1991. Cosmic ray labeling of erosion surfaces: in situ nuclide

production rates and erosion models. Earth Planet. Sci. Lett. 104, 424– 439.

Nishiizumi, K. et al., 2007. Absolute calibration of Be-10 AMS

standards. Nuclear Instruments and Methods. Physics Research 258, 403-413.

Riquelme, R., Aguilar, G., Jensen, A., Verdejo, J., Herrera, S.,

Riveros, K., Navarrete, P., 2010. Evaluación hidrogeológica de la Cuenca del Río Huasco, con énfasis en la cuantificación de los recursos hídricos superficiales y subterráneos (geomorfología, dinámica fluvial reciente y relleno de la cuenca). Informe Innova Chile, CORFO, Gobierno de Chile 5, 140.

Safran, E.B., Bierman, P.R., Aalto, R., Dunne, T., Whipple, K.,

Caffee, M., 2005. Erosion rates driven by channel network incision in the Bolivian Andes. Earth Surface Processes Landforms 30, 1007–1024.

Vassallo, R., Ritz, J.F., Carretier, S., 2011. Control of geomorphic

processes on 10Be concentrations in individual clasts: Complexity of the exposure history in Gobi-Altay range (Mongolia). Geomorphology, 135, 35-47. doi:10.1016/j.geomorph.2011.07.023.

Von Blanckenburg, F., Belshaw, N.S., ONions, R., 1996. Separation

of 9Be and cosmogenic 10Be from environmental materials and SIMS isotope dilution analysis. Chemical Geology 129, 93-99.

674

Page 52: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Slope and climate control of erosion in the Andes o f Central Chile S. Carretier 1, V. Regard 1, R. Vassallo 2, G. Agui lar 3, J. Martinod 1 , R. Riquelme 4, E. Pepin1, R. Charrier 5,6, G. Hérail 1, M. Farías 6, J-L Guyot 1, G. Vargas 6 an d C. Lagane 1 1 Geoscience Environnement Toulouse, OMP, UPS, CNRS, IRD, Université de Toulouse, France. 2 ISTerre, CNRS, Université de Savoie, 73376 Le Bourget du Lac, France 3 Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Copiapo, Chile 4 Departamento de Ciencias Geològicas, Facultad de Ingenierìa y Ciencias Geològicas, Universidad Catòlica del Norte, Antofagasta, Chile 5 Universidad Andres Bello, Santiago, Chile 6 Departamento de Geologìa, Universidad de Chile, Santiago, Chile *E-mail: [email protected] Abstract. Climate and topography control millennial mountain erosion, but their relative impact remains a matter of active debate. Conflicting results may be explained by the influence of erosion threshold and by the influence of daily variability of runoff on long-term erosion. However, there is a lack of data documenting these erosion factors. Here we derive decennial erosion rates and 10Be-derived millennial erosion rates along an exceptional climatic gradient in the Andes of Central Chile. Both parameters follow the same latitudinal trend and peak where the climate is temperate (mean runoff 600 mm yr-1). Both erosion rates increase non-linearly with slope toward a threshold of sim 0.55 m/m. The comparison of these erosion rates suggests that the contribution of rare and strong erosive events to millennial erosion increases from 0% in the humid zone to more than 90% in the arid zone. Our data confirms the primary role of slope as erosion control even under contrasted climates and support the view that the influence of climate variability on millennial erosion rates increases with aridity. Keywords: Erosion, Central Chile Determining the functional relationship between millennial mountainous catchment-scale erosion rates and topographic and climatic parameters is fundamental for evaluating the magnitude of climate changes in the past through the analysis of terrigenous fractions in sediment records (Lamy et al. 10) or for quantifying the combined strength of climate and tectonics in orogens Whipple (2009). So far, there has been no general agreement on this relationship. A few datasets in the last decade documented that the millennial hillslope erosion rate increases non-linearly with slope toward a slope threshold close to 0.6 m/m, predicted from slope stability criteria (e.g. Roering etal 2007). The relationship between the erosion rate and climate is more controversial. Mean precipitation has been found either significantly correlating (Reiners et al 2003, Moon et al 2011 to the millennial erosion of mountainous catchments or not (Riebe et al 2001). The contribution of extreme erosive events is also debated (Tucker 2004, Lague et al 2005, Molnar et al 2006). Arid climates undergo higher variability than humid climates, with maximum floods in arid areas relatively larger than in

humid ones (Turcotte and Greene 1993). Theoretical studies predict that large flood contribution to catchment erosion increases with climate variability (ie. with aridity), especially as erosion depends on a threshold (DiBiase and Whipple 2011). However, little data is available to support the primary role of climate variability on erosion. It is clearly shown in the actively uplifting range of Taiwan (Dadson et al 2003). Also, in the Idaho catchments, the millennial erosion rates are larger than decennial ones. These have been interpreted as field evidence that large and rare erosive events are main drivers of erosion (Kirchner et al 2001). So far, there is a lack of documentation combining both the existence of a significant slope threshold for catchment erosion and the predicted increase in the contribution of extreme events from wet to arid climates. In this study we test these ideas using erosion rates data over different periods of time along an strong climatic gradient in the Chilean Andes. In order to estimate millennial erosion rates, we sampled river sand at the outlet of 12 catchments (Fig. 1). A total of 20 samples were analyzed to measure their concentration in 10Be, which allows mean catchment erosion rate to be calculated over period of times of the last 10 to 100 kyr. In addition, decennial catchment-mean erosion of these basins were estimated using daily suspended load time series at gauging stations monitored by the Chilean Direcciòn General de Aguas (DGA) during 3 to 40 years (Pepin et al. 2010). Similar gradients of decennial and millennial erosion rates were observed (Figure 1). These data confirm the non-linear relationship between erosion rate and slope even for different climates. This non-linear relationship explains why the erosion rate may be independent of the mean annual runoff in the wet sector of the studied region. The northward increase in the difference between millennial and decennial erosion rates document the variable contribution of extreme erosive events, which increases from 0 % of the total erosion in humid zones to 90% in arid climates.

675

Page 53: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Acknowledgements This study was funded by the Agence Nationale pour la Recherche, project ANDES (ANR-06-JCJC0100) and by the Institut de Recherche pour le Développement (IRD). It is also a contribution to the FONDECYT project #11085022. References DiBiase, R., and Whipple, K., 2011, The influence of erosion

thresholds and runoff variability on the relationships among topography, climate, and erosion rate: J. geophys. Res., v. 116, p. F04,036, doi10.1029/2011JF002095.

Lague, D., Davy, P., and Hovius, N., 2005, Discharge, discharge

variability, and the bedrock channel profile: J. geophys. Res., Lamy, F., Kilian, R., Arz, H.W., Francois, J.P., Kaiser, J., Prange, M.,

and Steinke, T., 2010, Holocene changes in the position and intensity of thesouthern westerly wind belt: Nature Geoscience, v.~3, no.~10, p.695--699, doi10.1038/NGEO959.

Molnar, P., Anderson, R., Kier, G., and Rose, J., 2006, Relationships

among probability distributions of stream discharges in floods, climate, bed load transport, and river incision: J. geophys. Res., v. 111, p. F02,001, doi10.1029/2005JF000310.

Pepin, E., Carretier, S., Guyot, J.L., and Escobar, F., 2010, Specific

suspended sediment yields of the Andean rivers of Chile and their relationship to climate, slope and vegetation: Hydrological Sciences Journal, v.~55, no.~7, p. 1190—1205, doi10.1080/02626667.2010.512868.

Reiners, P., Ehlers, T., Mitchell, S., and Montgomery, D., 2003,

Coupled spatial variations in precipitation and long-term erosion rates across the Washington Cascades: Nature, v. 426, p. 645—647.

Roering, J.J., Perron, J.T., and Kirchner, J.W., 2007, Functional

relationships between denudation and hillslope fonn and relief: Earth Planet. Sci. Lett., v. 264, no. 1-2, p. 245—258, doi10.1016/j.epsl.2007.09.035.

Tucker, G.E., 2004, Drainage basin sensitivity to tectonic and climatic

forcing: Implications of a stochastic model for the role of entrainment and erosion thresholds: Earth Surf. Proc. Land., v.~29, p. 185—205, doi10.1002/esp.1020.

Turcotte, D., and Greene, L., 1993, a scale-invariant approach to

flood-frequency analysis: Stochastic Hydrology and Hydraulics, v.~7, no.~1, p. 33--40, doi10.1007/BF01581565.

Whipple, K.X., 2009, The influence of climate on the tectonic

evolution of mountain belts: Nature Geoscience, v.~2, no.~2, p. 97--104, doi10.1038/ngeo413.

Figure 1. Latitudinal variations of control factors and erosion rates. a: Latitudinal variations of control factors for the mountainous catchments averaged by bins of 3 degree of latitude. Runoff varies between 6 and 2551 mm yr-1. Slope ranges between 0.24 and 0.57 m/m. Vegetation cover varies between 0 and 26 % of the catchment area. b: Latitudinal variations of the 10Be-derived erosion rates (red circles) and suspended-sediment-derived erosion rates (black squares). Inset numbers are in thousands of years and refer to the period of integration for 10Be-derived erosion rates. c: Studied catchments in Central Chile. North is at left. Red points represent the 10Be sampling points, pink areas are the corresponding catchments; in grey, the catchments corresponding to gauging stations.

676

Page 54: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Genetic relationships between beach ridge plain and superimposed dunes (Maule region, Chile) Jose F. Araya Vergara* and Cristian Araya Cornejo Departamento de Geografía, Universidad de Chile, Av. Portugal 84, Santiago, Chile *Email: [email protected] Abstract The relationships between beach ridge plain and superimposed coastal dunes are studied in La Trinchera erg, Maule region, by means of surface geomorphology, drilling and sedimentary analysis. The underlying strand plain is composed by a set of multiple beach ridges, which represents a prograded shore plain. The superimposed dunes have been formed in three different pulses: old, middle and modern. The allostratigraphy and regional correlations support the model of alternate sediment decoupling for the formation of the old dune system and the model of sequential sediment sourcing for the construction of the middle and modern pulses. Keywords: strand plain, beach ridge, superimposed dunes, models of decoupling. 1 Introduction Some former works show dune fields overlaying multiple gravel-dominated beach ridges (Orford et al., 2003; Carter, 1982). Orford and Carter (1988) examined the problem of the decoupling of gravel beach ridges into dune sand. The exact mechanism for this superimposed succession is studied and discussed by Orford et al. (2003), reviewing two models of possible decoupling: a) Sequential sediment sourcing (SSS), assuming that gravel ridges are emplaced as a complete set under a reflective dynamic regime. When the sediment source is exhausted, the superimposition of the dune cover is produced under a dissipative domain, because of energy and sediment sourcing changes. b) Alternate sediment decoupling (ASD), assuming synchronous deposition of ridges and dunes. This mechanism reflects multiple switches in the beach sediment. Sand and gravels are decoupled rhythmically. So, in the present work a dune field overlaying multiple gravel-dominated beach ridges is analyzed in order to test the cited models or propose another mechanism. 2 Method, Samples, Results 2.1 Methods and samples The stratigraphy of the system was known by means of cores (type sand auger) and casing drilling. The grain size and form of the sands of different cores were described in the field using the table Sand Gauge. The more precise

granulometry, morphoscopy and mineralogy of samples were carried out in laboratory. The landforms were observed in satellite images and directly in the field. The strand plain of multiple beach ridges and its structure were defined following the works of Otvos (2000) and Orford et al. (2003). The sets of dunes were classified as systems organized and superimposed in different formative pulses, taking the experiences of Araya-Vergara, (2001) and Araya (2010). The concept of allostratigraphy is used following the principles exposed by Walker (1990) and Lønne (1995). Figure 1. Types of cross section in the La Trinchera system: A = northern part; B =central part. Figure 2. Simplified sketch, showing the structure of the strand plain.

180 m

Narrow swale Swale

Beach ridge

1 m

Parabolic

Beach ridges

Barchanoid belt

Aeolian deflational and aspersional surfaces

B

A

Barchanoid belt

Rotated distal transverse dunes

Beach ridges

Aeolian deflational and aspersional surfaces

Shoreline

677

Page 55: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

2.2 Results The figures 1 and 3 show the following groups of landforms, which are mentioned sequentially according to their relative age: a) the strand plain of multiple beach ridges; b) the old parabolic and complex dunes; c) the middle parabolic; d) modern group, which contains aeolian deflational and aspersional sand sheets, rotated distal transverse dunes, barchanoid belt and foredunes with blow-outs (Table 1). Table1. Predominant sedimentological characteristics in groups of landforms

Group of landform

Textural composition

Strandplain Gravels, medium sand and soils

Old Fine sand and incipient soils

Middle Fine sand

Modern Medium and fine sand

The strand plain, as oldest unity, presents a structure in which each beach ridge re-covers partially the shoreface of the immediately former, and so successively toward the shoreline (Figure 2). The old dunes overlay directly the strand plain; they are masked, morphologically transformed and difficultly visible. The middle dunes are principally visible through their outcropped summits, because they are almost totally covered by a modern aeolian deflational and aspersional sand sheet. Their parabolic form only can be observed directly in isolated sites. The modern dunes, including the deflational- aspersional sheet, cover the bigger part of the landscape. The whole sand sea shows that the increasing of the sand mass is inversely proportional to the relative age of the dune groups. That is to say, the sand supply has been clearly bigger during the formation of the modern pulses. The analysis of cores (Figure 3) shows a recurrent presence of gravels in de base of the stratigraphic columns, coincident with the presence of beach ridges in the strand plain. Well differentiated bodies of medium and fine sands and complementary morphoscopical observations suggest that the cores represent different pulses in the formation of the sand sea. The bigger sediment thicknesses correspond to the fine sands of the modern dunes. This fact agrees with the bigger mass that these dunes show in the landscape and the inverse relationship between the age and the sand mass of the pulses in the sand sea. 3 Discussion and Comments The results of former researches can be used in order to apply models for the evolution of this sand sea. Araya-

Vergara (1989) observed three principal dune generations in Central Chile. The old dunes are foredunes, parabolic or upsiloidal and they contain soils. The middle dunes are parabolics, without soils. The modern ones are principally barchans, barchanoids and transverse. Therefore, the old systems were stabilized as deflational dunes in a period of meagre sand supply. The time elapsed between this stabilization and the birth of the middle dunes was long. So, periods of both decrepitude and sand recharge have characterized the morphogenetic sequences of these ergs. These characteristics are observed also in La Trinchera erg, where only the old system show direct relationship with the underlying beach ridge strand plain, starting likely from foredunes. Its observable sand mass is low. In exchange, the superimposed mass of the middle and modern dunes is evidently higher, represented principally by a thick set of barchanoids and transverse dunes. So, the sources of its sands are not in the beach ridges of the local strand plain, but in outer systems. Consequently, the two models studied by Orford et al. (2003) are not antithetic in order to explain the decoupling of the strand plain into the dune field in La Trinchera. The allostratigraphy and regional correlation support the model ASD for the formation of the old dune system and SSS for the construction of the middle and modern systems. References Araya-Vergara, J.F. 1989. Remnant coastal dunes and their

significance in Chilean ergs. In Second International Conference on Geomorphology Geoöko-Plus 1:15, Darmstadt

Araya-Vergara, J.F. 2001. Los ergs del desierto marginal de

Atacama, Chile. Investigaciones Geográficas, Chile 35: 27-66. Araya, C.I. 2010. Morfogénesis evolutiva y sedimentología del

sistema de dunas costeras de La Trinchera, región del Maule. Memoria de Título (Unpublished), Universidad de Chile, Escuela de Geografía: 86 p.

Carter, R.W.G. 1982. Recent variations in sea level on the north and

east coasts of Ireland and associated shoreline response. In Proceedings Royal Irish Academy, 82B: 177-187, Ireland.

Lønne, I. 1995. Sedimentary facies and depositional architecture of

ice-contact glaciomarine systems. Sedimentary Geology 98: 13-43.

Orford, J.D.; Carter, R.W.G. 1988. Shelf-coast evolution; an Irish

perspective. In Shelf Coast Interaction (van de Plasche; editor). Vrije Universiteit: 88-91, Amsterdam.

Orford, J.D.; Murdy, J.M.; Wintle, A.G. 2003. Prograded Holocene

beach ridges with superimposed dunes in north-east Ireland: mechanisms and time scales of fine and coarse sediment decoupling and deposition. Marine Geology 194: 47-64.

Otvos, E.G. 2000. Beach ridges—definitions and significance.

Geomorphology 32: 83-108. Walker, R.G. 1990. Facies modeling and sequence stratigraphy.

Journal of Sedimentary Petrology 60: 777-786.

678

Page 56: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figure 3. Geomorphological map and cores showing stratigraphy

679

Page 57: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Cronología del Último Máximo Glacial y registro del Younger Dryas en Los Andes de Santiago Mariajosé Herrera-Ossandón* 1,2, Gabriel Vargas 1,2, Sergio Sepúlveda 1,2 1Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidadde Chile. 2Centro de Excelencia en Geotermia de Los Andes, CEGA. *E-mail: [email protected] Resumen. Investigaciones en Los Andes han documentado que los avances glaciares no han sido sincrónicos y han presentado desfases relacionados a condiciones climáticas. El presente trabajo muestra resultados de un estudio geomorfológico enfocado a determinar la cronología de los estadíos glaciales en Los Andes frente a Santiago. Mediante dataciones con métodos OSL se determinaron edades entre 45Ka y 36Ka a partir de sedimentos fluvioglaciales en el sector de San Gabriel, localizado a una altitud del orden de 1200 m.s.n.m. Además, resultados radiocarbono permitieron datar unidades asociadas a un estadío glacial en el valle de la Engorda (2550 m.s.n.m.), afluente del río Volcán, en torno a los 10000 años calibrados AP. Esto último se asocia a una primera evidencia de posibles manifestaciones del YD en la vertiente occidental de Los Andes subtropicales. Keywords: Última glaciación, Cordillera de Los Andes, Santiago 1 Introducción

Las reconstrucciones geomorfológicas y glaciomorfológicas, a través de la identificación de depósitos glaciales típicos de avances de hielo como son las morrenas, junto con la datación de los materiales componentes de estos depósitos, aportan al conocimiento de la evolución geomorfológica y paleoclimática de las zonas estudiadas. Durante la Última Glaciación se detectaron globalmente varios avances y retrocesos, teniendo su máximo alcance cerca de los 21Ka durante el LGM (Last Glacial Maximum; Siegert, 2001). La transición entre el LMG y la siguiente etapa interglacial (Holoceno) ha presentado periodos de inestabilidad climática representados por avances glaciares, tanto en el Hemisferio Norte como en el Sur, correspondientes a eventos como Heinrich I, AntarcticColdReversal, YoungerDryas, entre otros. A escala del Pleistoceno tardío – Holoceno, antecedentes regionales muestran avances diacrónicos de los glaciares subtropicales respecto de los glaciares patagónicos en la vertiente occidental de la cordillera de Los Andes, en particular durante el último máximo glacial como producto de condiciones climáticas distintas (Zech et al., 2008; Denton et al., 1999). Debido a cambios extremos en los máximos estadios glaciales, y considerando un efecto latitudinal importante, deberían haberse generado eventos

de retroceso y fusión significativos de los glaciares pleistocenos que han debido tener un impacto sobre la evolución geomorfológica reciente de la cadena andina. Según Wäger (2009) y Zech et al. (2008), en los Andes Subtropicales se han presentado condiciones locales de últimos máximos glaciales (LLGM) gatillados por pulsos húmedos provenientes de la intensificación de los westerlies y por las baja generalizada de las temperaturas durante el periodo glacial. En este trabajo se aportan los primeros antecedentes geomorfológicos y geocronológicos sobre la cronología y localización de los estadios glaciales asociados a la Ultima Glaciación en Los Andes frente a Santiago. 2 Resultados 2.1 Datación de marcadores geomorfológicos Los resultados de este trabajo, obtenidos a partir de dos campañas realizadas en el Cajón del Maipo pretenden entregar los primeros datos respecto del comportamiento de los avances glaciares pleistocenos en la zona central de Chile. Las edades obtenidas a través de métodos de luminiscencia ópticamente inducida (OSL) en depósitos fluvioglaciales en el sector de la confluencia de los ríos Maipo, Volcán y El Yeso (~33° S; Figura 1), en el área de San Gabriel (1200 m.s.n.m.), indican que depósitos fluvioglaciales se formaron entre los 45 y 36 ka. Puesto que constituyen los depósitos glaciales del Pleistoceno-tardío más occidentales en la hoya hidrográfica del río Maipo, estos resultados implican que el máximo avance local de los glaciares durante la Ultima Glaciación ocurrió en forma previa al máximo global (LGM). Se reconocieron tres sistemas morrénicos en la hoya hidrográfica del río Volcán, aguas arriba de San Gabriel. Dataciones con método 14C de depósitos glaciolacustres, correspondiente a depósitos lacustres proglaciales en el valle de La Engorda, ubicados a 2550 m.s.n.m., entregaron edades calibradas en torno a los 10 ka AP (Figura 1). Estas edades son cercanas al evento conocido como Younger Dryas, el cual caracterizó un reavance de los hielos en el Hemisferio Norte durante el periodo de la deglaciación, en

680

Page 58: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

torno a los 11 ka AP. 3 Conclusiones En este trabajo se evidenciaron dos estadios glaciales. El Sistema Glacial de San Gabriel, el cual fue datado en torno a los 45-36 ka AP, corresponde al máximo avance durante la Ultima Glaciación pleistocena en la cordillera andina frente a Santiago. Este avance es concomitante con otros reportados en la región subtropical de la vertiente occidental andina por Zech et al. (2008). Un segundo estadio fue deducido a partir del Sistema Glacial de La Engorda, con una edad mínima en torno a los 10 ka AP. Este podría corresponder a las primeras evidencias en la región del evento conocido globalmente como Younger Dryas. La cronología de los estadios deducidos a partir de los sistemas glaciales del área de estudio, respecto de otros reportados a lo largo de Los Andes, sugiere un control climático local durante el Plesitoceno.

Agradecimientos Este trabajo fue realizado gracias al Centro de Excelencia de Geotermia de Los Andes (CEGA), proyecto Fondap 15090013. Referencias Denton, G.H., Heusser, C.J., Lowell, T.V., Moreno, P.I., Andersen,

B.G., Heusser, L.E., Schlûchter, C., Marchant, D.R. (1999). Interhemispheric linkage of paleoclimate during the last glaciation.Geogr. Ann., 81 A (2): 107-153.

Siegert, M. 2001. Ice sheets and late quaternary environmental

change.Ed. John Wiley & Sons.Chichester.248 pp. Wäger, P. (2010). Glacier - climate modeling in Las Leñas, Central

Andes of Argentina. Master’s Thesis.Faculty of Science, University of Bern.135 pp.

Wanner, H., Beer, J., Butikofer, J., Crowley, T.J., Cubasch, U.,

Fluckiger, J., Goosse, H., Grosjean, M., Kaplan, J.O., Kuttel, M., Muller, S.A., Prentice, I.C., Solomina, O., Stocker, T.F., Tarasov, P., Wagner, M., Widmann, M., 2008.Mid-to Late Holocene climate change: an overview. Quaternary Science Reviews, 1-38.

Zech, R., May, J., Kull, C., Ilgner, J., Kubik, P., Veit, H. (2008).

Timing of the late Quaternary glaciation in the from 15º to 40º S. Journal of the Quaternary Science 23 (6-7) 635-647.

681

Page 59: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura1. Cronología de los sistemas glaciales del Valle del Volcán en el sector de San Gabriel (45-36 ka) y La Engorda (ca. 10 ka).

682

Page 60: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Cambios geomorfológicos en el litoral generados por el terremoto y tsunami del 27 de febrero de 2010 y marejadas posteriores Jorge Quezada*, Edilia Jaque, Alfonso Fernández, Ar turo Belmonte, Carolina Martínez Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile * E-mail: [email protected] Resumen. El terremoto y tsunami del 27 de febrero de 2010 provocaron cambios morfológicos significativos en el litoral. El alzamiento cosísmico en la región del Biobío (36°S-38,4°S) provocó la emersión de la plataforma de abrasión marina, ensanchamiento de playas, y disminución de la profundidad de los ríos en su desembocadura. Efectos opuestos ocurrieron entre las regiones de Valparaíso y Maule (33°S-36°S) que experimentaron subsidencia. El tsunami removió gran parte de las arenas litorales; las playas y barras litorales quedaron con menor extensión. Posteriormente el oleaje normal y marejadas de 2010 y 2011, redepositaron estas arenas sueltas en el litoral, reconstruyéndose las playas y barras litorales hasta un estado de equilibrio similar al que había antes del terremoto. Palabras Claves: Terremoto, tsunami, marejada, cambios 1 Introducción El 27 de febrero de 2010 ocurrió un terremoto Mw=8,8 que afectó el centro sur Chile entre Valparaíso y el sur de la Isla Mocha (33°S-38,6°S). Producto del deslizamiento interplaca, se generaron alzamientos y subsidencias. Las zonas de alzamiento generaron un ensanchamiento de la plataforma de abrasión marina y las playas, así como un desecamiento de los ríos y humedales, mientras que la subsidencia provocó efectos contrarios. El tsunami removió volúmenes importantes de la arena litoral y sublitoral depositándolas sobre la planicie litoral o las removió desde las playas que quedaron con menor extensión. En varios recorridos del área de ruptura entre los años 2010 y 2012, se pudo observar una rápida evolución del relieve ya que las marejadas posteriores redepositaron las arenas que quedaron sueltas. El presente trabajo tiene por objetivo describir y explicar tales cambios, que provocaron un cambio súbito del paisaje, comparándose fotografías tomadas antes y después del terremoto, así como después de las marejadas y réplicas importantes que también provocaron alzamientos adicionales. 2 Terrenos marzo 2010-abril 2010 Una campaña de terreno fue realizada en el área de ruptura entre Cartagena (33,5°S) y la Isla Mocha (38,4°S). Los cambios más notables debido a los movimientos

cosísmicos verticales ocurrieron en la Península de Arauco e Isla Santa María (37,1ºS-37,9ºS). Debido a su mayor cercanía a la fosa, experimentó alzamientos de ~2m. Este alzamiento produjo una emersión generalizada de la plataforma de abrasión marina fosilizando los acantilados costeros y pereciendo la biota intermareal (Fig. 1). En Lebu, Tubul y Llico, el retroceso de la línea litoral formó playas nuevas o ensanchó las existentes (Figs. 2 y 3). El humedal de Raqui-Tubul experimentó un desecamiento y el río Lebu quedó casi seco. Otras zonas con alzamiento menor a un metro también evidenciaron cambios importantes. Las playas del borde oriental del Golfo de Arauco se ensancharon así como aquellas situadas al sur de la Península de Arauco como Quidico (38,2°S) y Tirúa (38,4°S), en esta localidad, el río quedó con menor caudal. Efectos similares se observaron en las penínsulas de Hualpén y Tumbes (36,8°S). La desembocadura del río Biobío quedó mas seca y totoras quedaron sin agua. Entre Bucalemu (34,4ºS) y Constitución (35,3ºS), ocurrió una subsidencia cercana a un metro. La playa de Bucalemu había desaparecido casi por completo y un arco de madera que unía dos rocas bajo la playa, quedó después sobre agua del mar (Fig. 4). En Llico (no el mismo de Arauco, 34, 7ºS), el tsunami penetró hacia el lago Vichuquén que subió de nivel debido a la subsidencia cosísmica, evidenciada por la sumersión de raíces de árboles, vegetación arbustiva y patizales. Más al sur, la playa de Duao (34,9°S) desapareció por completo en algunas partes llegando el mar hasta los muros protectores. Uno de los cambios más notables es la desaparición de la barra del río Mataquito (35°S). Esta barra se extendía 8 km hacia el norte por el litoral desde el eje del río, el cual desemboca en la localidad de La Pesca. (Fig. 5). Esta barra en su extremo sur tenía dunas de alturas mayores a 4 m. Debido a la subsidencia litoral y la remoción de las arenas por el tsunami, la barra fue sumergida, permaneciendo sólo donde había dunas más altas y todo el litoral donde estaba la barra quedó expuesto al oleaje marino (Figs. 5 y 6). Un efecto similar ocurrió en la desembocadura del río Huenchulami donde formaba un humedal en La Trinchera (35,1°S). Luego del terremoto, la barra litoral desapareció, el humedal se ensanchó y el agua salada cubrió bosques de pinos y eucaliptus que perecieron. En Constitución (35,3°S), la subsidencia de 40 cm provocó un aumento de la altura del río Maule, disminuyendo la superficie de la Isla Orrego cubriendo los eucaliptus ribereños debido a la influencia del agua salobre.

683

Page 61: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 1. Cambios en la Isla Santa María (37,1°S) antes y después del terremoto. Arriba: Caleta Hernández, la emersión de la plataforma de abrasión marina es evidente. Abajo: Puerto Sur con playa ensanchada después del terremoto.

Figura 2. Cambios morfológicos en Tubul (37,2°S). Luego del retroceso de 200 m del mar, se formó una laguna costera que fue cubierta por arenas depositadas por marejadas de 2010. Para febrero de 2012, el área de la laguna es menor y vegetación herbácea cubre la playa. Con respecto a los efectos del tsunami, la superficie de las playas quedaron planas y depósitos de tsunami arenosos fueron comunes. La mayoría de las playas tienen arenas basálticas pesadas negras y no fueron transportadas a gran distancia, por el contrario, en Topocalma (34°S) las arenas claras más silíceas y livianas, fueron transportadas más de 2 km aguas arriba del río, cubriendo casi por completo un humedal y la base de un bosque de eucaliptos con una potencia métrica. La enorme energía del tsunami arrancó por completo grandes árboles de pinos y eucaliptus en Topocalma, Constitución, Iloca, La Trinchera, Dichato y Tirúa entre otras localidades. El impacto del tsunami contra acantilados costeros al sur de Constitución y Tirúa, tuvo un efecto salpicadura alcanzando el agua alturas mayores a 20 m destruyendo la vegetación y depositando escombros. En la Isla Mocha (38,3°S), el tsunami se propagó de norte a sur y en el extremo norte, el agua llegó hasta una altura de 21 m y a más de 300 m por la planicie litoral arrastrando bloques de arenisca de varios m de diámetro y toneladas de peso. En general, el paso del agua

salada arrastró o mató vegetación arbórea, arbustiva y herbácea quedando con inclinación tierra adentro. Los ríos fueron un conducto de penetración del tsunami hacia el interior por varios kilómetros y el principal efecto fue la remoción y mortandad de la vegetación ribereña. En el río Maule, el tsunami penetró más de 10 km, favorecido por la subsidencia litoral.

Figura 3. Llico (37,2°S). a) Antes del terremoto el agua cubría 2/3 del muelle de desembarco y llegaba hasta la barrera. b) 17-3-2010. El mar se retira y quedaron escombros por el tsunami y una pequeña playa. c) 4-4-2011. Luego de las marejadas de 2010, se depositaron arenas y quedó la playa mucho más grande. d) 5-1-2010. Luego del período de mayores réplicas hasta abril de 2010, hubo una pequeña subsidencia postsísmica. e) 4-4-2011. Se puede notar el volumen de arenas silíceas depositadas que casi cubre el muelle. 3 Terrenos octubre de 2010- abril de 2012 Algunas localidades específicas fueron visitadas nuevamente entre octubre 2010 y abril de 2012, algunas varias veces. Bucalemu fue visitada en Octubre de 2010 y se pudo observar que la playa había sido reconstruida al mismo nivel que antes y al menos 1,2 m de arena (basáltica), se había depositado cubriendo nuevamente la base del arco (Fig. 4). En esa fecha, la barra del río Mataquito se estaba reconstruyendo y para abril de 2011, se había formado nuevamente y se acresionó al litoral formando una playa con ancho de 200 m en La Pesca (Figs. 5 y 6). El río Mataquito desemboca atravesando la barra más al sur que antes. Algunas arenas de playa cubrieron nuevamente los relictos de vegetación terrestre ribereña sumergida por la subsidencia cosísmica. La barra del río Huenchulami se había vuelto a formar y algunas arenas cubrieron parte del humedal ensanchado después del terremoto. Un año después del terremoto, los pinos de La Trinchera y eucaliptus de la Isla Orrego estaban totalmente secos y dos años después del terremoto, los eucaliptus situados más al interior de la Isla Orrego tenían un nuevo crecimiento de hojas. Las marejadas de Junio de 2010 erosionaron una parte de la Playa Escuadrón (37°S) y en Llico (sur del Golfo de Arauco 37,2°S), se depositaron 1,5 m de arenas (silíceas), formando una nueva playa de 20 m de ancho que casi cubrieron el muelle que había quedado seco debido al alzamiento cosísmico de (Fig. 3).

684

Page 62: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

El 2 de enero de 2011, se produjo una réplica Mw=7,1 en el área de Tirúa-Isla Mocha (38,4°S), visitándose esa zona el 20 de enero de 2011 reconociéndose un aumento del caudal del río Tirúa que evidencia una subsidencia de 15 cm y un alzamiento de 50 cm en la Isla Mocha que duplicó al de 2010. En esta isla, se produjo un ensanchamiento generalizado de la plataforma de abrasión marina muriendo más biota intermareal que en 2010. El 25 de marzo de 2012 se produjo otra réplica Mw=7,1 cerca de Constitución. Se visitó esa zona el 10 de abril, evidenciándose un pequeño alzamiento menor a 10 cm en esa localidad, el agua llega más abajo en los eucaliptus sumergidos en su base en la Isla Orrego y los pescadores notaron después menor profundidad en el río Maule que dificultó un poco la navegación. No se reconocieron cambios en la zona de la Trinchera, barra del río Mataquito, La Pesca, Iloca y Duao, visitados también ese día, así como un año atrás. 4 Discusión y conclusión Las observaciones de terreno repetitivas en localidades determinadas del litoral afectadas por el terremoto y tsunami del 27 de febrero de 2010, evidencian una rápida modificación del paisaje. Los alzamientos y subsidencias generaron cambios que permanecerán en las próximas dos décadas por lo menos ya que la recuperación intersísmica es lenta. El litoral de la Región del Biobío (36°S-38,4°S) experimentará una lenta subsidencia, las playas se volverán más estrechas, la mayor parte de la plataforma de abrasión marina volverá a sumergirse, la profundidad en la desembocadura de los ríos volverá a aumentar y los humedales podrán volver a expandirse. Por el contrario, la mayor parte del litoral entre las regiones de Valparaíso y Maule (33°S-38,4°S) que tuvo subsidencia cosísmica, experimentará alzamiento intersísmico lo que provocará un lento ensanchamiento de las playas y una disminución de la profundidad en la zona de desembocadura de los ríos. La rápida sedimentación en el litoral después del terremoto ocurrió hasta abril de 2011, ya que al visitar los mismos lugares un año más tarde, no experimentaron cambios importantes con la excepción de Tubul donde la laguna costera experimenta cambios morfológicos estacionales y la playa se cubrió con vegetación herbácea terrestre. Las arenas litorales y sublitorales removidas por el tsunami quedaron sueltas con poca compactación de modo que el oleaje normal y sobre todo las marejadas sucesivas, las retransportaron hacia las playas. Es notable el volumen de arenas depositadas entre marzo de 2010 y abril de 2011 en Llico (37,2°S), y en Bucalemu entre abril y octubre de 2010, donde la playa fue reconstruida nuevamente con una potencia superior a un metro. La reconstrucción de la barra del río Mataquito y su acresión al litoral en La Pesca (Figs. 5 y 6), evidencia también la remoción de la arena depositada por el tsunami por la corriente fluvial y deriva litoral hacia el norte. En síntesis, el tsunami provocó una rápida remoción y sedimentación que es una condición en desequilibrio y el

oleaje normal y marejadas, las redepositaron hasta un nuevo equilibrio similar al que existía antes del terremoto.

Figura 4. Bucalemu: a) 2007: no hay agua en la base del arco. b) y c) 14-4-2010, marea baja. d) 16-10-2010. La arena cubre casi en su totalidad la roca de las fotos b y c.

Figura 5. Evolución de la barra del río Mataquito. La flecha indica la desembocadura.

Figura 6. Cambios del paisaje en La Pesca. Izquierda: 13-4-2010, derecha. 10-4-2012.

685

Page 63: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Sphenolithus heteromorphus: impacto en las correlaciones cronoestratigráficas entre los campos Orocual, Chaguaramal y Cotoperí, Área Norte de Monagas, Cuenca Oriental de Venezuela Ana Cristina Puerta*, Livia Maita Quintana PDVSA Exploración Oriente, Gerencia de Laboratorios y Nucleotecas, Laboratorio Geológico Oriente, Av. Igor Rodríguez, Refinería El Chaure, Apdo. Postal: 6014, Guanta, Estado Anzoátegui, Venezuela. *E-mail: [email protected] [email protected] Resumen. Se presenta un estudio bioestratigráfico mediante nanofósiles calcáreos, en muestras de canal procedentes de los pozos A, B y C (Campos Orocual, Chaguaramal y Cotoperí) del área Norte de Monagas. El objetivo de este estudio fue definir la cronoestratigrafía de la Formación Carapita y su correlación, usando como datum el nanomarcador Sphenolithus heteromorphus. La columna estratigráfica esta representada de base a tope por las siguientes unidades litoestratigráficas formales: San Antonio y San Juan (Cretácico), Vidoño (Paleoceno), Caratas (Eoceno medio), Los Jabillos, Areo, Merecure y Carapita (Oligoceno), Carapita (Mioceno temprano / Mioceno medio), La Pica (Mioceno tardío) y Mesa / Las Piedras (Plio - Pleistoceno). La Formación Carapita constituye la roca sello por excelencia, mientras que las formaciones Merecure y los Jabillos representan las rocas reservorio en el área de estudio. Los resultados permitieron definir la cronoestratigrafía (Oligoceno – Mioceno Medio), integrada de base a tope por las zonas de Martini 1971 (calibradas con la escala de tiempo de Ogg et al, 2008): NP24 (26.57 Ma), NP25 (23.15 Ma), NN1 (22.82 Ma), NN2 (18.28 Ma), NN3 (17.95 Ma), NN4 (14.91 Ma), NN5 (13.52 Ma) y NN6 (11.90 Ma). Estas zonaciones basadas en nanofósiles se corresponden con sus equivalentes definidas por foraminíferos pláncticos.

Palabras clave: nanofósiles calcáreos, Bioestratigrafía, cronoestratigrafía, Formación, Zonación. 1 Introducción El Sphenolithus heteromorphus es un nanofósil marcador importante dentro de la cronoestratigrafía de la Cuenca Oriental de Venezuela, de gran utilidad tanto en las correlaciones litoestratigráficas como cronoestratigráficas puesto que define el tope de la Zona NN5 (Martini, 1971) del Mioceno medio correspondiente a 13.52 Ma. (Ogg et al., 2008). Se presenta un estudio bioestratigráfico mediante nanofósiles calcáreos, en muestras de canal procedentes del pozo A (Campo Orocual) y su correlación con los pozos B y C (Campos Chaguaramal y Cotoperí), la del Área Norte de Monagas. La ubicación geográfica y la columna estratigrafica del área de estudio se pueden observar en las Figuras 1 y 2 respectivamente.

Figura 1. Ubicación Geográfica. Tomado y modificado de PEP Cotoperí.

CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELACUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA

ANZOATEGUI ANZOATEGUI (NE)(NE)

MONAGAS MONAGAS (N)(N)

ALUVIONESALUVIONES

MESAMESA

LAS PIEDRASLAS PIEDRAS

EDADESEDADES

PLEISTOCENOPLEISTOCENO

PLIOCENOPLIOCENO

MM

II

OO

CC

EE

NN

OO

RECIENTERECIENTE

TardTardííoo

NARICUALNARICUAL

MedioMedio

Temp.Temp.

CCUUAATTEERRNNAARRIIOO

CC

EE

NN

OO

ZZ

OO

II

CC

OO

MM

EE

SS

OO

ZZ

OO

II

CC

OO

CC

RR

EE

TT

AA

CC

II

CC

OO

EE

OO

CC

EE

NN

OO

LA LA PICAPICA

MORICHITOMORICHITO

CAPIR

ICUAL

CAPIR

ICUAL

Uchirito

Uchirito

CapayaCapaya

AreoAreoLos Los JabillosJabillos

TinajitasTinajitas

CARATASCARATAS

VIDOVIDOÑÑOO

SAN JUANSAN JUAN

SAN ANTONIOSAN ANTONIO

QUERECUALQUERECUAL

CHIMANACHIMANA

El CantilEl Cantil

SS

AA

NN

TT

AA

AA

NN

II

TT

AA

GG

UU

AA

YY

UU

TT

AA

SSUUCCRREE

CARAPITACARAPITA

RevoltijoRevoltijoSalomSalomóónn

San MateoSan Mateo

TardTardííoo

MedioMedio

Temp.Temp.

PALEOCENOPALEOCENO

OLIGOCENOOLIGOCENO

MaestrichMaestrich--tiensetiense

CampaCampa--nienseniense

SantoSanto--nienseniense

ConiaConia--cienseciense

TuroTuro--nienseniense

CenomaCenoma--nienseniense

AlbienseAlbiense

AptienseAptiense

CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELACUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA

ANZOATEGUI ANZOATEGUI (NE)(NE)

MONAGAS MONAGAS (N)(N)

ALUVIONESALUVIONES

MESAMESA

LAS PIEDRASLAS PIEDRAS

EDADESEDADES

PLEISTOCENOPLEISTOCENO

PLIOCENOPLIOCENO

MM

II

OO

CC

EE

NN

OO

RECIENTERECIENTE

TardTardííoo

NARICUALNARICUAL

MedioMedio

Temp.Temp.

CCUUAATTEERRNNAARRIIOO

CC

EE

NN

OO

ZZ

OO

II

CC

OO

MM

EE

SS

OO

ZZ

OO

II

CC

OO

CC

RR

EE

TT

AA

CC

II

CC

OO

EE

OO

CC

EE

NN

OO

LA LA PICAPICA

MORICHITOMORICHITO

CAPIR

ICUAL

CAPIR

ICUAL

Uchirito

Uchirito

CapayaCapaya

AreoAreoLos Los JabillosJabillos

TinajitasTinajitas

CARATASCARATAS

VIDOVIDOÑÑOO

SAN JUANSAN JUAN

SAN ANTONIOSAN ANTONIO

QUERECUALQUERECUAL

CHIMANACHIMANA

El CantilEl Cantil

SS

AA

NN

TT

AA

AA

NN

II

TT

AA

GG

UU

AA

YY

UU

TT

AA

SSUUCCRREE

CARAPITACARAPITA

RevoltijoRevoltijoSalomSalomóónn

San MateoSan Mateo

TardTardííoo

MedioMedio

Temp.Temp.

PALEOCENOPALEOCENO

OLIGOCENOOLIGOCENO

MaestrichMaestrich--tiensetiense

CampaCampa--nienseniense

SantoSanto--nienseniense

ConiaConia--cienseciense

TuroTuro--nienseniense

CenomaCenoma--nienseniense

AlbienseAlbiense

AptienseAptiense

Figura 2. Columna Estratigráfica Generalizada del Área. (Tomado y modificado de: Léxico Estratigráfico de las Cuencas Petrolíferas de Venezuela)

686

Page 64: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

2 Metodología de trabajo, Resultados 2.1 Metodología de trabajo 1. Se inició con la búsqueda, revisión e integración de datos bioestratigráficos disponibles, donde se tomaron en cuenta los siguientes criterios: • Tipo de muestras (núcleos, núcleos de pared y ripios o

canal). • Tipo de análisis bioestratigráfico (nanoplancton

calcáreo, foraminíferos calcáreos). • Densidad de muestreo (igual o menor a 100 pies, entre

100 y 200 pies, igual o mayor a 200 pies). 2. Se realizó el análisis bioestratigráfico de los pozos, Luego la integración bioestratigráfica de los resultados. 3. Finalmente, se elaboraron la carta floral y la correlación bioestratigráfica. 2.2 Resultados Obtenidos Los resultados del análisis de nanofósiles permitieron definir la cronoestratigrafía de la Formación Carapita de edad Terciario, integrada de base a tope por las zonas de Martini 1971 (calibradas con la escala del tiempo de Ogg et al, 2008): NP24 (26.57 Ma) definida por el nanomarcador Sphenolithus distentus, NP25 (23.15 Ma) por Reticulofenestra bisecta correspondientes al Oligoceno; zona NN1 (22.82 Ma) basada en la presencia conjunta de Cyclicargolithus abisectus y Clausicoccus subdistichus, NN2 (19.20 Ma) por Sphenolithus belemnos y Sphenolithus disbelemnos, NN3 (17.95 Ma) por Sphenolithus belemnos del Mioceno temprano; zona NN4 (14.91 Ma) por la presencia de Helicosphaera ampliaperta, del Mioceno temprano a Mioceno medio; y las zonas NN5 (13.52 Ma) por Sphenolithus heteromorphus y NN6 (11.90 Ma) por Cyclicargolithus floridanus y Helicosphaera euphratis, del Mioceno medio. Estas zonaciones basadas en nanofósiles se corresponden con sus equivalentes definidas por foraminíferos pláncticos. Las asociaciones de foraminíferos bénticos permitieron establecer la máxima paleobatimetría (batial medio a inferior) en la parte basal de la Formación Carapita (Mioceno temprano) estos datos son de importancia en las correlaciones estratigráficas, ya que corresponde al punto de máxima inundación marina (MFS) dentro de la columna estratigráfica (aproximadamente 17.95 Ma, Ogg et al., 2008).

3 Discusión de resultados Se presenta una síntesis cronoestratigráfica obtenida a partir de la revisión, validación, análisis e interpretación

bioestratigráfica de 3 pozos pertenecientes a los campos productores de hidrocarburos de la Cuenca Oriental de Venezuela (Campos Orocual, Chaguaramal y Cotoperí) con la finalidad de definir la cronoestratigrafía de la Formación Carapita y su correlación, usando como datum el nanomarcador Sphenolithus heteromorphus (Figura 3), contribuir con la identificación y documentación de nuevas localizaciones que permitan incorporar reservas de hidrocarburos a la base de recursos de exploración y producción; incrementar el éxito de la perforación exploratoria futura en el área y documentar el sistema petrolífero de los proyectos asociados. Este bioevento se utilizó en correlaciones geológicas en el subsuelo a escala regional, a fin de definir y unificar la cronoestratigrafía bajo los mismos criterios geológicos, homologando de este modo la nomenclatura estratigráfica del Área Norte de Monagas, lo cual constituye un aporte importante para estimar espesores de zonaciones y topes formacionales, disminuyendo así, el riesgo exploratorio y maximizando la confiabilidad en el seguimiento operacional de pozos.

References Aubry, M. (1988). Manual de nanoplancton calcáreo del cenozoico.

Tomos 1, 2, 3, y 4. Blow, W. H. (1979). Globigerinidae del Cenozoico, un estudio de la

morfología, taxonomía, relación evolutiva y la distribución estratigrafica de algunos globigerinidae (principalmente globigerinacea). Leiden: E. J. Brill, 1979. 3 Vol.

Bolli, H. M., Saunders, J. B., Perch-Nielsen, K. (1985). Estratigrafía

plánctica. Cambridge University Press, Cambridge. Bown, P. (2000). Bioestratigrafía de Nanofósiles Calcáreos. pp 225-

241. Lexico Estratigrafico de Venezuela (2004). En: Código Estratigráfico

de las Cuencas Petroleras de Venezuela. PDVSA, Intevep. Versión Digital (2008). http//www.pdv.com/lexico.

Martini, E. (1971). Zonación de Nanoplancton Calcáreo del Terciario

y Cuaternario. En: Farinacci, A. (Ed.), Tomado de la segunda conferencia planctónica, Roma 1970. Edizioni Tecnoscienza, Roma, 2, 739-785.

Ogg, J. G., Ogg, G. and Gradstein, F.M (2008).14. Periodo Neogeno en: la Escala del Tiempo Geológico concisa. Cambridge University Press. P 139-14

Rodriguez, O., De Cabrera, S., Vasquez, J., Espín, M. (2003).

Estudio Estratigráfico del Pozo (CHL-6). Informe Interno PDVSA.

Rodriguez, O., (2001). Estudio Bioestratigráfico (Nanoplancton

Calcáreo) del Pozo (COT-1X). Informe Interno PDVSA

687

Page 65: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 3. Correlación Cronoestratigráfica a nivel de la Formación Carapita (Pozos A, B y C), Área Norte de Monagas.

688

Page 66: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Late Paleozoic limestones tracked paleo pole wander path: evidence from Western Gondwana. Eduardo A. Rossello*, Oscar R. López-Gamundí**, Aug usto Rapalini* and Eric Tohver*** *CONICET- FCEN, Universidad de Buenos Aires, Pab. II, Ciudad Universitaria, 1425 Buenos Aires, Argentina. **P1C Consultants, Houston, Texas, USA. ***School of Earth and Environment, University of Western Australia - M004, 35 Stirling Hwy, Crawley, 6009 Australia *E-mail: [email protected] Abstract. As ice centres migrated across the Gondwana supercontinent during the Late Paleozoic, so did climatically-sensitive deposition. The apparent polar wander path is therefore the first order control of such migration. The Gondwanan Icehouse Period (also known as the Late Paleozoic Ice Age) spanned between the mid-Carboniferous and Early Permian waning by the early Late Permian. Early postglacial sea-level rise favoured transgressions of previously ice-covered coastal areas and creation of accommodation space with potential for anoxic events in the newly inundated shelves and peat-forming conditions favoured by rapid water table rise in updip positions in the basin. This postglacial climatic amelioration, evidenced by dropstone-free postglacial mudstones and coals, was continued, in some shallow marine basin margins where clastic sediment input was minimal, by conditions favourable to carbonate precipitation. A significant number of exposures of Late Paleozoic limestones have been identified along the paleo-Pacific margin of western Gondwana. Recent biostratigraphic and paleomagnetic studies allow now to better constrain the age and paleolatitudinal position of these limestones, suggesting that these deposits, like glacial deposits and the subsequent, fine-grained, postglacial transgressive deposits, track the APWP. Keywords: Late Paleozoic, limestones, paleo pole wandering, Western Gondwana. 1 Introduction The There is a long standing controversy on the precise track of the Gondwana apparent polar wander path (APWP) for the Late Carboniferous through Permian times. An indirect way to validate this path is to analyze the areal distribution and age of postglacial limestones. As ice centres migrated across the Gondwana supercontinent during the Late Paleozoic, so did climatically-sensitive deposition. The APWP is therefore the first order control of such migration (Crowell, 1978). The Gondwanan Icehouse Period (also known as the Late Paleozoic Ice Age, LPIA) spanned between the mid-Carboniferous and Early Permian waning by the early Late Permian.

Early postglacial sea-level rise favoured transgressions of previously ice-covered coastal areas and creation of accommodation space with potential for anoxic events in the newly inundated shelves and peat-forming conditions favoured by rapid water table rise in updip positions in the basin (López-Gamundí, 2010). This postglacial climatic amelioration, evidenced by dropstone-free postglacial mudstones and coals, was continued, in some shallow marine basin margins where clastic sediment input was minimal, by conditions favourable to carbonate precipitation. Carbonate sedimentation is generally restricted to warmer, mid latitude to equatorial environments, given the increased solubility of bicarbonate in cooler water. A significant number of exposures of Late Paleozoic limestones have been identified along the paleo-Pacific margin of western Gondwana. Recent biostratigraphic and paleomagnetic studies allow better constraints on the age and paleolatitudinal position of these limestones, suggesting that these deposits, like glacial deposits and the subsequent, fine-grained, postglacial transgressive deposits, track the apparent polar wander path. 2 Late Paleozoic limestones occurences The key occurrences of Late Paleozoic limestones along the paleo-Pacific margin of Gondwana are, from north to south (present coordinates); 1) the Tarma Group (Madre de Dios basin, Perú), Late Carboniferous; 2) the Copacabana Fm. (Lago Titicaca, Beni river, Bolivia), Carboniferous (Ottone et al., 1998); 3) the Salar del Rincón Fm. (Puna, Salta), Carboniferous (López Gamundí & Rossello, 1993); 4) the La Puerta Fm. (Frontal Cordillera, San Juan), Early Permian (Ottone & Rossello, 1986); 5) the Las Placetas Fm (Chile), Early Permian (Gutiérrez, 2006), and 6) the Tarlton Limestone (Chile) of Late Carboniferous to Early Permian age (Hervé et al., 2002). Although the LPIA was a continuous process, this glacial age can be subdivided into three distinct episodes (López-Gamundí, 1997). An earlier, short-lived Glacial Episode I occurred in the Late Devonian–earliest Carboniferous and was confined to central and northern South America. Glacial Episodes II and III left

689

Page 67: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

a more extensive glacial record from mid Carboniferous and the Late Carboniferous–Earliest Permian, respectively. 3 Discussion and Conclusion The Late Paleozoic limestones analyzed herein seem to be related to the Glacial Episodes II and III (fig. 1). Thus, carbonate deposition took place along the westernmost Gondwana in the Late Carboniferous (i.e. Tarma and Copacabana Fms) after Glacial Episode II ceased in those regions and glacial conditions still prevailed in the central portions of western Gondwana (i.e. Parana and Karoo basins).

Figure 1. Figure captions are placed below the figure. Gondwana`s reconstruction showing the paleopole position for the Late Carboniferous (left) and Early Permian (right) and the occurrence of limestones. (Modified from www.scotese.com). Numbers show positions of limestone outcrops. PB: Paraná Basin, KB: Karoo Basin. As Western Gondwana drifted to lower latitudes, improved climatic conditions favoured carbonate sedimentation in shallow marine settings in regions adjacent to the previously glaciated Parana and Karoo basins (fig. 1). The general, migrating trend of climatically-sensitive deposits like the Late Paleozoic limestones of western Gondwana is consistent with the paleopole positions suggested by Tomezzoli (2009). There is a long standing controversy on the precise track of the Gondwana APWP for

the Late Carboniferous-Permian. To a large extent this is based on paleomagnetic poles coming from South America (e.g. Rapalini et al. 2006; Tomezzoli, 2009; Brandt et al., 2009; Domeier, 2011). Traditionally a long APWP with a major loop in the Early Permian was accepted by most authors. However, a recent high quality paleomagnetic pole from the Santa Fe Group in Brazil calls into question the validity of the accepted path (Brandt et al., 2009). This is illustrated in fig. 2 in which both alternatives are represented by the Earliest Permian (ca. 290 Ma) paleomagnetic pole position for South America by Brandt et al. (2009) and Tomezzoli and Vilas (1999).

Figure 2. Paleomagnetically controlled reconstruction of the South American continent according to Early Permian paleomagnetic poles of ca. 290 Ma. a) Taken from Brandt et al. 2009, b) taken from Tomezzoli and Vilas, 1999.

690

Page 68: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

The Brandt et al. (2009) results suggest a much higher paleolatitudes for that brief interval, which is less consistent with the distribution of limestone outcrops indicative of carbonate sedimentation at middle to low latitudes (i.e. less than 45°). Two possibilities can be considered: first, the carbonate rocks are allochthonous with respect to the Panthalassan margin of western Gondwana, having been deposited at lower latitudes and then accreted to the active margin of Gondwana; or second, the Brandt et al. (2009) paleomagnetic data do not accurately reflect the paleogeographic position of Gondwana at in Permo-Carboniferous times. Acknowledgements We acknowledge partial support from the Buenos Aires University and CONICET. References Brandt, D., Ernesto, M., Rocha-Campos, A.C., and dos Santos, P.R.,

2009. Paleomagnetism of the Santa Fé Group, central Brazil: Implications for the late Paleozoic apparent polar wander path for South America. Journal of Geophysical Research, 114, B02101, doi:10.1029/2008JB005735.

Crowell, J.C., 1978. Gondwana glaciation, cyclothems, continental

positioning and climate change: American Journal of Science, 278, 1345–1372.

Domeier, M., Van der Voo, R., Tohver, E., Tomezzoli, R.N., Vizán,

H., Torsvik, T.H., and Kirshner, J.A., 2011. New Late Permian Constraint on the Apparent Polar Wander Path of Gondwana. Geochemistry Geophysics Geosystems, 12.

Hervé, F., Bradshaw, J., and Pankhurst, R., 2002. Low-grade Early

Permian (?) metasedimentary complexes at the western entrance of the Strait of Magellan, Southern Chile. In: 5th International Symposium on Andean Geodynamics 299-302. Toulouse, France.

Gutiérrez, P. (ed.), 2006. Léxico Estratigráfico de la Argentina.

Pérmico. Vol VII, Serie Didáctica y Complementaria B, 28. López-Gamundí, O.R., 1997, Glacial-postglacial transition in the late

Paleozoic basins of southern South America. In Martini, I.P., ed., Late Glacial and Postglacial Environmental Changes, Quaternary, Carboniferous–Permian and Proterozoic, Oxford University Press, 147–168. Oxford, UK.

López-Gamundí, O.R., 2010. Transgressions related to the demise of

the Late Paleozoic Ice Age: Their sequence stratigraphic context. In: O. López-Gamundí and L. Buatois (eds) Late Paleozoic Glacial Events and Postglacial Transgressions in Gondwana: Geological Society of America Special Paper 468, 1–35.

López-Gamundí, O.R. and Rossello, E.A., 1993. La Fase Atacama y

los movimientos intracarboníferos en las cuencas Neopaleozoicas del oeste de Argentina. In: 12º Congreso Geológico Argentino-2º Congreso de Hidrocarburos Actas 3, 100-106. Mendoza, Argentina,

Ottone, E.G. and Rossello, E.A., 1996. Palinomorfos pérmicos de la

Formación La Puerta, Cordillera Frontal, Argentina. Ameghiniana (Buenos Aires), Nota Paleontológica. 33 (4), 453-455.

Ottone, E.G., Rossello, E.A., Simanauskas T., and Vachard, D., 1998.

Palaeontology and biostratigraphy of the Late Palaeozoic Copacabana Group at the Angosto del Beu, Bolivia. Ameghiniana (Buenos Aires), 35 (1), 87-96.

Rapalini, A.E., Fazzito, S., and Orué, D., 2006. A new Late Permian

paleomagnetic pole for stable South America: the Independencia Group, Eastern Paraguay. Earth, Planets and Space. 58, 1247-1253.

Tomezzoli, R.N., 2009. The apparent Polar Wander Path for South

America during the Permian-Triassic. Gondwana Research, 15, 209 – 215.

Tomezzoli, R.N. and Vilas, J.F., 1999. Paleomagnetic constraints on age

of deformation of the Sierras Australes thrust and fold belt, Argentina. Geophysical Journal International, 138, 857-870.

691

Page 69: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Los depósitos eólicos finos de la cuenca del Colora do al sur del paralelo 39°, provincias de Río Negro, La P ampa y Buenos Aires, Argentina Mariela Etcheverría*, Alicia Folguera, Leonardo Esc osteguy y Adelma Bayarsky Servicio Geológico Minero Argentino, Julio A. Roca 651 P. 10 Of.10, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina. * E-mail: [email protected]

Resumen. En cercanías de los valles inferiores de los ríos Colorado y Negro, Patagonia Argentina existen depósitos eólicos que cubren a antiguas planicies aluviales muy disectadas. Sus características texturales y mineralógicas permitieron determinar que la composición es volcánico-piroclástica y diferenciar en la región tres zonas (occidental, central y oriental) con pasajes transicionales entre sí. Entre las dos primeras regiones se observa una disminución de la granulometría, donde los depósitos gradan desde arenas limosas eólicas a loess arenoso. En la zona oriental existe la posibilidad de un aporte extra proveniente de sector costero y/o mezcla con depósitos fluvio-deltaicos. Las áreas de aporte serían los Andes Nordpatagónicos, norte de Patagonia Extraandina y las planicies de los ríos Negro y, en menor medida, Colorado. Los vientos que habrían actuado tenían direcciones predominantes suroeste-noreste y oeste-este.

Palabras clave: Depósitos eólicos, cuenca del Colorado, Patagonia Argentina.

1 Generalidades

Las zonas aledañas a los valles inferiores de los ríos Negro y Colorado se hallan cubiertas por depósitos eólicos poco estudiados. Esta contribución presenta los resultados de los estudios efectuados en dichos sedimentos ubicados dentro del área limitada por los paralelos 39° y 40° S y los meridianos 61°30' y 66°O, provincias de Río Negro, La Pampa y Buenos Aires, Argentina (Etcheverría et al., 2009, Escosteguy et al., 2010). Además, complementa la caracterización textural y mineralógica que realizaron Etcheverría et al. (2005, 2006) al sur del paralelo 40º (Figura 1). Los datos fueron obtenidos durante el levantamiento de las Hojas Geológicas 3963-III/IV, Colonia Juliá y Echarren / Pedro Luro y 3966-IV, Choele Choel, a escala 1:250.000, del Programa Nacional de Cartas Geológicas de la República Argentina. Los depósitos eólicos finos se distribuyen ampliamente en la región y cubren, en forma parcial o total, a un paleorelieve formado por extensas planicies aluviales muy disectadas. Su magnitud es tal, que hacia el oriente forman una planicie loéssica continua, suavemente ondulada, sólo interrumpida por la extensa planicie aluvial del río Colorado y por bajos aislados. Su depositación habría

ocurrido durante el Pleistoceno temprano-Holoceno medio (Etcheverría et al., 2005).

Figura 1. Esquema de ubicación 2 Caracterización de los depósitos Los espesores medidos son variables, pero en general promedian los 30 cm en el oeste y gradualmente aumentan hasta 1 m como mínimo en el sector este. El contacto con las unidades infrayacentes es una discordancia erosiva, observable en las barrancas del río Colorado, bajos mayores y canteras. Son sedimentos homogéneos, poco consolidados, de color castaño claro y sin estratificación. En ellos predominan principalmente los tamaños arena fina, muy fina y limo con cantidades variables de arcilla y de arena mediana, gruesa y muy gruesa. La participación de carbonatos está presente y se manifiesta en forma de agregados pulverulentos y concreciones dispersas de hasta 1 cm de diámetro. Ocasionalmente contienen pequeños clastos oscuros diseminados, de composición ígnea y formas redondeadas, de hasta 0,3 cm de diámetro. Sobre estos sedimentos se han desarrollado suelos que según Moscatelli (1990) corresponden a dos Órdenes: Aridisoles en la región centro y oeste, y Molisoles en la zona oriental.

692

Page 70: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Las características texturales y mineralógicas permitieron diferenciar, de oeste a este, tres zonas (occidental, central y oriental) con límites transicionales entre sí. En la zona occidental dominan las arenitas limosas (Folk et al., 1970). Dentro de esta zona se advierte una variación lateral donde, de oeste a este, se pasa de diseño unimodal, con moda en arena fina, a bimodal, con moda principal en arena fina y moda secundaria en limo, hasta llegar a tener moda principal en limo y moda secundaria en arena mediana. En todos los casos los depósitos son pobremente seleccionados y bastante asimétricos. La curtosis calculada permite clasificar diseños mesocúrticos (Folk y Ward, 1957). Mineralógicamente, en la fracción arena muy fina predomina el feldespato, seguido por minerales opacos, vidrio, fragmentos volcánicos y cuarzo. En forma subordinada contienen augita, hipersteno y hornblenda. Estos sedimentos fueron clasificados, según el diagrama de Bidart (1992), como arenas limosas eólicas. La zona central, donde los sedimentos son predominantemente limolitas arenosas (Folk et al., 1970), se caracteriza por los diseños bimodales con moda principal en limo y moda secundaria en arena fina. Los depósitos están pobremente seleccionados, tienen asimetría muy negativa y son extremadamente leptocúrticos (Folk y Ward, 1957). Mineralógicamente predomina el feldespato, seguido por minerales opacos, vidrio y cuarzo. En forma subordinada contienen fragmentos volcánicos, areniscas, feldespato potásico, augita, hipersteno, hornblenda y, menos del 1%, granate y circón. Estos sedimentos fueron clasificados como loess arenoso (Bidart, 1992). En la zona oriental los sedimentos netamente eólicos tienen una distribución más restringida, ya que en ese sector se hallan extensos depósitos fluviales pertenecientes al antiguo delta del río Colorado. De todas formas, se pudo determinar que los sedimentos más alejados al paleodelta son arenitas limosas, en tanto que los más próximos son fangolitas arenosas (Folk et al., 1970). En todos los casos son unimodales, con moda en arena fina o muy fina en las arenitas limosas, y moda en arcilla para las fangolitas arenosas. Los depósitos son pobremente seleccionados. En cuanto a la asimetría, se observa un comportamiento dispar, mientras que la curtosis varía entre muy leptocúrticos a extremadamente leptocúrticos (Folk y Ward, 1957). Mineralógicamente predomina el feldespato y como primera minoría cuarzo, fragmentos volcánicos, opacos y vidrio. En forma subordinada contienen augita, hipersteno y hornblenda. Cuando se los clasifica según Bidart (1992), se observa que no hay un único tipo y que de sur a norte son arenas eólicas, loess arcilloso y arenas limosas eólicas.

3 Consideraciones finales Al comparar las características texturales y mineralógicas y los diferentes parámetros estadísticos entre las zonas occidental y central se estableció que estos depósitos presentan una granulometría que tiende a disminuir hacia el nordeste-este, con predominio de arenitas limosas en el sector occidental y de limolitas arenosas en el central. Esta variación indica que las direcciones predominantes de los vientos fueron suroeste-noreste y oeste-este. Además, son más gruesos que los descriptos para el sector sur de la llanura pampeana debido a su mayor cercanía al área de aporte. La zona oriental no presenta un patrón definido en sus características texturales y parámetros estadísticos. Esta disparidad de datos puede deberse a dos razones o a ambas. 1. Dada la proximidad del paleodelta del río Colorado existe la posibilidad de que los sedimentos aquí presentes estén en parte mezclados con depósitos fluvio-deltaicos. 2. La cercanía de la zona costera, estrechamente vinculada con la dinámica litoral, pudo haber aportado material adicional en diferentes porcentajes. Composicionalmente la relación de minerales livianos y pesados tiende a aumentar levemente hacia el este-nordeste mientras que los fragmentos de rocas volcánicas disminuyen. Dentro de los livianos también se destacan moderadas tendencias en esta misma dirección, disminuye levemente el contenido en cuarzo, mientras que en feldespatos (calco-sódicos y alcalinos) y vidrio se registra un sutil aumento. La mineralogía y sus proporciones indican una composición volcánico-piroclástica y sugieren como áreas de aporte los Andes Norpatagónicos y el norte de la Patagonia Extraandina. Zárate y Blasi (1993) propusieron, como áreas de aporte de los depósitos eólicos ubicados en la provincia de Buenos Aires, al norte del río Colorado, la planicie de ese río y en menor medida la del Negro. Etcheverría et al. (2005) indicaron, para los depósitos eólicos ubicados inmediatamente al norte del valle inferior del río Negro, un aporte proveniente de la planicie aluvial de este río, expuesta en épocas de sequía y corroboraron, en parte, la propuesta de Zárate y Blasi (1993). Las observaciones de Etcheverría et al. (2005), son también válidas para la zona que abarca este trabajo ya que al norte del río Negro aumenta el contenido de las fracciones arena muy fina (hasta un 8 %) y limo (hasta un 13 %). Sin embargo, al comparar los depósitos eólicos ubicados al norte y al sur del río Colorado no se observan cambios significativos, sólo se advierte un aumento de hasta el 5 % en arena fina, lo que indicaría que el aporte de esta planicie aluvial no sería tan importante como postularan Zárate y Blasi (1993). Esto se puede deber a que el valle del río Negro es mucho más extenso que el del Colorado, con mayor desarrollo de terrazas y de planicie

693

Page 71: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

aluvial, lo que implica mayor volumen de sedimentos disponibles. Basados en los datos precedentes, se establece que las áreas de aporte serían los Andes Norpatagónico, el norte de la Patagonia Extraandina y las planicies de los ríos Negro y, en menor medida, Colorado. Además, habrían actuado en la región vientos con direcciones predominantes suroeste-noreste y oeste-este. Agradecimientos Los autores agradecen al Servicio Geológico Minero Argentino la posibilidad de publicar este artículo y a la Dra. Rita Tófalo las oportunas sugerencias. Referencias Bidart, S. 1992. Clasificación de los sedimentos eólicos del

Pleistoceno tardío-Holoceno del sur de la provincia de Buenos Aires, Argentina. Una propuesta. 4° Reunión Argentina de Sedimentología. Actas 2: 159-166.

Escosteguy, L., Etcheverría, M. P., Folguera, A., Franchi, M., Faroux

y P. R. Getino 2010. Hoja Geológica 3966- IV, Choele Choel. Provincia de Río Negro. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín inédito. Buenos Aires.

Etcheverría, M., Folguera, A. y Bayarsky, A. 2005. Origen y caracterización textural y mineralógica de los sedimentos eólicos al sur del paralelo 40°, provincias de Río Negro y Buenos Aires. 16° Congreso Geológico Argentino. Actas 3: 197-202. La Plata.

Etcheverría, M., Folguera A., Dal Molín, C., Dalponte, M. y Ferro, G.

2006. Hojas Geológicas 4163 II-IV y I-III, Viedma y General Conesa. Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín 366, 67 p. Buenos Aires.

Etcheverría, M. P., Folguera, A., Miranda, F., Faroux, A. J., Getino, P.

R. y Dalponte, M. R. 2009. Hojas Geológicas 3963-III/IV, Colonia Juliá y Echarren / Pedro Luro. Provincias de Río Negro, Buenos Aires y La Pampa. Escala 1:250.000. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín 382, 61 p. Buenos Aires.

Folk, R.L. y Ward., W. C. 1957. Brazos river bar: a study in the

significance of grain size parameters. Journal of Sedimentary Petrology 27 (1): 3-26.

Folk, R.L., Andrews, P. B. y Lewis, D.W. 1970. Detrital sedimentary

rock classification and nomenclature for use in New Zeland. New Zeland Journal of Geology and Geophysics 13:937-968.

Moscatelli, G. 1990. Atlas de suelos de la República Argentina.

Secretaría de Agricultura, Ganadería y Pesca. Instituto Nacional de Tecnología Agropecuaria. Tomos 1 y 2. Buenos Aires.

Zárate, M. A. y Blasi, A. 1993. Late Pleistocene-Holocene eolian

deposits of the southern Buenos Aires province, Argentina: a preliminary model. Quaternary International, 17: 15-20.

694

Page 72: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

A revised lithostratigraphy of the Sierra Baguales, Magallanes Basin Enrique Bostelmann 1, Jacobus P. Le Roux 2, Ana Vasquez 2, Nestor Gutiérrez 2, José Luis Oyarzún 3, Catalina Carreño 2, Teresa Torres 4, Rodrigo Otero 5, Andrea Llanos 4, C. Mark Fanning 6, Sven N. Nielsen 7, Francisco Hervé2,8

1Museo Nacional de Historia Natural, CC. 399, 11.000. Montevideo, Uruguay 2Departamento de Geología, Universidad de Chile / Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes, Casilla 13518, Santiago, Chile 3Parque Geológico y Paleontológico, La Cumbre-Baguales 4Departamento de Producción Agrícola, Facultad de Ciencias Agronómicas, Universidad de Chile, Correo 1004, Santiago, Chile 5Área Paleontología, Museo Nacional de Historia Natural. Casilla 787, Santiago, Chile 6Research School of Earth Sciences, The Australian National University, Mills Road, Canberra, ACT 0200, Australia 7Institut für Geowissenschaften, Christian-Albrechts-Universität zu Kiel, Ludewig-Meyn-Str. 10, 24118 Kiel, Germany 8Departamento de Geología, Universidad Andrés Bello, Santiago, Chile Abstract We present a new lithostratigraphic scheme for the Sierra Baguales north of Torres del Paine based on recent field work, which shows that the stratigraphy of the Lake Argentino region of Argentina is duplicated here. The former Río Baguales Formation probably correlates with the Man Aike Formation of Argentina and also in part with the Loreto Formation of the Brunswick Peninsula, so that the name Loreto is retained for this unit. In Sierra Baguales, the Loreto Formation is capped by the Bandurrias Formation, a gabbro sill, which is overlain by the continental Río Leona Formation. The latter is partially capped by a second sill, the La Cumbre Formation, which is in turn succeeded by the Estancia 25 de Mayo Formation containing fossils of clearly marine origin. The overlying continental succession contains vertebrate fossils and correlates with the basal part of the Santa Cruz Formation in Argentina. The fossils clearly suggest an Early Miocene age ranging from 19 – 17.5 Ma (post Colhuehuapian to pre-Santacrucian). Keywords: SALMA, Santacrucian; Colhuehuapian; “Pinturan”; Santa Cruz Formation Recent field campaigns have shown that the stratigraphic succession south of Lake Argentino is duplicated in the Sierra Baguales north of Torres del Paine (Fig. 1), which requires a revision of the stratigraphic scheme and nomenclature hitherto proposed for the area. The Río Baguales Formation described by Le Roux et al. (2010) and tentatively assigned to the Chattian-Aquitanian (28.4–20.4 Ma), probably correlates with the Man Aike Formation in Argentina (Camacho et al., 2000), which has been dated as Middle to Late Eocene based on marine invertebrates (Malumián, 1990). If this age is accepted, it is likely that the Río Baguales Formation correlates in part with the Loreto Formation in the Brunswick Peninsula (Otero et al., 2012). The two formations are lithostratigraphically similar with abundant teeth Striatolamia macrota, Macrorhizodus praecursor and Myliobatis sp. in their upper levels. In addition, both have been interpreted as estuary deposits (Le Roux et al., 2010; Otero et al., 2012). Detrital

zircons in the Loreto Formation have been dated at 36.48±0.47–36.73±0.5 Ma (Otero et al., 2012), whereas zircons in the Río Baguales Formation have yielded an age of 40.48±0.37 Ma (Le Roux, 2012). The Loreto Formation was named as early as 1931 by Keidel and Hemmer, whereas its stratigraphic equivalents were named much later: the Río Baguales

Figura. 1. DEM image of Baguales Range with location of measured section in the Santa Cruz Formation. Formation by Hoffstetter et al. (1957), and the Man Aike Formation by Furque (1973). As a general rule in lithostratigraphy, the name first given to a unit has preference over names assigned later, unless duplicated in other, different units, so that the name Loreto Formation should take preference over the last two names. In Argentina, the Loreto (Man Aike) Formation is unconformably overlain by the continental Río Leona

695

Page 73: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Formation (Marenssi et al., 2005), attributed to the early Chattian by Barreda et al. (2009) based on palynomorph species. In Sierra Baguales, this formation is capped by a thick olivine-bearing gabbro sill (Le Roux et al., 2010), formerly referred to as the Bandurrias Basalt in an unpublished report. We accept this name as a formal formation due to its great thickness and extent in Sierra Baguales. The Bandurrias Formation is unconformably overlain by continental deposits previously referred to as the Las Flores Formation (Cecioni, 1957; Le Roux et al., 2010). As Cecioni (1957) mentioned the presence of plant fossils, in particular Nothofagus, Hoffstetter et al. (1957) correlated the Las Flores Formation with the continental, Nothofagus-bearing El Salto Formation (González, 1957) north of the Gulf of Skyring and assigned it to the Oligocene. In this case the name Río Leona Formation should take preference over the El Salto or Las Flores Formations as it was originally named as such by Feruglio (1944), although later redefined by Furque (1973). In Sierra Baguales, the Río Leona Formation is at least partly capped by a second olivine gabbro sill, here referred to as the La Cumbre Formation, which may correlate with a dacite flow dated at 19.7 Ma in southern Patagonia (Fosdick et al., 2011). In Argentina, this basalt is overlain by a marine succession previously named the Centinela Formation, but renamed the Estancia 25 de Mayo Formation by Cuitiño and Scasso (2010) as this name duplicated that of a previously named Ordovician unit in northeast Argentina (Harrington and Leanza, 1957). The Estancia 25 de Mayo Formation was dated at 19.1 Ma by zircons and 20.5 – 19 Ma by 87Sr/86Sr (Cuitiño et al., 2011). In Sierra Baguales this unit overlies the gabbro unconformably and contains invertebrate fossils of clearly marine origin in which the molluscs Panopea nucleus, Modiolus sp., Chione cf. argentina, Jorgechlamys centralis, Valdesia collaris, “Turritella” ambulacrum, and Perissodonta ameghinoi are typical for early Miocene Atlantic deposits in Chile and Argentina. As this unit was previously unknown in Chile, the name Estancia 25 de Mayo Formation is retained here. The Estancia 25 de Mayo Formation is apparently absent east of the Fitzroy Channel, where the El Salto Formation is overlain unconformably by the Palomares Formation (González, 1952). Unlike the El Salto Formation, the latter unit contains continental vertebrate fauna (Keidel and Hemmer, 1931) and thus probably correlates with the basal part of the Santa Cruz Formation in Sierra Baguales. However, as the Santa Cruz Formation was first referred to by Ameghino (1889) as the “Formación Santacruceña”, this name is retained here instead of “Palomares”, which was first used by Keidel and Hemmer in 1931. The Santa Cruz Formation is exposed along the southern flank of Cerro Cono, where it overlies the Estancia 25 de Mayo Formation with a conformable, gradational contact. During the last two seasons we have identified and collected fossil vertebrates on the

southern slopes of Cerro Cono (Fig. 1), with 23 different species so far identified. However, in spite of the limited sampling, the recovered fauna clearly suggest an Early Miocene (Burdigalian) age for this part of the Santa Cruz Formation, ranging from 19 to 17.5 Ma (post-Colhuehuapian – pre-Santacrucian). The occurrence of typical Colhuehuapian species such as Paramacrauchenia scamnata and Perimys incavatus, coupled with some Colhuehuapian-Notohippidian range taxa such as advanced notohippines, supports a more close affinity with Early Miocene faunas older than the classical Santacrucian faunas in their type area along the Atlantic coast. The presence of species whose biocrones include both the Colhuehuapian as well as the Santacrucian SALMAs, such as Astrapothericulus iheringi, Proeutatus sp., as well as species whose initial biochrones fall within the “Pinturan” (such as Nesodon sp.), suggests that the mammal assemblage corresponds to a faunal unit transitional between the classic Colhuehuapian of northern Patagonia and biostratigraphically higher deposits of the Pinturas and Santa Cruz Formations, referred to as the “Pinturan” and Santacrucian faunas. Table 1: Proposed nomenclature for the lithostratigraphic succession in Sierra Baguales

Stratigraphic unit (Chile) Stratigraphic unit (Argentina)

Santa Cruz Fm (Palomares Fm)

Santa Cruz Fm

Estancia 25 de Mayo Fm Estrancia 25 de Mayo Fm (Centinela Fm)

La Cumbre Sill For-mation Río Leona Fm (El Salto, Las Flores Fms)

Río Leona Fm

Bandurrias Sill Forma-tion Loreto Fm (Río Baguales Fm)

Man Aike Fm

A preliminary correlation can therefore be suggested with the basal part of the Santa Cruz Formation south of Lake Argentino, which has been dated at 18.8 Ma by detrital zircons from intercalated tuff in the Estancia Quién Sabe area (Cuitiño et al., 2011). These formations are very similar in outcrop appearance to those in Sierra Baguales, consisting of multi-coloured mudstones intercalated with cross-laminated sandstones. On the basis of the recovered fossil assemblage, the age of the Early Miocene continental deposits in Sierra Baguales can thus be considered to lie somewhere between 19 and 17.75 Ma (post-Colhuehuapian – pre-“Pinturan”/Santacrucian), which is confirmed by our zircon dating of the rocks at 18.23 Ma. Acknowledgements This research was funded by Project Anillos de Investigación en Ciencia Antártica (ATC-105).

696

Page 74: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

References Ameghino, F., 1889. Contribución al conocimiento de los

mamíferos fósiles de la República Argentina. Actas de la Academia Nacional de Ciencias en Córdoba 6: 1-1027.

Barreda, V.D.; Palazzesi, L.; Marenssi, S., 2009. Palynological

record of the Paleogene Río Leona Formation (southernmost South America): Stratigraphical and paleoenvironmental implications. Review of Palaeobotany and Palynology 154: 22-33.

Camacho, H.H.; Chiesa, J.O.; Parma, S.G.; Reichler, V., 2000.

Invertebrados marinos de la Formación Man Aike (Eoceno medio), Provincia de Santa Cruz, Argentina. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 64: 187-208.

Cecioni, G., 1957. Età della flora del Cerro Guido e stratigrafía

del Departamento Última Esperanza. Bollettino della Società Geologica Italiana 76: 3-16.

Cuitiño, J.I.; Scasso, R.A., 2010. Sedimentología y

paleoambientes del Patagoniano y su transición a la formación Santa Cruz al sur del Lago Argentino, Patagonia Austral. Revista de la Asociación Geológica Argentina 66: 406-417.

Cuitiño, J.I.; Scasso, R.A.; Pimentel, M.M.; Santos, R.V., 2011.

Integración de edades U-Pb y 87Sr/86Sr de la transgresión “Patagoniana” en el sudoeste de Santa Cruz. In Congreso Geológico Argentino No. 18, Abstracts, on CD ROM. Neuquén.

Feruglio, E., 1944. Estudios geológicos y glaciológicos en la

región del Lago Argentino (Patagonia). Boletín de la Academia Nacional de Ciencias, Córdoba 37: 3-255.

Fosdick, J.C.; Romans, B.W.; Fildani, A.; Bernhardt, A.;

Calderón, M.; Graham, S.A., 2011. Kinematic evolution of the Patagonian retroarc fold-and-thrust belt and Magallanes foreland basin, Chile and Argentina, 51°30′S. Geological Society of America Bulletin 123: 1679-1698.

Furque, G., 1973. Descripción geológica de la Hoja 58b Lago

Argentino. Boletín del Servicio Nacional Minero y Geológico 140: 1-49.

González, E., 1952. Levantamiento geológico estructural en el

área de Estancia El Salto – sección Las Coles. Informe ENAP, Santiago.

Harrington, H.J.; Leanza, A.F., 1957. Ordovician trilobites of

Argentina. University of Kansas, Special Publication 1, 276 pp.

Hoffstetter, R.; Fuenzalida, H.; Cecioni, G., 1957. Lexique

Stratigraphique Internacional. Vol. V, Amérique Latine, Fascicule 7, Chile-Chili. Centre Nacional de la Recherche Scientifique, 444 pp. Paris.

Keidel, I.; Hemmer, A., 1931. Informe preliminar sobre las

investigaciones efectuadas en la región petrolífera de Magallanes en los meses de verano de 1928 – 1929 (12-XII-1929). Boletín Minero de la Sociedad Nacional de Minería, Santiago: 48, 706-717.

Le Roux, J.P., 2012. A review of Tertiary climate changes in

southern South America and the Antarctic Peninsula. Part 1: Oceanic conditions. Sedimentary Geology 247: 1-20.

Le Roux, J.P.; Puratich, J. ; Mourgues, A. ; Oyarzún, J.L., Otero,

R.A. ; Torres, T. ; Hervé, F., 2010. Estuary deposits in the Río Baguales Formation (Chattian-Aquitanean), Magallanes Province, Chile. Andean Geology 37: 329-344.

Malumián, N., 1990. Foraminíferos de la Formación Man Aike

(Eoceno, sureste Lago Cardiel) provincia de Santa Cruz. Asociación Geológica Argentina Revista 45: 364-385.

Marenssi, S.A.; Limarino, C.O.; Tripaldi, A.; Net, L.I., 2005.

Fluvial systems variations in the Rio Leona Formation: Tectonic and eustatic controls on the Oligocene evolution of the Austral (Magallanes) Basin, southernmost Argentina. Journal of South American Earth Sciences 19: 359-372.

Otero, R.A.; Torres, T.; Le Roux, J.P.; Hervé, F.; Fanning, C.M.;

Rubilar-Rogers, D., 2012. A late Eocene age proposal for the Loreto Formation, Brunswick Peninsula, southernmost Chile, based on fossil cartilaginous fishes, paleobotany and radiometric evidence. Andean Geology 39: 180-200.

697

Page 75: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Reconstrucción de las variaciones glaciares Holocen as en Cordillera Darwin, Patagonia. Primeros anteceden tes obtenidos en terreno. Jose Araos*, Jacobus Le Roux Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile. * Email: [email protected] Resumen. Se presentan los primeros antecedentes obtenidos en terreno para un sitio de estudio localizado en bahía Ainsworth (54º24`S; 69º37`O), margen norte de la cordillera Darwin. La investigación realizada en este sector se relaciona con el desarrollo de una tesis doctoral, orientada a la reconstrucción, mediante el análisis de evidencias geomorfológicas, sedimentológicas, estratigráficas y geocronológicas, de las variaciones glaciares holocenas acontecidas en esta sección de los Andes Fueguinos, con objeto de estimar los factores involucrados en el comportamiento pasado de los glaciares, su variabilidad a escala local y regional y su efecto en el desarrollo de la paleogeografía de la sección más austral de Patagonia. Palabras Claves: Cordillera Darwin, variaciones glaciares, Holoceno. 1 Introducción Cordillera Darwin, localizada al sur de los Andes Patagónicos (Figura 1), presenta particulares condiciones ambientales favorables para el estudio de patrones contrastantes en el comportamiento de los glaciares, bajo diferentes regímenes climáticos locales, a escalas de tiempo que van desde decenios a milenios. Dicho comportamiento representa evidencia clave para la comprensión de los cambios climáticos que afectaron Patagonia durante el Pleistoceno tardío y el Holoceno (Glasser et al. 2004). Las variaciones glaciares recientes descritas para el Campo de Hielo de Cordillera Darwin indican una condición de asimetría (Porter y Santana. 2003; Strelin y Iturraspe, 2007), resultante de características climáticas particulares, asociadas a la ubicación espacial de las cuencas glaciares. Mientras que los cuerpos de hielo localizados al norte y este evidencian un rápido retroceso, aquellos localizados al sur y oeste se muestran estables, presentando incluso avances (Holmlund y Fuenzalida. 1995). Sin embargo, no existen aun estudios concluyentes sobre el patrón de comportamiento holoceno de los glaciares localizados, hacia el seno Almirantazgo por el norte, y el canal Beagle, hacia el sur del macizo. Durante esta época, posibles cambios sistemáticos en las condiciones sinópticas de la región, así como variaciones en las

precipitaciones y temperaturas, pudieron influir sobre la simetría y sincronización de la dinámica de los glaciares, tanto a escala local, entre las vertientes norte y sur de Cordillera Darwin, como regional, entre los campos de hielo de la sección austral de Patagonia, en comparación a aquellos localizados en su sección central y septentrional. Los vacios de información útil para la reconstrucción de la historia holocena en ciertos sectores de los Andes, dificultan dimensionar la complejidad de la historia glaciar en la sección austral de Sudamérica (Glasser et al. 2004; Strelin et al. 2008; Masiokas et al. 2009.). Bajo este contexto, Cordillera Darwin representa una excelente oportunidad de realizar investigación inédita, en un laboratorio natural de gran potencial para el estudio de evidencias únicas sobre la naturaleza y mecanismo de las variaciones glaciares acontecidas durante los últimos 12.000 años, su relación con procesos atmosféricos de escala local a hemisférica y su influencia sobre el desarrollo de la paleogeografía en la sección austral de Patagonia. Los antecedentes presentados en este trabajo se vinculan al desarrollo de una tesis doctoral para el Programa de Postgrado del Departamento de Geología en la Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas de la Universidad de Chile. 2 Primeros antecedentes obtenidos en

terreno Entre los días 3 y 11 de abril de 2012 se visitó un sitio denominado “Punta Gruesa” en el sector de la bahía Ainsworth, localizado hacia el oeste de una extensa morrena terminal de forma curva y aproximadamente 6 Km de longitud, distante alrededor de 11 Km al norte del actual frente del glaciar Marinelli (Figura 2). Según Porter y Santana (2003) esta extensa morrena, que cruza gran parte del fiordo, podría representar la posición del máximo neoglaciar para este cuerpo de hielo. El sitio de estudio corresponde a un valle que presenta evidencia de la acción de transporte y depositación del glaciar. Se mapearon al menos 7 cordones morrénicos laterales asociados posiblemente a avances y retrocesos del glaciar. Esto se ajusta a lo propuesto por Strelin et al

698

Page 76: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

(2002) quienes señalan la existencia de al menos 7 avances neoglaciales en el extremo sur de Sudamérica. Los cordones morrenicos observados en terreno, usualmentete presentan bloques de granito, granodiorita y gneis típicamente alineados con las morrenas, algunos de ellos situados en las crestas de ellas. La mayor parte de las morrenas presenta una densa cobertura vegetacional además de diversos ejemplares de Nothofagus betuloides, y Nothofagus pumilio. La disposición espacial y características de estos cordones morrenicos, representan nueva evidencia útil que puede ser contrastada con las interpretaciones realizadas para el comportamiento del glaciar Marinelli durante el siglo XX. Por otra parte, de forma paralela a la costa se desarrolla un cordón morrénico de aproximadamente 800 Mt de longitud que contiene gran cantidad de bloques angulosos y sub angulosos, la matriz arenosa de la morrena indicaría retrabajo por oleaje y/o mareas en este sector, mientras que la gradación a materiales más finos podría ser indicio de la acción de un glaciar de tipo temperado. No se encontraron restos de arboles fósiles en las morrenas o material apropiado para dataciones radiocarbónicas, sin embargo la presencia de abundantes bloques de granito y granodiorita estabilizados sobre las morrenas indican que tanto este sector, así como otros potenciales sitios de estudio alrededor de la cordillera Darwin, pueden ser sometidos a datación utilizando isotopos cosmogénicos, metodología cuya resolución se ajusta de forma apropiada a la reconstrucción de variaciones glaciares acontecidas durante el Holoceno. 3 Alcances y proyección de la investigación El objetivo general de la investigación, corresponde a la reconstrucción, mediante el uso de evidencia geomorfológica, estratigráfica, sedimentológica y geocronológica, de las variaciones glaciares holocenas en diferentes sitios de estudio localizados en las inmediaciones del seno Almirantazgo, canal Beagle y cordillera Darwin, para estimar diferencias espaciales y temporales en la dinámica de los cuerpos de hielo y el desarrollo de la paleogeografía entre ambos sectores. Bajo este contexto, la segunda parte de la actividad de terreno, desarrollada entre el 11 y 17 de abril de 2012 a bordo de la M/N Stella Australis, resultó útil para el reconocimiento de nuevos sitios de estudio, que reúnen condiciones apropiadas para estimar y comparar la dinámica durante el Holoceno de los glaciares que forman parte del Campo de Hielo de la cordillera Darwin. La

Figura 1 presenta los sitios que serán visitados durante el desarrollo de la investigación. Agradecimientos A CONICYT y su Programa de becas para Formación de Capital Humano Avanzado. Se agradece igualmente el soporte logístico y transporte de investigadores brindado por la empresa naviera COMAPA, el apoyo brindado por la tripulación de los cruceros de expedición Vía y Stella Australis, así como el aporte del Centro de Estudios del Cuaternario Fuego-Patagonia y Antártica (Fundación CEQUA). Referencias Glasser. N; Harrison. S; Winchester. V; Aniya. M. 2004, Late

Pleistocene and Holocene paleoclimatic and glacier fluctuations in Patagonia. Global and Planetary Change 43: 79-101.

Holmlund. P; Fuenzalida. H. 1995, Anomalous glacier responses to

20th century climatic changes in Darwin Cordillera, southern Chile. Journal of Glaciology 41(139): 465-473.

Masiokas. M; Rivera. A; Espizua. L; Villalba. R; Delgado. S;

Aravena. J. 2009, Glacier fluctuations in extratropical South America during the past 1000 years. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 281: 242-268.

Porter. C; Santana. A. 2003, Rapid 20th century retreat of ventisquero

Marinelli in the Cordillera Darwin icefield. Anales del Instituto de la Patagonia 31: 17-26.

Strelin. J; Malagino. E; Sone. T; Casassa. G; Iturraspe. R; Mori. J;

Torielli. C. 2002, Cronología neoglacial del extremo sur de Sudamérica, Arco de Scotia y Península Antártica. Actas XV Congreso Geologico Argentino. El Calafate. Argentina: 506-511.

Strelin. J; Iturraspe. R. 2007, Recent evolution and mass balance of

Cordon Martial glaciers. Cordillera fuegina Oriental. Global and Planetary Change 59: 17-26.

Strelin. J; casassa. G; Rosqvit. G; Holmlund. P. 2008, Holocene

glaciations in the Ema glacier valley, Monte sarmiento massif, Tierra del Fuego. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 260: 299-314.

699

Page 77: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 1. Cordillera Darwin y sitios de estudio. AI: Bahía Ainsworth; BR: Glaciar Brookes; ST: Glaciar Stoppani; WU: Bahía Wulaia; PI: Glaciar Pia; AG: Glaciar Águila.

Figura 2. Bahía Ainsworth, margen norte de Cordillera Darwin.

700

Page 78: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Sedimentologic, ichnologic and paleontologic studie s on the Neogene marine deposits of the Guafo, Ipún, Sto kes and Lemo islands (43º30’ - 45ºS, south-central Chil e). Pablo Azúa 1, Alfonso Encinas* 1, Sven Nielsen 2 y Victor Valencia 3 1 Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile 2 Institut für Geowissenschaften, Christian-Albrechts-Universität Kiel, Ludewig-Meyn-Strasse 10, 24118 Kiel, Alemania. 3 School of Earth and Environmental Sciences, Washington state University, Pullman, Washington 99164, USA. * E-mail: [email protected] Resumen. Very few studies have been performed on Neogene marine strata that crop out in the Guafo, Ipún, Stokes and Lemo islands (south-central Chile, 43º30’-45ºS). This is mostly due to the difficult access to this remote area that can only be reached by boat. Previous work has been mostly focused on the abundant molluscan faunas of these deposits. In order to understand the stratigraphy, sedimentary environment and correlation of these strata, we carried out detailed sedimentologic, ichnologic, and paleontologic studies during two expeditions on 2008 and 2012. Our preliminary paleontologic results indicate the occurrence of at least two different successions in these islands, one correlative with the Navidad Formation and one probably correlative with the Tubul Formation, confirming previous studies by other authors. Strata correlative with the Navidad Formation show deep-marine (turbidites) and shallow marine (probably lower shoreface) facies. Strata that are probably correlative with the Tubul Formation occur in small outcrops and present shallow marine (lower shoreface) facies. We collected sandstone samples for U-Pb (LA-MC-ICP-MS) in detrital zircons of the Navidad correlative deposits at Ipún Island. One of the samples yielded an age of ~16 Ma, which is in agreement with the Miocene age indicated by the molluskan fauna. Palabras Claves: Miocene; deep-marine; trace fossils; mollucs; U-Pb geochronology; Neogene marine strata crop out at different localities along the Chilean forearc, from Iquique (~20º13'S) to the Golfo de Penas (~48ºS) (Encinas et al., 2008 and references therein). These deposits have been correlated with the Navidad Formation (~34°S), considered as the reference unit for the marine Neogene of Chile (Cecioni, 1980). Recent sedimentologic, ichnologic, and paleontologic studies have interpreted these deposits as deep-marine (see Encinas et al., 2008 and references therein) that were deposited during a period of major Miocene subsidence that affected the entire Chilean forearc. Studies carried out during the last years have improved considerably the knowledge on Neogene marine strata that occur in the forearc of north-central, central and south-central Chile (e.g., Le Roux et al., 2004; Finger et al., 2007; Encinas et al., 2008; Encinas et al., 2012). However, very few studies have been performed on correlative deposits that crop out in the Guafo, Ipún, Stokes and Lemo islands located south

of Chiloé island between approximately 43º30’ and 45ºS (Fig. 1). This is mostly due to the difficult access to this remote area that can only be reached by boat. Previous studies have been mostly focused on the abundant molluscan faunas of the marine successions that crop out in these islands (Darwin, 1846; De Vries et al., 1984; Frassinetti 2001; 2004). However, no detailed sedimentological studies have been carried out on these successions and the stratigraphy, sedimentary environment and correlation of these strata still show important uncertainties. We carried out a detailed sedimentologic, ichnologic, and paleontological studies during two expeditions in 2008 and 2012. Our preliminary results indicate the occurrence of at least two different successions in these islands, one correlative with the Navidad Formation and one probably correlative with the Tubul Formation, confirming previous studies by Frassinetti (2001, 2004). Strata correlative with the Navidad Formation show deep-marine (turbidites) and shallow marine (probably lower shoreface) facies. The stratigraphic position of these facies in the unit is uncertain because sections are separated by covered areas and cannot be confidently correlated. Strata that are probably correlative with the Tubul Formation occur in small outcrops and present shallow marine (lower shoreface) facies. We collected sandstone samples for U-Pb (LA-MC-ICP-MS) in detrital zircons of the Navidad correlative deposits at Ipún Island. One of the samples yielded an age of ~16 Ma, which is in agreement with the Miocene age indicated by the molluskan fauna. In addition, we collected sediment samples for foraminifer analysis, which are still in progress. Agradecimientos This research was funded by Fondecyt Projects 1110914 and 3060051. Referencias Cecioni, G. 1980. Darwin´s Navidad embayment, Santiago Region,

Chile, as a model of the southeastern Pacific shelf. Journal of Petroleum Geology 2-3, 309-321.

Darwin, C. 1846. Geological observations on South America. Smith,

701

Page 79: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Elder and Co. 279 p. London. De Vries, T., Stott, L., Zinsmeister, W. 1984. Neogene fossiliferous

deposits in southern Chile. Antarctic Journal of the United Status 29 (2), 12-13.

Encinas, A.; Finger, K. L.; Nielsen, S. N.; Lavenu, A.; Buatois, L.A.;

Peterson, D. E.; and Le Roux, J. P. 2008. Rapid and major coastal subsidence during the late Miocene in south-central Chile: Journal of South American Earth Sciences 25:157–175.

Encinas, A., Finger, K.L., Buatois, L.A., Peterson, D.E. 2012. Major

forearc subsidence and deep-marine Miocene sedimentation in the present Coastal Cordillera and Longitudinal Depression of

south-central Chile (38°30′S–41°45′S). GSA Bulletin. En prensa. Finger, K.L, Nielsen, S.N., DeVries, T.J., Encinas, A., Peterson, D.E.

2007. Paleontologic Evidence for Sedimentary Displacement in Neogene Forearc Basins of Central Chile. Palaios 22, 3-16.

Frassinetti, D.C. 2001. Moluscos Bivalvos y Gastrópodos del

Mioceno marino de isla Stokes, sur de Chile. Boletín del Museo Nacional de Historia Natural, Chile 50, 73-90.

Frassinetti, D. 2004. Moluscos fósiles del Mioceno marino de Isla

Ipún, sur de Chile. Boletín del Museo Nacional de Historia Natural, Chile Moluscos fósiles del Mioceno marino de Isla Ipún.

Le Roux, J.P., Gómez, C., Fenner, J., Middleton, H. 2004.

Sedimentological processes in a scarp-controlled rocky shoreline to upper continental slope environment, as revealed by unusual sedimentary features in the Neogene Coquimbo Formation, north-central Chile. Sedimentary Geology 165, 67-92.

702

Page 80: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

New Age Constraints for the Cenozoic Marine Ingressions of Northwest Patagonia, San Carlos de Bariloche Area, Argentina Florencia Bechis*1, Alfonso Encinas2, Andrea Concheyro3 and Victor A. Ramos3 1IIDyPCa, CONICET - Universidad Nacional de Río Negro, Mitre 630, CP 8400, San Carlos de Bariloche, Argentina 2Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile 3IDEAN, CONICET - Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria, Pabellón 2, CP 1428, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina *Contact email: [email protected] Abstract. In this contribution we present new age constraints for the Cenozoic marine successions that crop out along the Argentinean slope of the North Patagonian Andes in the San Carlos de Bariloche area (41°-42° SL). New geochronologic data from U-Pb LA-ICPMS analysis, and new bioestratigraphic data from calcareous nannofossils studies have led us to identify at least three marine successions constrained between the uppermost Oligocene and the lowermost Middle Miocene. These marine levels are registered both in the El Foyel and Nahuel Huapi Groups, which constitute the infill of distinct depocenters of the Ñirihuau basin. The new data indicate that deposition of the El Foyel Group was coeval with the Nahuel Huapi Group, and it does not represent a previous tectono-sedimentary cycle, as previously considered. Keywords: Miocene, Ñirihuau basin, Patagonian Andes 1 Introduction The North Patagonian Andes have had a complex tectonic evolution during Cenozoic times, marked by the interaction of partially coeval episodes of magmatism and marine ingressions. This distinct evolution is registered by a thick pile of Cenozoic volcanic, volcaniclastic and sedimentary rocks of both continental and marine affinity, widely exposed along the Argentinean slope of the Andes from 39° to 43°S. According to the current stratigraphic framework, the volcano-sedimentary succession is divided into the El Foyel and Nahuel Huapi Groups, which constitute the infill of distinct depocenters of the Ñirihuau basin (Figure 1; González Bonorino and González Bonorino, 1978; Diez and Zubia, 1981; Asensio et al., 2005; Cazau et al., 1989, 2005). As an Eocene to Lower Oligocene age was previously assigned to the El Foyel Group, it was interpreted to be older than the Nahuel Huapi Group, of Oligocene to Upper Miocene age (Giacosa et al., 2001: Giacosa and Heredia, 2004; Asensio et al., 2010). The sedimentary intercalations with marine fossil assemblages are observed both in the El Foyel and Nahuel Huapi Groups. Although numerous stratigraphic and paleontologic contributions have referred to these marine beds, there is still no general agreement about the number

and age of marine ingressions, their paleogeographic distribution and possible connections with either the Pacific or Atlantic oceans, and the tectonic framework during the sea ingressions into the continental areas (Ramos, 1982; Asensio et al., 2010; Malumián and Náñez, 2011; Encinas et al., this congress). We revisited some classical and other selected key localities in order to test the previous stratigraphic proposals, evaluate the age and correlation between the marine levels of the El Foyel and Nahuel Huapi Groups, and contribute to the further understanding of the stratigraphy of the Cenozoic units in the North Patagonian Andes. Here we present new geochronologic data from U-Pb LA-ICPMS analysis, and new bioestratigraphic data from calcareous nannofossils studies. 2 Results The main Cenozoic marine levels of the studied area are intercalated in volcanic rocks of the Ventana Formation of the Nahuel Huapi Group, and in the Troncoso and Río Foyel Formations of the El Foyel Group (Figure 1). The thickest and more continuous succession of the Ventana Formation crops out in the northeastern slope of the Ventana and Ñireco hills, and is constituted by interbedded volcanic, pyroclastic and volcaniclastic rocks (González Bonorino and González Bonorino, 1978). Volcaniclastic beds bearing fossil marine invertebrates are intermittently but repeatedly intercalated from the middle section up to the top of the succession, recording a period of concomitant sedimentation and volcanism within a marine environment. Previous K/Ar dating of tuffs from this section gave 28.3±1.8 and 16.3±0.8 ages (Rapela et al., 1983). A new U-Pb LA-ICPMS zircon age of 22.3±0.4 Ma was obtained for a tuff intercalated at the top of the exposed succession, in the eastern slope of the Ñireco hill. This data constrains the minimum age of the Ventana Formation and its related marine ingression, which should be older than the base of the Early Miocene (22.3±0.4 Ma). The Troncoso Formation crops out in the northern sector

703

Page 81: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

of the El Bolsón intramontane valley. Near the Gendarmería Río Villegas station, the basal section of the unit is constituted by green sandstones bearing a fossil marine fauna of bivalves and briozoos (Asensio et al., 2005). New U-Pb LA-ICPMS geochronology undertaken on detrital zircons gave a maximum age of 21 Ma for the fossil-bearing marine sandstone. In addition, a crystalline tuff intercalated in the middle section of the unit in the nearby Palenque stream gave a U-Pb LA-ICPMS zircon age of 16.6±0.5 Ma. These data represent the first geochronological constraints for these marine beds, which are then comprised between 21 and 16 Ma. The Río Foyel Formation is represented by black shales, fine sandstones and carbonates, which contain a rich marine fauna that has been object of numerous paleontological studies. The best outcrops are located in the Foyel river banks and along the 40 National road. From the fossil record, the age of this unit was first interpreted as Eocene to Oligocene (Bertels, 1980; Chiesa and Camacho, 2001), while more recent contributions have postulated that it could reach the Lower or Middle Miocene (Barreda et al., 2003; Malumián et al., 2008). Sr/Sr dating of a bivalve shelf gave a Lower Oligocene age (30.65 Ma; Griffin et al., 2004), and a sill intruded in the sedimentary succession near El Bolsón was dated by the K/Ar method in 31±1 Ma (Giacosa and Heredia, 2004). New U-Pb LA-ICPMS geochronology undertaken on detrital zircons gave a maximum age of 22 Ma for a sandstone intercalated at the base of the section that crops out in the Foyel river. These U-Pb data disregard previous non precise ages and pose a maximum age for deposition of the unit. Calcareous nannofossils have been recovered from the Rio Foyel Formation in the Foyel river section. The association is scarce to frequent in some stratigraphic levels, poses a moderate preservation showing some traces of dissolution, and contains Cyclicargolithus floridanus (Roth and Hay) Bukry, Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller, Discoaster deflandrei Bramlette and Riedel, Helicosphaera euphratis Haq, Reticulofenestra haqii Backman, Reticulofenestra minuta Roth and Thoracosphaera heimii (Lohmann) Kamptner. The recognized nannoflora is generally composed by Cenozoic long ranging taxa. However, Discoaster deflandrei, is a warm water taxa with a broad distribution, extending its biochron from Paleogene to NN7, Middle Miocene (Martini, 1971, Perch-Nielsen, 1985, Young, 1998). Reticulofenestra haqii indicates NN2 to NN15, Early Miocene to Late Pliocene (Young, 1998) and Helicosphaera euphratis, poses a stratigraphical distribution ranging from the Paleogene to NN4, Early-Middle Miocene, Burdigalian to the base of Langhian (Young, 1998). Considering the joint presence of the Reticulofenestra haqii and Helicosphaera euphratis in the Rio Foyel, this section can be assigned to NN2-NN4 (Martini, 1971), Early to Middle Miocene, Aquitanian- Langhian.

3 Discussion and Conclusions We identified three marine successions within the Cenozoic units of the Northern Patagonian Andes in the San Carlos de Bariloche region. A first pre-22 Ma succession is registered in the Ventana Formation, and a younger succession constrained between 21 and 16 Ma is registered in the Troncoso Formation. The marine beds of the Río Foyel Formation are constrained between 22 Ma and the base of the Middle Miocene. According to the paleogeographic setting recently published by Malumián and Náñez (2011), these marine levels could be correlated with one or more of the pulses of a major transgression that inundated a wide area of Patagonia during a climate optimum between the latest Oligocene and the Middle Miocene. The new geochronologic and biostratigraphic data that we present here point out a Miocene age for most of the El Foyel Group, being much younger than previously thought. Thus, there is no doubt based on these data that deposition of the El Foyel Group was coeval with the Nahuel Huapi Group, and it does not represent a previous tectono-sedimentary cycle, as previously considered. Acknowledgements This study was funded by the Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica (PICT-2010-2051 and PICT Nº214), Universidad Nacional de Río Negro (PI 40-B-159) and FONDECYT (11080115 and 1110914 projects). We gratefully acknowledge Macarena Henkel, Ignacio Mizerit, Donald Bran, Pablo Azúa and Sergio Orts for their invaluable help during field work. We also thank Dr. Beatriz Aguirre Urreta for her helpful comments and suggestions. References Asensio, M., Zavala, C., Arcuri, M., 2005. Los sedimentos terciarios

del río Foyel, provincia de Río Negro, Argentina. 16º Congreso Geológico Argentino, La Plata. Actas en CD-ROM.

Asensio, M., Cornou, E., Malumián, N., Martínez, M., Quattrocchio, M., 2010. Formación Río Foyel, Oligoceno de la cuenca de Ñirihuau: la transgresión pacífica en la Cordillera Norpatagónica. Revista de la Asociación Geológica Argentina 66 (3): 399-405.

Barreda, V., García, V., Quattrocchio, M., Volkheimer, W. 2003. Edad y paleoambiente de la Formación Río Foyel, Cuenca Ñirihuau, provincia de Río Negro, Argentina. Revista Española de Micropaleontología 35 (2): 229-239.

Bertels, A., 1980. Foraminíferos (Protozoa) y ostrácodos (Arthropoda) de las “Lutitas del Río Foyel” (Oligoceno) de la cuenca de Ñirihuau, provincia de Río Negro, Argentina. Ameghiniana 17 (1): 49-52.

Cazau, L.B., Mancini, D., Cangini, J., Spalletti, L.A., 1989. Cuenca de Ñirihuau. En: Chebli, G.A. y Spalletti, L.A. (Eds.): Cuencas Sedimentarias Argentinas: 299-318. San Miguel de Tucumán.

704

Page 82: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Cazau, L., Cortiñas, J., Reinante, S., Asensio, M., Bechis, F., Apreda, D., 2005. Cuenca de Ñirihuau. En: Frontera Exploratoria de la Argentina, Eds. G.A. Chebli, J. Cortiñas, L.A. Spalletti, L. Legarreta, E.L. Vallejo. 6º Congreso de Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos, Mar del Plata, Argentina: 251-273.

Chiesa, J.O., Camacho, H.H. 2001. Invertebrados marinos eocenos de la parte inferior de la Formación Río Foyel, provincia de Río Negro, Argentina. Revista Española de Paleontología 16(2): 299-316.

Diez, O. M., Zubia, M.A., 1981. Sinopsis estratigráfica de la región de “El Bolsón”, provincia de Río Negro. Revista de la Asociación Geológica Argentina 36(1): 19-28.

Encinas, A., Bechis, F., Buatois, L., Duhart, P., Finger, K., Folguera, A., Orts, D., Zambrano, P., Ramos, V.A., this congress. Las Ingresiones Marinas Miocenas en los Andes Norpatagónicos (41-43ºS) de Argentina y Chile. 13° Congreso Geológico Chileno.

Giacosa, R., Heredia, N., 2004. Structure of the North Patagonian thick-skinned fold-and-thrust belt, southern central Andes, Argentina (41º-42ºS). Journal of South American Earth Sciences 18: 61-72.

Giacosa, R., Heredia, N., Césari, O., Zubia, M., González, R., Faroux, A., 2001. Descripción geológica de la Hoja 4172-IV, San Carlos de Bariloche, Provincias de Río Negro y Neuquén. Servicio Geológico Minero Argentino, Instituto de Geología y Recursos Minerales, Boletín N°279.

González Bonorino, F., González Bonorino, G., 1978. Geología de la región de San Carlos de Bariloche: un estudio de las formaciones terciarias del Grupo Nahuel Huapi. Revista de la Asociación Geológica Argentina 33(3): 175-210.

Griffin, M., Casadío, S., Parras, A., Feldmann, R. y Schweitzer, C. 2004. 87Sr/86Sr Early Oligocene age for the Río Foyel Formation, Río Negro, Argentina. Ameghiniana 41(4) Suplemento, Resúmenes: 13.

Malumián, N., Asensio, M.A., Cornou, M.E., Martínez M.A., Quattrocchio, M,E., 2008. Formación Río Foyel: La transgresión pacífica en la Cordillera Patagónica. 17° Congreso Geológico Argentino, San Salvador de Jujuy, Actas 2: 861-862.

Malumián, N., Náñez, C., 2011. The Late Cretaceous–Cenozoic transgressions in Patagonia and the Fuegian Andes: foraminifera, palaeoecology, and palaeogeography. Biological Journal of the Linnean Society 103: 269-288.

Martini, E., 1971. Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation. En A. Farinacci (ed.) Proccedings II Planktonic Conference, Roma, 1970, 2: 739-785.

Perch-Nielsen, K. (1985). Cenozoic calcareous nannofossils. En Plankton Stratigraphy, H. M. Bolli, J. B. Saunders, and K. Perch-Nielsen (eds.), Cambridge University Press, Cambridge: 329-554.

Ramos, V.A., 1982. Las ingresiones pacíficas del Terciario en el norte de la Patagonia (Argentina). 3° Congreso Geológico Chileno: A262-A288.

Rapela, C.W., Spalletti, L.A., Merodio, J.C., 1983. Evolución magmática y geotectónica de la “Serie Andesítica” Andina (Paleoceno-Eoceno) en la Cordillera Norpatagónica. Revista de la Asociación Geológica Argentina 38(3-4): 469-484.

Young, J. R. (1998): Neogene. En Bown P.R. (ed.) Calcareous Nannofossil Biostratigraphy. British Micropalaeontology Society Series. P: 225-265.

Figure 1. Stratigraphic setting, age and probable correlation between the El Foyel and Nahuel Huapi Groups (not to scale). Age constraints marked with an asterisk correspond to the new geochronologic and biostratigraphic data.

705

Page 83: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Características geoquímicas de las rocas sedimentar ias de la Cuenca Manantiales y sus implicancias en el alzamiento andino en la Región de La Ramada Alarcón, Pablo1*; Pinto, Luisa2 1. Universidad de Concepción, Facultad de Ciencias Químicas, Departamento Ciencias de la Tierra, Edmundo Larenas 129, Casilla 160-C, Concepción, Chile 2. Departamento de Geología, FCFM, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile. * E-mail: [email protected] Resumen. Datos geoquímicos de los depósitos sedimentarios sintectónicos de la Cuenca de antepaís Manantiales indican la erosión miocena de bloques de la Cordillera Frontal formados principalmente por el Grupo Choiyoi. Esta cuenca se habría desarrollado de manera continua entre el Mioceno Inferior y el Mioceno Superior manteniéndose relativamente aislada del aporte desde la Cordillera Principal chilena. Palabras Claves: Geoquímica, Cuenca Manantiales, alzamiento, La Ramada. 1 Introducción El área de estudio se ubica en los Andes Centrales en la parte sur del segmento de flat-slab, entre los 31º45’ y 32º30’S, también conocido como la Región de La Ramada en el lado argentino. En este segmento y específicamente en la Cordillera Frontal se desarrolló la Cuenca de antepaís Manantiales (Fig. 1) asociada a la Faja Plegada y Corrida de La Ramada (FPCLR) (e.g., Jordan et al., 1996; Pérez, 2001). La cuenca tiene una orientación NNW paralela a la FPCLR y tiene un largo de ca. 65 km, un ancho de 18 km y contiene estratos sedimentarios clásticos de origen continental (Jordan et al., 1996). Se desarrolló durante el Mioceno, entre el Cordón del Espinacito y la Cordillera del Tigre (Fig. 1), ambos formados principalmente por rocas del Grupo Choiyoi (Permo-Triásico). Las rocas sedimentarias en la cuenca fueron asignadas a la Formación neógena Chinches (e.g., Jordan et al., 1996; Pérez, 2001). Estudios entre los 33º y 34ºS han mostrado que el desarrollo de la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua (FPCA) provocó el alzamiento de la Cordillera Principal por una inversión tectónica de la Cuenca Abanico (Charrier et al., 2002) y la generación de una Cuenca de antepaís sintectónica (Altos de Tunuyán) (e.g. Giambiagi et al., 2003). Un aporte de material principal a la cuenca de antepaís provendría de las unidades volcánicas chilenas y que conforman la Cuenca Abanico (Formaciones Abanico y Farellones). En este trabajo estudiamos la posibilidad que al norte de los 33ºS también existiera una inversión de la Cuenca Abanico y los depósitos que la constituyen hayan sido depositados en la Cuenca Manantiales. Por otra

parte, dos estudios previos en la Cuenca Manantiales mostraron un problema respecto al espesor real de la Formación Chinches. Jordan et al. (1996) consideró que la sucesión es continua y comprende ca. 3600 m de sedimentos, mientras que Pérez (2001) planteó que la sucesión tiene la mitad de ese espesor y que está repetida por una falla. Esta incerteza causa un problema sobre las implicancias de evolución tectónica de FPCLR y de la Cuenca Manantiales. Nosotros proponemos que la posible inversión tectónica de la Cuenca Abanico y su registro en la cuenca de antepaís, así como los problemas estratigráficos de la sucesión sedimentaria pueden ser resueltos en parte por un estudio de proveniencia detallado en esta misma cuenca. Para ello tomamos muestras a distintos niveles de la Formación Chinches sobre las cuales realizamos análisis geoquímicos y de minerales pesados detríticos. En este trabajo presentamos los resultados de los análisis geoquímicos. 2 Métodología En la sucesión de Formación Chinches tomamos 36 muestras de rocas sedimentarias tamaño arena media sobre las cuales realizamos los análisis geoquímicos. Además, realizamos 12 análisis de potenciales rocas fuente alrededor de la cuenca y recopilamos todos los datos geoquímicos publicados de potenciales rocas fuente en la Cordillera Principal y Cordillera Frontal (e.g. Ramos et al., 1996; Fuentes, 2004). Las muestras fueron preparadas en el Departamento de Geología en la Universidad de Chile y analizadas con metaborato/ tetraborato de litio por fusión ICP para elementos mayores e ICP-MS para elementos traza en Actlabs, Canadá. El hábito de los minerales pesados detríticos indica que existió un aporte significativo de rocas ígneas a la Cuenca Manantiales. Por ello, los datos geoquímicos fueron analizados utilizando diagramas de discriminación de las rocas sedimentarias e ígneas (Figs. 2). Las muestras analizadas por geoquímica y minerales pesados según su nivel estratigráfico son:

706

Page 84: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Nivel Inferior: LP-2, LP-01, JM-1(brecha volcánica), IQ-01, IQ-02, IQ-03, AL-01, AL-02, AL-05, AL-06, AL-07, AL-08, AL-09, AL-10, ALAL-13, AL-14, AL-15 y AL-16(sedimentarias)

Nivel Medio: PA-02, PA-03, PA(sedimentarias).

Nivel Superior: OM-1, OM2, VH-1, MAMA-03, MA-04, MA-05, MA-06, MA10(sedimentarias).

Para el análisis geoquímico de potenciales rocas fuentes las muestras son: RD-01 (clasto de intrusivo en Refugio San Juan), CT-01 y CT-02 (Cordillera del Tigre), LP-3, LP-4, LP-5 y LPen Río Los Patos) y RF-1, RF-2, RF-3 y RFRefugio San Juan) 3 Resultados y discusión La geoquímica de elementos mayores, trazas y REE de las rocas sedimentarias de la Formación Chinches permitió obtener información relevante respecto al tipo de depósito que constituye la Cuenca Manantiales. En el diagrama de Pettijohn (1972), SiO2/Al 2O3 versus Na2O/Kpuede apreciarse que la mayoría de las muestras son clasificadas como grauvacas, lo cual es consecuente con un carácter sinorogénico de estos depósitos y el hábito volcánico de los minerales pesados detríticos. determinar la afinidad química de las potenciales rocas fuente de la Formación Chinches utilizamos el diagrama Nb/Y versus Zr/TiO2 (Fig. 2b) para rocas ígneas de Winchester y Floyd (1977) y que ha sido utilizado paradiscriminación de rocas sedimentarias (e.g., 2004). En este diagrama observamos una tendencia dacítica y riodacítica para las muestras estudiadas. Este resultado indicaría que la erosión andina a estas latitudes debió afectar principalmente a unidades ácidas que probablemente corresponden al Grupo Choiyoi. Además, la alta concentración de CaO de las muestras debido a la presencia de clastos y cemento calcáreo nos indica un fuerte aporte de rocas calcáreas desde las rocas sedimentarias mesozoicas situadas al oeste de la cuenca. Por otra parte, muestras de la base de la Formación Chinches (LP-1, LP-2, IQ-01, IQ-03) presentan una composición andesítica distinta al resto de las muestras. Estas muestras podrían representar la erosión más occidental desde unidades volcánicas o con intercalaciovolcánicas andesíticas como las formaciones Rancho de Lata, Juncal, Cristo Redentor, Abanico, Farellones y Complejo Volcánico Laguna del Pelado (e.g. Mpodozis et al., 2009). Sin embargo, las características geoquímicas de los sedimentos y los antecedentes con que contamos de estas potenciales rocas fuente no permiten definir con exactitud cuál de ellas aportó a la Cuenca Manantiales en su primera etapa de desarrollo. Pero sí podemos proponer que la fuente de rocas andesíticas fue muy poco importante o nula en la mayor parte del desarrollo de la Cuenca

1(brecha volcánica), -03, AL-04, AL-

10, AL-11, AL-12, (sedimentarias).

03, PA-01 y BO-1

1, MA-01, MA-02, 06, MA-07 y MA-

Para el análisis geoquímico de potenciales rocas 01 (clasto de intrusivo en

02 (roca ígnea en 5 y LP-6 (roca ígnea 3 y RF-4 (roca ígnea

La geoquímica de elementos mayores, trazas y REE de las rocas sedimentarias de la Formación Chinches permitió obtener información relevante respecto al tipo de depósito que constituye la Cuenca Manantiales. En el diagrama de

O/K2O (Fig. 2a), puede apreciarse que la mayoría de las muestras son clasificadas como grauvacas, lo cual es consecuente con un carácter sinorogénico de estos depósitos y el hábito volcánico de los minerales pesados detríticos. Para

finidad química de las potenciales rocas fuente de la Formación Chinches utilizamos el diagrama

(Fig. 2b) para rocas ígneas de Winchester y Floyd (1977) y que ha sido utilizado para la discriminación de rocas sedimentarias (e.g., Pinto et al.,

En este diagrama observamos una tendencia dacítica y riodacítica para las muestras estudiadas. Este resultado indicaría que la erosión andina a estas latitudes debió afectar principalmente a unidades ácidas que

en al Grupo Choiyoi. Además, la alta concentración de CaO de las muestras debido a la presencia de clastos y cemento calcáreo nos indica un fuerte aporte de rocas calcáreas desde las rocas sedimentarias mesozoicas situadas al oeste de la cuenca.

parte, muestras de la base de la Formación ) presentan una

composición andesítica distinta al resto de las muestras. Estas muestras podrían representar la erosión más occidental desde unidades volcánicas o con intercalaciones volcánicas andesíticas como las formaciones Rancho de Lata, Juncal, Cristo Redentor, Abanico, Farellones y Complejo Volcánico Laguna del Pelado (e.g. Mpodozis et al., 2009). Sin embargo, las características geoquímicas de

entes con que contamos de estas potenciales rocas fuente no permiten definir con exactitud cuál de ellas aportó a la Cuenca Manantiales en su primera etapa de desarrollo. Pero sí podemos proponer que la fuente de rocas andesíticas fue muy poco importante

nula en la mayor parte del desarrollo de la Cuenca

Manantiales, tal que su registro geoquímico está diluido en los niveles inferiores, medios y superiores

Figura 2 a) Clasificación de las muestras de la Formación Chinches sobre el diagrama para arenpor Pettijohn et al. (1972). b) Diagrama de discriminación de elementos traza de rocas sedimentarias de afinidad ígnea Winchester y Floyd, 1977). Además, la quimioestratigrafía de la Formación Chinches indica que esta es una sucesión continua de rocas (Jordan et al., 1996) en la cual no existen patrones de repetición geoquímica entre sus niveles estratigráficos. Esto es un aporte a la comprensión de la evolución estructural de los Andes a esta latitud, pues indicaría que lPlegada de La Ramada (Cristallini y Ramos, 2000) no afectaría a la Cuenca de Manantiales durante el Mioceno produciendo una repetición de la Formación Chinches como había sido propuesto (Pérez, 2001), sino que existiría

Manantiales, tal que su registro geoquímico está diluido en s, medios y superiores.

a) Clasificación de las muestras de la Formación Chinches sobre el diagrama para areniscas terrígenas propuesto por Pettijohn et al. (1972). b) Diagrama de discriminación de elementos traza de rocas sedimentarias de afinidad ígnea (según

Además, la quimioestratigrafía de la Formación Chinches una sucesión continua de rocas (Jordan

et al., 1996) en la cual no existen patrones de repetición geoquímica entre sus niveles estratigráficos. Esto es un aporte a la comprensión de la evolución estructural de los Andes a esta latitud, pues indicaría que la Faja Corrida y Plegada de La Ramada (Cristallini y Ramos, 2000) no afectaría a la Cuenca de Manantiales durante el Mioceno produciendo una repetición de la Formación Chinches como había sido propuesto (Pérez, 2001), sino que existiría

707

Page 85: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

un fallamiento menor dentro de la cuenca. Por lo tanto, la propuesta de Jordan et al. (1996) que describe una sucesión de 3600 m de espesor para la Formación Chinches sería correcta. Agradecimientos Este estudio fue financiado por el Proyecto Fondecyt1090165 (CONICYT, Chile) a cargo de L. Pinto, y apoyado por el Proyecto IGCP 586Y (UNESCO). Agradecemos a A. Morton (HM Research, Inglaterrra) y B. Moine (CNRS, Francia) por sus valiosos aportes a la discusión. También agradecemos la ayuda logística en lcampañas de terreno de Greg Hoke (Syracuse University, United States), L. Giambiagi (Conicet, Argentina), Mauricio Olivera (Don Lisandro, Barreal, Argentina) y el grupo de trabajo de X-Strata (La Junta, Argentina). Referencias E.O., Ramos, V.A., 2000. Thick-skinned and thin-skinned thrusting in

La Ramada fold and thrust belt. Crustal evolution of the High Andes of San Juan, Argentina (32° SL). Tectonophysics, 317, 205-235.

Fuentes, F., 2004. Petrología y metamorfismo de muy bajo grado de

unidades volcánicas oligoceno-miocenas en la ladera occidental de Los Andes de Chile Central (33ºS). Ph.D. thesis, Universidad de Chile, 403 pp.

Giambiagi, L. B., Ramos, V. A., Godoy, E., Alvarez, P. P., Orts, S.,

2003. Cenozoic deformation and tectonic style of the Andes, between 33° and 34° South Latitude. Tectonics, 22(4), 1041, doi:10.1029/2001TC001354.

Figura 1. Mapa geológico simplificado entre los 32º y 32,5ºS, desde la Sernageomin (2003) y Mpodozis et al (2009).

r dentro de la cuenca. Por lo tanto, la propuesta de Jordan et al. (1996) que describe una sucesión de 3600 m de espesor para la Formación Chinches sería

Este estudio fue financiado por el Proyecto Fondecyt 1090165 (CONICYT, Chile) a cargo de L. Pinto, y apoyado por el Proyecto IGCP 586Y (UNESCO). Agradecemos a A. Morton (HM Research, Inglaterrra) y B. Moine (CNRS, Francia) por sus valiosos aportes a la discusión. También agradecemos la ayuda logística en las campañas de terreno de Greg Hoke (Syracuse University, United States), L. Giambiagi (Conicet, Argentina), Mauricio Olivera (Don Lisandro, Barreal, Argentina) y el

Strata (La Junta, Argentina).

skinned thrusting in La Ramada fold and thrust belt. Crustal evolution of the High

Tectonophysics, 317,

Fuentes, F., 2004. Petrología y metamorfismo de muy bajo grado de miocenas en la ladera occidental

de Los Andes de Chile Central (33ºS). Ph.D. thesis, Universidad

lvarez, P. P., Orts, S., Cenozoic deformation and tectonic style of the Andes,

between 33° and 34° South Latitude. Tectonics, 22(4), 1041,

Jordan, T.E., Tamm, V., Figueroa, G., Flemings, P.B., Richards, D.,

Tabbutt, K., Cheatham, T., 1996. Development of the Miocene Manantiales foreland basin, Principal Cordillera, San Juan, Argentina. Rev. Geol. Chile, 23 (1), 43

Mpodozis, C., Brockway, H., Marquardt, C., Perelló, J., 2009.

Geocronología U/Pb y tectónica de la regióCerro Mercedario: Implicancias para la evolución cenozoica de los Andes del centro de Chile y Argentina. XII Congreso Geológico Chileno. Santiago, Chile. Actas Digitales.

Pérez, D.J., 2001. Tectonic and unroofing history of Neogene

Manantiales foreland basin deposits, Cordillera Frontal (32°30´S), San Juan Province, Argentina. J. S. Am. Earth Sci., 14, 693-705.

Pettijohn, F., Potter, P., Siever, R., 1972. Sand and sandstones.

Springer-Verlag, New York. Pinto, L., Hérail, G., Moine, B., Fontan, F., Charrier, R., Dupré, B.,

2004. Using geochemistry to establish the igneous provenances of the Neogene continental sedimentary rocks in the Central Depression and Altiplano, Central Andes. Sedim. Geol., 166 (1/2), 157-183.

Ramos, V.A., Aguirre Urreta, M.B., Alvarez, P.P., Cegarra M.I.,

Cristalini, E.O., Kay, S.M., Lo Forte, G.L., Pereyra, F.X., Pérez, D.J., 1996. Geología de la región del Aconcagua, provincias de San Juan y Mendoza. Subsecretaría de Minería de la Nación. Dirección Nacional del Servicio Geológico, Anales 24 (14).

Sernageomin, 2003. Mapa geológico de Chile, escala 1:1.000.000.

Servicio Nacional de Geología y Minería. Winchester, J., Floyd, P., 1977. Geochemical discrimination of

different magma series and their differentiation immobile elements. Chem. Geol. 20, 325

Mapa geológico simplificado entre los 32º y 32,5ºS, desde la costa chilena hasta el Río Los Patos, Argentina. Modificado de

Jordan, T.E., Tamm, V., Figueroa, G., Flemings, P.B., Richards, D., Development of the Miocene

Manantiales foreland basin, Principal Cordillera, San Juan, Argentina. Rev. Geol. Chile, 23 (1), 43-79.

Mpodozis, C., Brockway, H., Marquardt, C., Perelló, J., 2009. Geocronología U/Pb y tectónica de la región Los Pelambres-Cerro Mercedario: Implicancias para la evolución cenozoica de los Andes del centro de Chile y Argentina. XII Congreso Geológico Chileno. Santiago, Chile. Actas Digitales.

Tectonic and unroofing history of Neogene ales foreland basin deposits, Cordillera Frontal

(32°30´S), San Juan Province, Argentina. J. S. Am. Earth Sci.,

Pettijohn, F., Potter, P., Siever, R., 1972. Sand and sandstones.

ntan, F., Charrier, R., Dupré, B., 2004. Using geochemistry to establish the igneous provenances of the Neogene continental sedimentary rocks in the Central Depression and Altiplano, Central Andes. Sedim. Geol., 166

reta, M.B., Alvarez, P.P., Cegarra M.I., Cristalini, E.O., Kay, S.M., Lo Forte, G.L., Pereyra, F.X., Pérez,

Geología de la región del Aconcagua, provincias de San Juan y Mendoza. Subsecretaría de Minería de la Nación.

vicio Geológico, Anales 24 (14).

Sernageomin, 2003. Mapa geológico de Chile, escala 1:1.000.000. Servicio Nacional de Geología y Minería.

Winchester, J., Floyd, P., 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using

Chem. Geol. 20, 325-34.

hasta el Río Los Patos, Argentina. Modificado de

708

Page 86: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Estratigrafía de los sedimentos glacigénicos en el área

urbana de la ciudad de Castro, Isla Grande de Chiloé.

D. Quiroz1; D. Páez

1

1Servicio Nacional de Geología y Minería. La Paz 406 Puerto Varas; [email protected]; [email protected]

Resumen

El levantamiento geológico escala 1:20.000 realizado en el área urbana de la ciudad de Castro ha permitido reconocer una

amplia variedad de sedimentos glacigénicos que cubren la mayor parte de esta superficie. Afloramientos puntuales y

restringidos de rocas paleozoicas pertenecientes al Complejo Metamórfico Bahía Mansa (Duhart et al., 1998), así como de

dacitas hipabisales eocenas (Dacita Gamboa, Saliot, 1969) y de limolitas miocenas de los Estratos de Chonchi (Quiroz et al.,

2003), constituyen el basamento dentro de esta área. Más del 90% de la superficie urbana está compuesta por depósitos

sedimentarios glacigénicos no consolidados, generados durante la Glaciación Llanquihue (Mercer, 1976), en el Pleistoceno

Superior. Si bien existe gran variedad granulométrica y estructural en estos depósitos, su génesis se puede asociar a tres

ambientes principales: glaciolacustre, donde predominan limos y arcillas laminadas, así como potentes bancos de arenas

finas a limosas con estructuras bien preservadas; subglacial, representado por diamictos, en general, fuertemente

compactados; y periglacial, con mayor diversidad de facies sedimentarias entre las que destacan gravas y arenas

estratificadas glaciofluviales. Localmente, una datación radiométrica 14

C, mayor a 49.700 años AP (Heusser et al., 1995),

permite acotar la edad de los sedimentos expuestos en esta área.

Introducción

En el marco del estudio Geológico Ambiental para el

Ordenamiento Territorial del área de Castro, que

Sernageomin ha llevado a cabo en dicha zona, se realizó el

levantamiento geológico de detalle, a escala 1:20.000, del

área urbana de dicha ciudad.

Castro se ubica en el margen centro oriental de la Isla

Grande de Chiloé, en una posición que, fisiográficamente,

corresponde a la vertiente este de la Cordillera de la Costa,

denominada en esta latitud Cordillera de Piuchén (figura

1). La ciudad está emplazada en el borde del fiordo

denominado estero Castro y se extiende al este,

mayoritariamente hacia los cerros ubicados

inmediatamente al norte y sur del estero Gamboa, en

sectores que conforman relictos de terrazas glaciofluviales

y en áreas de topografía y pendiente irregulares. Al sur del

estero Nercón, la topografía es abrupta y de fuerte

pendiente, lo que ha condicionado una menor expansión de

la ciudad hacia los cerros.

Del punto de vista evolutivo, el relieve montañoso al oeste

de Castro, está determinado principalmente por estructuras

que segmentan la Isla y controlan el alzamiento de un

bloque estructural conformado por basamento metamórfico

(Muñoz et al., 1999). Las cuencas sedimentarias terciarias,

donde se encuentran los Estratos de Chonchi, habrían sido

reguladas también por dichas estructuras. El relieve

positivo constituido por la Cordillera de Piuchén, controló,

además, los avances del hielo proveniente del este durante

las sucesivas glaciaciones. El último sistema de glaciares

de pie de monte en esta latitud ha sido denominado

‘Lóbulo Castro’ (Heusser et al., 1998) y, durante las etapas

finales de avance y retroceso del hielo, los detritos

contenidos en el frente glaciar habrían sido retrabajados

por sistemas de drenajes laterales y acumulados en

pequeños lagos efímeros en contacto con el hielo.

Desagües y represamientos cíclicos de estos pequeños

lagos pueden haber originado facies alternantes y repetidas

de sedimentos finos estratificados subyacentes a depósitos

de gravas y arenas con estratificación plana inclinada, en

algunos sectores de esta área.

El registro estratigráfico de pozos realizados en sectores

inmediatamente al norte de Castro muestra predominancia

de facies limosas y arenosas glaciolacustres y,

subordinadamente, diamicticas en la parte basal de los

depósitos no consolidados. Sobre la base de los

antecedentes de campo se propone un esquema de la

estratigrafía del Cuaternario de esta parte de la Isla Grande

de Chiloé.

Estratigrafía

Los depósitos Glacigénicos de la Glaciación Llanquihue

(Mercer, 1976) del Pleistoceno Superior representan la

mayor parte de la superficie urbana y en ella se distinguen

tres subunidades principales.

(1) Depósitos glaciolacutres. Estos se distribuyen

pobremente en la zona costera, al sur de Castro, y

ampliamente en la zona inmediatamente al norte de la

ciudad. Se distinguen dos facies: (a) constituida por

sedimentos de granulometría muy fina, arcillas y limos

laminados en secuencias rítmicas, tipo varves. Estos

depósitos se encuentran expuestos de manera discontinua a

lo largo de la costa occidental del Estero Castro formando,

localmente, pequeños escarpes de no más de 8 m de altura

709

Page 87: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

donde exhiben laminación, ondulitas, plegamiento

convoluto, estrías de cizalle y plegamientos mayores

(figuras 2a y 2b). Los depósitos observados en el sector

costero de Castro y Gamboa alcanzan aproximadamente 7

m de espesor y están cubiertos por depósitos de gravas y

arenas estratificadas. En Tenten los limos laminados se

encuentran plegados (glacitectonita) por efecto del empuje

glaciar y cubiertos, parcialmente, por un depósito

diamíctico. (b) Depósitos de limos y arenas finas

laminadas y estratificadas en bancos alternantes que,

localmente, gradan a arenas de grano fino a medio

conformando bancos métricos con ondulitas simétricas y

asimétricas y, localmente, con estratificación cruzada plana

(figura 2c). Estos depósitos se distribuyen al norte de

Castro, entre la desembocadura del río La Chacra y el

estero Llaullao. En el borde norte de la ciudad, se

encuentran depósitos de limos y arenas de grano fino a

medio sobre las arcillas laminadas expuestas en el sector

bajo (palafitos norte). Los depósitos muestran alternancia

de arenas finas y limos, además de bancos de arenas

macizas de, aproximadamente, 4 m de espesor; también se

exhiben estructuras de carga y pérdida de fluidos. En el

sector de Tenten, intercalado entre capas de arenas y limos

de estas unidad, se encuentra un banco de 2,5 a 3 m de

espesor constituido por fragmentos calcáreos de

organismos marinos de tamaño medio a muy grueso (0,2 a

2 mm) conformando un sedimento coquinoídeo.

(2) Depósitos diamicticos (till). Los sedimentos

diamícticos están constituidos por fragmentos líticos mal

clasificados, cuyos tamaños varían entre gravas y bloques,

que localmente pueden alcanzar 2 m o más en su eje

mayor. La matriz es limo arcillosa y la compactación es

variable de acuerdo con la posición del till en relación con

el glaciar. Normalmente, son depósitos macizos, matriz

soportados (figura 2d). En el extremo sur del área de

estudio, se reconocen diamictos pobremente expuestos a

nivel de la costa, cubiertos por sedimentos variados,

originados en un ambiente de pendiente de contacto con

hielo. Estos diamíctos están fuertemente consolidados y

constituyen till basal o de fondo. Exposiciones más

extensas de diamictos se presentan en la parte alta de la

zona urbana (Llicaldad, Nercón y Gamboa Alto),

frecuentemente como till basal muy consolidado, aunque

localmente se encuentra till de fusión cuya consolidación

es baja e internamente muestra estructuras de laminación y

lentes de sedimentos finos. En el sector de Tenten dos

depósitos distintos de till basal bien expuestos, uno en la

costa y otro en partes altas, subyacen y sobreyacen,

respectivamente, a depósitos de limos y arenas

glaciolacustres-glacioestuarinas. En Punta Tenten, a nivel

del mar, restos de madera carbonizada y de limos

orgánicos, además de un pequeño horizonte de pumicita

originados en una ciénaga de un periodo interestadial, se

encuentran plegados (glacitectonita) por el avance del hielo

posterior. La madera contenida en dicho horizonte ha sido

datada en estudios previos en más de 49.700 años AP

(Heusser et al., 1995). La posición de los troncos datados,

en un nivel que sobreyace a un diamicto basal, permite

inferir una edad más joven para los depósitos en posiciones

estratigráficas superiores.

(3) Depósitos de ambiente periglacial. En el sector sur de

Castro, en la parte alta entre Llicaldad y Nercón alto, los

depósitos glacigénicos expuestos evidencian cambios

laterales y verticales de facies relativamente bruscos. El

relieve, entre los 20 y los 120 m s.n.m., tiene una alta

pendiente. En esta área se observan, localmente, las

siguientes asociaciones de facies: (a) Depósitos de arenas y

gravas estratificadas, con manteos de 15 a 20º hacia el este,

con intercalaciones de bancos limosos, que localmente

muestran estructuras de perturbación de la estratificación

por descargas rápidas de detritos (figura 2e). Además,

bancos de limos y arcillas laminadas junto con

asociaciones caóticas de arenas, gravas y bloques sin

estructura interna, muy deleznables, que, en partes,

contienen lentes irregulares de arenas y gravas laminadas.

(b) Por otra parte, en este mismo sector, se presenta sobre

la cota 110 m s.n.m. un relieve relicto de morfología

relativamente plana o de terraza, con suave pendiente al

este. Se compone de estratos alternantes de gravas con

matriz limo-arenosa y limos que gradan a arena gruesa y

gravas con estructuras de descargas de detritos. Las capas

tienen también una suave inclinación al este. Sobre dicho

relieve se presentan montículos aislados de

aproximadamente 3 m de altura, con estructura interna

compleja que incluye lentes de sedimentos finos que

sugieren intervención hídrica o sedimentación controlada,

asociados estrechamente a gravas, arenas y bloques sin

estructura. Por otro lado, el sector de Gamboa alto y el área

noroeste de Castro conforman un relieve relativamente

plano, disectado por el valle del río Gamboa; las facies en

dichos lugares son similares e incluyen limos y arenas con

bancos de gravas con estratificación cruzada y horizontal,

localmente con gravas gruesas y bloques de irregular

estructura. Las arenas muestran estructuras que sugieren

colapso de los depósitos, en partes con fallas normales

sinsedimentarias, y descargas rápidas de detritos (figuras

2f y 2g). Dentro de esta subunidad, los depósitos

glaciofluviales corresponden a sedimentos no consolidados

compuestos por arenas y gravas con proporciones menores

de limos y arcillas y, localmente, bloques, acumulados por

acción fluvial o por corrientes de aguas de fusión en los

márgenes de un glaciar. En general estos depósitos

muestran estratificación horizontal con alternancia de

bancos de arenas y gravas, en partes lentiformes, con

contenidos variables de bloques. Los clastos se encuentran

normalmente imbricados y son redondeados a

subredondeados. Localmente, muestran estratificación

cruzada plana y en artesa. Algunas capas de gravas son

clastosoportadas. Los depósitos de este tipo, mejor

desarrollados y de amplia exposición y distribución, se

encuentran al norte de Castro, fuera del área urbana,

conformando extensas llanuras glaciofluviales (‘otuwash’).

Dentro del área de estudio, estos depósitos son más

restringidos y muestran notables variaciones texturales

debido a que su origen habría estado relacionado a un

ambiente de dinámica muy variable en los márgenes del

hielo. Se han incluido en esta unidad aquellos depósitos

710

Page 88: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

que conforman relieves morfológicamente planos o de

terrazas elevadas en el sector alto de Castro, en los flancos

del valle del río Gamboa. Las exposiciones observadas en

distintos cortes del terreno, tanto al norte como al sur del

río muestran gravas y arenas con estratificación plana

horizontal (figura 2h) y, localmente, con estratificación

inclinada (hasta 45º).

Discusión

La geología de la ciudad de Castro está caracterizada,

principalmente, por la presencia de sedimentos

glacigénicos. La parte basal de estos corresponde,

mayoritariamente, a sedimentos glaciolacustres y a

diamictos. El sector central de la ciudad se asienta sobre

depósitos glaciofluviales relacionados con la evolución del

río Gamboa, donde descensos bruscos del nivel de base

habrían generado relieves planos con similares

características en cotas distintas. Ambos depósitos,

superior e inferior, corresponden al terreno donde se

edifica parte importante de la ciudad de Castro, incluido el

sector céntrico y el sector donde se ubica el aeródromo.

Una datación radiocarbónica en madera, contenida en

sedimento orgánico sobreyacente a un diamicto, ubicado

en la base de la columna estratigráfica, permite estimar una

edad menor a 49.700 años AP para la mayoría de los

depósitos en esta área. Localmente, una capa de

sedimentos coquinoídeos permite inferir que al menos una

parte del proceso sedimentario glacigénico estuvo abierto a

condiciones marinas, posiblemente durante un periodo de

retroceso del hielo o interestadial.

Figura 1: Ubicación del área de Castro en la Isla Grande de

Chiloé.

2c 2d

2e 2f

2g 2h

Figura 2: Facies sedimentarias glacigénicas expuestas en el

área urbana de Castro. Explicación en el texto.

Agradecimientos

Esta contribución cuenta con el auspicio de la

Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional

de Geología y Minería.

Referencias

Duhart, P.; Lara, L.; Pérez, Y.; Rodríguez, C.; Antinao, J.L.; Clayton,

J.; McDonough, M.; Fonseca, E.; Muñoz, J. 1998. Geología

Regional. In Estudio Geológico-Económico de la X Región Norte.

Servicio Nacional de Geología y Minería, Informe Registrado, IR-

98-15, 6 Vols., 27 mapas.

Heusser, C.J.; Denton, G.H.; Hauser, A.; Andersen, B.G.; Lowell,

T.V. 1995. Quaternary pollen records from the Archipiélago de

Chiloé in the context of glaciation and climate. Revista Geológica de Chile, Vol. 22, No. 1, p. 25-46.

Mercer, J.H. 1976. Glacial history of southernmost South America.

Quaternary Research, Vol. 6, p. 125-166.

Muñoz, J.; Duhart, P.; Huffmann, L.; Massone, H. 1999b. Geologic

and Structural Setting of the Chiloé Island, Chile. In Congreso Geológico Argentino, No. 14, Actas, Vol. 1, p. 182-184. Salta.

Quiroz, D.; Palma-Heldt, S.; Duhart, P.; Muñoz, J. 2003.

Antecedentes paleontológicos de los Estratos de Chonchi, Terciario

de Chiloé Insular, Chile. In Congreso Geológico, No 10, Actas en CD

ROM. Concepción.

Saliot, P. 1969. Etude Géologique dans l’ile de Chiloe (Chili).

Bulletin Societe Geologique de France, Vol. 7, XI, p. 388-399.

2a 2b

711

Page 89: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Arquitectura y evolución tectonoestratigráfica del Depocentro de San Félix, Triásico Medio a Superior: Resultados preliminares Maxime Padel* a, Esteban Salazar a y Felipe Coloma a

aServicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María #0104, Providencia, Santiago, Chile * E-mail: [email protected] Resumen. El depocentro de San Félix pertenece a una franja de cuencas de rift desarrollada en el margen suroccidental de Gondwana a partir del Triásico Medio. Éste se habría desarrollado desde antes del Anísico hasta el Carniano, de acuerdo a una edad U-Pb en circones de 222,8 ± 2,1 Ma obtenida cerca de su techo. La arquitectura estratigráfica del depocentro se caracteriza por una disminución gradual de sus espesores hacia el N, S y E, a medida que se apoya en onlap sobre el basamento, lo que, junto con evidencias de fallamiento normal sinsedimentario, sugiere una geometría de hemigraben abierto hacia el oeste. Cuatro columnas levantadas en este trabajo indican una fuerte variación lateral de las litofacies encontradas. Trabajos actualmente en desarrollo apuntan a la construcción de un modelo de distribución espacial de facies y su evolución temporal en pos de la construcción de un modelo de evolución tectonoestratigráfica para el depocentro. Palabras Claves: Triásico, San Félix, Rift, Hemi-graben 1 Introducción El desmembramiento del supercontinente de Gondwana, a partir del Triásico Medio, es marcado en su margen suroccidental por el desarrollo de una franja de cuencas de rift paralela al margen cuyos rellenos sedimentarios afloran en el norte de Chile, noroeste de Argentina, sur de Brasil y sur de África (Zerfass et al., 2004). Las cuencas que afloran en Argentina (Cuyo e Ishigualasto) y Brasil (Santa María) corresponden a cuencas continentales de tipo hemigaben controladas por fallas de borde de crecimiento y orientación NNW cuya arquitectura estratigráfica ha permitido la identificación de tres ciclos asociados a subsidencia tectónica (Milana y Alcober, 1994;Currie et al., 2009; Barredo y Ramos, 2010; Zerfass et al., 2003). En Chile, en cambio, se evidencia el desarrollo tanto de cuencas de rift de ambiente continental (Cuenca de Cifuncho-La Ternera-La Coipa) como de ambiente marino (Cuencas de San Félix y El Profeta), intercaladas en franjas de orientación NNW (Suárez y Bell; 1992), que carecen de estudios que asocien su arquitectura estratigráfica con su geometría estructural y la evolución tectónica de la cuenca y, en el caso de las cuencas marinas, que evalúen la interacción de la tectónica versus el eustatismo en la generación del espacio de acomodación. En este trabajo se presentan resultados geocronológicos y

de la arquitectura estructural y estratigráfica del depocentro de San Félix obtenidos durante el desarrollo de la Carta El Tránsito-Lagunillas, por parte de la Subdirección de Geología del SERNAGEOMIN, que permitirán construir un modelo de variaciones espaciales y temporales de facies y evaluar las influencias eustáticas y tectónicas en la evolución de la cuenca con miras hacia la construcción de un modelo para su evolución tectonoestratigráfica. 2 Cuenca de San Félix Suárez y Bell (1992) definen como Cuenca de San Felix a los rocas de la Formación San Félix (FSF), aflorantes en el margen occidental de la Cordillera Frontal a los 29°S y a los de la Formación Canto del Agua, en la Cordillera de la Costa a la misma latitud. Acá se define como el Depocentro San Félix al depocentro perteneciente a la cuenca de San Félix donde se depositaron los sedimentos de la Formación San Félix. 2.1 Formación San Félix La Formación San Félix consiste en una secuencia clástica que aflora en el río del Carmen (Fig. 2). En su localidad tipo se reconocen cinco miembros que suman casi 5000 m de espesor y que consisten en dos miembros sedimentarios finos intercalados entre tres miembros sedimentarios conglomerádicos (M1 a M5; Ribba, 1985). Estos espesores se reducen drásticamente hacia el sur y el norte llegando a los 500 m (Fig. 2). Estudios sedimentológicos anteriores han interpretado este depocentro como un fan delta submarino de una cuenca extensional controlada por fallas (Bell y Suárez, 1994), a la vez que la presencia de fósiles invertebrados marinos en niveles hemipelágicos indican una edad anísica para esta unidad (Zeil, 1958) En este trabajo se identificó que la posición estratigráfica de los niveles fosilíferos corresponden al miembro M4 definido en la localidad tipo. Además, a partir del análisis de 15 circones obtenidos en una toba de ceniza del miembro M5 aflorante en la Quebrada del Tabaco realizado por la Universidad de Tasmania (LA-ICPMS), se obtuvo una edad de 222,8 ± 2,1 Ma a partir de una población coherente de 8 circones (Fig. 1).

712

Page 90: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Figura 1. Diagrama de concordia para circones analizados de la muestra ST-62d en el miembro M5 de la Formación San Félix en la Quebrada del Tabaco. Puntos azules corresponden a circones considerados para el cálculo de la edad. 2.2 Estructura del Depocentro de San Félix La Formación San Félix aflora tanto en bloque colgante de la Falla San Félix, formando un suave anticlinal que disminuye el manteo hacia la traza de la falla (Fig. 1), como en el bloque yaciente de esta donde forma un sinclinal asimétrico de vergencia oeste en el sur del río del Carmen (Fig. 2). La geometría de primer orden de sus depósitos se caracterizan por una fuerte disminución de sus espesores hacia el sur, norte y este de la localidad tipo que es donde presenta su mayor espesor. Tanto hacia el norte como hacia el este se observa la disposición en onlap sobre el basamento (Fig. 2). Internamente presenta fallas normales sincrónicas a la sedimentación con una deformación compresiva sobreimpuesta. Estas características estructurales indican que el espacio de acomodación de la cuenca estuvo principalmente controlado por una falla normal de borde de vergencia este y de tipo crecimiento que se habría ubicado en el extremo occidental del depocentro. La variación del desplazamiento de esta falla sería, entonces, igual a la variación de los espesores a lo largo del rumbo, configurándose así, una cuenca tipo hemigraben. 2.3 Estratigrafía del Depocentro de San Félix En este trabajo se levantaron 4 columnas estratigráficas en distintas partes de la cuenca que se presentan sintetizadas en la Figura 2. Los siguientes códigos permiten la descripción sedimentológica de litofacies típicas encontradas en las columnas levantadas: CogS: Conglomerado de clastos sub-redondeados con bloques hasta los 60 centímetros, matriz de arenisca media a gruesa de pobre selección y grano anguloso a sub-anguloso. Facies sin estructura aparente más que algunos

canales fluviales. Posible presencia de material orgánico (hojas). AmE: Arenisca media a grusea, con selección media, granos sub-angulosos a sub-redondeados de cuarzo, líticos de esquistos gris y riolitas. En algunos lugares presencia de hojas bien conservadas. Niveles de conglomerado amalgamado con clastos alineados e imbricados de 1 hasta 30 cm y estructuras sedimentarias (laminaciones planas paralelas, y cruzadas). La base erosiva de algunos bancos puede presentar mud-clasts (o flakes). LiR: Limonita de color gris claro a bordeau con traza de raíces, nódulos de hierro o caliza, niveles ricos en material orgánico. Af: Arenisca fina a gruesa de buena selección, granos sub-redondeado de cuarzo y líticos de esquisto gris. Posible presencia de bioclastos y material orgánico. Laminaciones horizontales. Lu: Lutita de color oscuro, con niveles de arenisca fina granodecreciente. Ondulitas, bioturbaciones y nodulos. Aftur: Bancos de arenisca fina a media grano decreciente con base erosiva (groove marks y mud-clasts) de tipo turbidítica. Agtur: Areniscas gruesas a muy gruesas con estratos granocreciente y granodecreciente. Mala selección. Niveles de conglomerado tipo diamictita. Intercalaciones de niveles de lutitas bioturbados en la parte más fina de los bancos granodecreciente con figuras de carga y convolutas. Laminaciones y ondulitas. 3 En vías de la construcción de un modelo

de evolución tectonoestratigráfica Constreñida la geometría estructural del depocentro de San Félix y definidas las litofacies que conforman su relleno estratigráfico, actualmente, pero no presentado en este resumen, se está realizando la construcción de un modelo de distribución espacial de facies y de su evolución en el tiempo para, a partir de éste, poder evaluar las influencias tectónicas versus las eustáticas en pos de la construcción de un modelo de evolución tectonoestratigráfica del depocentro. Agradecimientos Esta contribución fue patrocinada por la Subdirección Nacional de Geología de SERNAGEOMIN. Referencias Barredo, S. y Ramos, V. 2010. Revista de la Asociación Geológica

Argentina. v. 66, p. 133-145. Bell, C.M., and Suarez, M.,1994, The sedimentation and tectonics of

713

Page 91: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

a marine fan-delta developed on an active continental margin: the Triassic San Félix Formation in the Andes of northern Chile: Journal of South American Earth Sciences, v. 7, p. 403-413.

Currie, B.; Colombi, C.; Tabor, N.; Schippman, T.; Montañez, I.

2009. Stratigraphy and architecture of the Upper Triassic Ischigualasto Formation, Ischigualasto Provincial Park, San Juan, Argentina. Journal of South American, v. 27, p. 74-87.

Milana, J.P., and Alcober, O., 1994, Modelo tectosedimentario de la

cuenca triásica de Ischigualasto (San Juan, Argentina): Revista de la Asociación Geológica Argentina, v. 49, p. 217-235.

Ribba, L., 1985, Geología regional del cuadrángulo El Tránsito,

Región de Atacama, Chile: Santiago, Universidad de Chile. Suarez, M., and Bell, C.M., 1992, Triassic rift-related sedimentary

basins in northern Chile (24°-29°S): Journal of South American Earth Sciences, v. 6, p. 109-121.

Zerfass, H.; Chemale, F.; Leandro Schultz, C.; Lavina, E. 2004.

Tectonics and sedimentation in Southern South America during Triassic. Sedimentary Geology 166: 265-292

Zeil, W., 1958, Marine mittletrias in der Hochkordillere der Provinz

Atacama (Chile): Neues Jahrbuch der Geologie und Paleontologie, Abhandlung, p. 339-351.

Figura 2. Mapa de la Formación San Félix y columnas estratigráficas levantadas con la distribución de las litofacies definidas en el texto.

714

Page 92: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Variaciones laterales en la arquitectura estratigrá fica del Jurásico Superior en el valle del Tránsito: ¿Eviden cias del desarrollo de un rift continental?

Mariana Labbé * a, Esteban Salazara, Pablo Rosselb, Roberto Merinob, Verónica Oliverosb. aServicio Nacional de Geología y Minería, Av. Santa María #0104, Providencia, Santiago, Chile. bDepartamento Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias Químicas, Universidad de Concepción, casilla 160C, Concepción, Chile. * E-mail: [email protected] Resumen. Datos estratigráficos y una edad U-Pb de 147 ± 4,1 Ma obtenidos en los rocas del Jurásico Superior en el valle del río Tránsito, junto con la recopilación de otros datos geocronológicos, evidencian una drástica variación lateral en la sedimentación de este período. A partir de este refinamiento es posible identificar 3 estadíos en la evolución paleogeográfica del área para el Jurásico Superior. Entre los 163 y 154 Ma Se desarrolla un complejo volcánico en el sector de Quebrada Pinte junto con un alzamiento general del área. Entre los 154 y 144 Ma. Se desarrolla una cuenca de rift longitudinal al margen, en el sector oriental del área, rellena de sedimentos clásticos continentales contemporáneo al continuo desarrollo de volcanismo en sector Quebrada Pinte. Entre los 154 y los 133 Ma, se desarrolla un volcanismo intermedio a ácido con importante aporte piroclástico sobre el hombro occidental del rift, mientras que sobre el rift se desarrolla un volcanismo básico a intermedio que cubre al relleno sedimentario. Palabras Claves: Jurásico, Estratigrafía, Geocronología, Paleogeografía, Rift, Río Tránsito. 1 Introducción Durante el Jurásico Temprano a Medio la configuración paleogeográfica del margen andino entre los 27 y 29°S consistió en un arco magmático localizado a lo largo de la actual Cordillera de la Costa y una cuenca marina de tras arco, ubicada en la presente Cordillera Frontal (Mpodozis y Ramos, 1989). En la Cordillera Frontal, estas sedimentitas marinas se encuentran cubiertas, en algunos sectores, por paquetes volcánicos (Formaciones Quebrada Vicuñita, Picudo y Baños del Toro; Iriarte et al., 1999; Reutter, 1974; Nasi et al, 1990) y en otros sectores por paquetes sedimentarios continentales que a su vez se encuentran cubiertos por volcanitas (Formaciones Lagunillas, Algarrobal y Estratos de Barriquitas; Iriarte et al., 1999; Reutter, 1974; Nasi et al, 1990). Si bien éstos depósitos han sido asignados indistintamente al Jurásico Superior por los autores citados, los escasos datos geocronológicos disponibles no han permitido explicar las relaciones temporales entre estas distintas unidades ni, por lo tanto, entender la distribucion espacial y variabilidad lateral de estos depósitos que representan un cambio mayor en la configuración paleogeográfica del margen andino.

En el valle del río Copiapó, Oliveros et al. (2012a), a partir de circones detríticos, obtuvieron una edad máxima de 150,8 ± 4 Ma para el miembro sedimentario inferior de la Formación Lagunillas, interpretándolo como un sistema de abanicos aluviales que rellenan depocentros controlados por fallas normales. Para el valle del río Tránsito, en este trabajo se presentan 6 columnas estratigráficas y una datación U-Pb de las rocas del Jurásico Superior que, junto con otros antecedentes geocronológicos recopilados, permiten constreñir la extensión y variabilidad espacial de los depósitos del Jurásico superior en la zona, así como sus implicancias en la evolución paleogeográfica durante ese período. 2 Depósitos del Jurásico superior en el Valle del Tránsito Columna CT-1 (Nacientes del río Manflas) En discordancia sobre plutones permo-triásicos afloran 50 m de ortoconglomerados finos de 1 a 2 m, rojos, canalizados, con gradación normal a cuarzoareniscas medias rojas de buena selección con un nivel de calizas intercalado. Sobre éstos, en contacto gradacional afloran 210 m de conglomerados polimícticos que varían de clasto y matriz soportados, mal seleccionados con clastos de 1-50 cm de redondeamiento regular con abundante calcita diagenética en los intersticios de la matriz. Afloran en capas decimétricas con gradación normal a litarenita media a gruesa con estratificación cruzada planar. Estos 210 m se reducen drásticamente hacia el este a 170 m por acción de una falla normal (Fig. 2). Sobre éstos afloran 50 m de basaltos con intercalaciones de tobas de lapilli líticas a vítreas con fenocristaless de cuarzo que en las que Mpodozis y Gardeweg (2008) obtuvieron una edad U-Pb en circones de 146,3 ± 1,6 Ma. Este paquete volcánico también disminuye su espesor en unos 20 m hacia el este por efecto de una falla normal (Fig. 2). Concordantemente sobre éstos de apoyan al menos 80 m de ortoconglomerados finos rojos, canalizados y con gradación normal.

715

Page 93: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Columna CT-2 (Quebrada Lagunillas) Concordantemente sobre las calizas liásicas de la Formación Lautaro (von Hillebrandt, 1973) se apoyan 80 m de conglomerados grises matriz a clastosoportados, mal seleccionados con clastos de 1 a 80 cm, de redondeamiento y esfericidad regular. Sobre éstos se apoyan concordantemente 65 m de andesitas, basaltos y tobas de cenizas ácidas. Concordantemente sobre éstas se depositan 60 m de areniscas finas rojas con laminaciones horizontales y tipo flaser, con intercalaciones de ortoconglomerados finos, limolitas rojas y grainstones. Columna CT-3 (Quebrada La Totora) Directamente sobre las calizas de Lautaro de edad bajociana (von Hillebrandt, 1973) se ubican 80 m de andesitas y tobas de lapilli riodacíticas donde Salazar (2012) obtuvo una edad U-Pb en circones de 144,6 ± 2,1 Ma. Sobre éstos se depositan al menos 65 m de fangolitas rojas de laminación horizontal con areniscas muy finas y conglomerados polimícticos. Columna CT-4 (Quebrada Pinte) En la Quebrada Pinte se levantaron dos columnas complementarias, CT-4A en la entrada de Quebrada Pinte y CT-4B en la Quebrada del Ají (Fig. 2). La columna CT-4A parte sobre el techo de la Formación Lautaro, de edad bajociana (von Hillebrandt, 1973), con una brecha andesítica monomíctica con clastos de hasta 1 m datada en Ar/Ar en anfíbola en 163,4 ± 1,2 Ma (Oliveros et al., 2012b), sobre ésta, 130 m de andesitas y andesitas basálticas de clinopiroxeno, luego un nivel ignimbrítico datado en 151,4 ± 2,7 Ma (Rossel et al, 2011) cubierto por 75 m de basaltos de olivino y clinopiroxeno. La columna CT-4B parte de una ignimbrita basal cubierta de 200 m de coladas metricas de andesitas, andesitas basálticas y basaltos cubiertos por 50 m de brechas andesíticas con intercalaciones de niveles conglomerádicos. Columnta CT-5 (Quebrada La Plata) Esta columna comienza con un nivel de paleosuelo sobre un pluton paleozoico de 2 m cubierto por 20 m de grainstones y mudstones con fauna de la zona de Asociación Rynchonelloidea cuyana que abarca desde el Pliensbachiano superior al Toarciano inferior (Rubilar, 2012, comunicación escrita). Sobre éstas se disponen 10 m de litarenitas negras bien seleccionadas y granos subangulosos en capas decimétricas cubiertos por al menos 50 m de conglomerados gruesos negros de clastos andesíticos que varían de clasto a matriz-soportados con una toba de ceniza intercalada (muestra ST-88d). 15 circones obtenidos en esta toba fueron separados y analizados por LA-ICPMS en la Universidad de Tasmania, donde se obtuvo una edad 147,8 ± 2,1 Ma a partir de una población coherente de 9 circones (Fig. 1).

3 Discusión y Conclusiones Las variaciones estratratigráficas evidenciadas a partir de los datos expuestos para los depósitos del Jurásico Superior permiten identificar tres períodos con distintas configuraciones paleogeográficas para este período en el valle del Tránsito. Entre los 163 y los 154 Ma se desarrolla un complejo volcánico de composición intermedia en el sector de Quebrada Pinte que se relaciona temporalmente con la exhumación de la cuenca de Lautaro. Al E-NE de este volcanismo no se registran depósitos contemporáneos, probablemente debido a que toda el área correspondió a un alto topográfico.

Figura 1. Diagrama de concordia para circones analizados de la muestra ST-88d en Quebrada de la Plata. Puntos rojos corresponden a circones considerados para el cálculo de la edad. Entre los 154 y 144 Ma un evento de rift y acumulación de sedimentos clásticos en un sistema de cuencas de tipo graben donde se acomodan hasta 270 m de sedimentos gracias a un arreglo de fallas normales bivergentes en un ambiente aluvial de gran extensión longitudinal. La actividad del "complejo volcánico de Pinte" continúa, y corresponde, junto al sector de Quebrada La Totora, a altos topográficos de los hombros de la cuenca donde no se depositan sedimentos. Entre 145 a 133 Ma se desarrolla un volcanismo generalizado en el sector oriental con basaltos alcalinos con signatura de magmas de intraplaca (Rossel et al., 2012) en el sector del rift, donde cambios de espesores observados en las nacientes del río Manflas sugieren que la tectónica extensional continuaba. Al mismo tiempo continua el volcanismo continental, en los hombros occidentales del rift, de composición intermedia a ácida, generación de flujos piroclásticos que ingresan al rift intercalándose en los basaltos autóctonos de éste y con características de magmas asociados a subducción (Rossel et al., 2012). La edad de 133 Ma corresponde a la edad más joven previo a un cese en el volcanismo del área durante el Neocomiano (Salazar, 2012)

716

Page 94: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Agradecimientos Esta contribución fue patrocinada por la Subdirección Nacional de Geología de SERNAGEOMIN y por el proyecto Fondecyt 11080040. Se agradece también el apoyo en terreno así como la facilitación de información geocronológica por parte de Goldcorp S.A. El Morro. Referencias Iriarte, S., Arévalo, C., and Mpodozis, C., 1999, Hoja La Guardia,

Región de Atacama, Carta Geológica de Chile, No 13: Santiago, Servicio Nacional de Geología y Minería

Mpodozis, C., Ramos, V.A., 1989. The Andes of Chile and Argentina.

In: Ericksen, G.E., Cañas, M.T., Reinemud, J.A. (Eds.), Geology of the Andes and Its Relation to Hydrocarbon and Mineral Resources Circumpacific Council for Energy and Mineral Resources, vol. 11. Earth Science Series, pp. 59e90.

Mpodozis, C, Gardeweg, M., 2008, Updated Regional Geology of El

Morro District (1:25.000 Scale), 142 p. (Aurum Consultores, internal repport for XStrata Copper), Santiago.

Nasi, C., Moscoso, R., and Maksaev, V., 1990, Hoja Guanta, Región

de Coquimbo: Carta Geológica de Chile, p. 140. Oliveros, V.; Labbé, M.; Rossel, P.; Charrier, R.; Encinas, A. 2012a.

Late Jurassic paleogeographic evolution of the Andean back-arc

basin: New constrains from the Lagunillas Formation, northern Chile (27°30’-28°30’S). Journal of South American Earth Science 37: 25-40.

Oliveros, V.; Rossel, P.; Charrier, R.; Labbe, M.; Merino, R. 2012b

El tras arco en el sistema Andino Temprano (Jurásico Tardío), en el margen chileno. In XIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, Chile.

Reutter, K.-J., 1974, Entwicklung und Bauplan der chilenischen

Hochkordillere im Bereich 29° südlicher Breite: Neues Jahrbuch der Geologie und Paleontologie, Abhandlung, v. 146, p. 153-178.

Rossel, P.; Oliveros, V.; Ducea, M..N.; Labbé, M; Charrier, R. 2011. The Late Jurassic Andean back-arc volcanism, northern Chile (26-31ºS). Mineralogical Magazine 75: 1756-1756

Rossel, P., Oliveros, V., Ducea, M., Charrier, R., 2012. El sistema

andino del Jurásico Superior en el norte de Chile (26°-31°S): evidencias geoquímicas de variación magmática del arco al tras arco. In XIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, Chile.

Salazar, E., 2012. Evolución Tectonoestratigráfica Post-paleozoica de

la Cordillera de Vallenar: Implicancias en la construcción del Oroclino de Vallenar. Msc. Thesis (Unpublished), Universidad de Chile, Departamento de Geología: 145 p.

Von Hillerbrandt, A.v., 1973, Neue Ergebnisse über den Jura in Chile

und Argentinien: Münster Forsch. Geol: Paläont:, v. 31-32, p. 167-199.

Figura 2. Distribución de afloramientos de los Depósitos del Jurásico Superior estudiados y columnas estratigráficas levantadas.

717

Page 95: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Morfoestratigrafía de las terrazas marinas en Punta Patache (20°49'S): Observaciones y edades 14C en guano fósil asociado Paulina Vásquez* 1, Fernando Sepúlveda 1 y Sven N. Nielsen 2 1Servicio Nacional de Geología y Minería, Santa María 104, Providencia, Santiago, Chile. 2Institut für Geowissenschaften, Christian-Albrechts-Universität zu Kiel, Ludewig-Meyn-Str. 10, 24118 Kiel, Alemania * E-mail: [email protected] Resumen. En la costa al sur de Iquique se preservan hasta seis terrazas marinas de edad pleistocena con sedimentos litorales. En Punta Patache se expone una sección donde se observan la sedimentación asociada a las terrazas V y VI. Esta sección presenta niveles de guano rojo estratificado cubiertos por areniscas litorales preservados en la terraza V. Aquí las terrazas están cortadas por fracturas métricas con rellenos de una segunda generación de guano rojo y blanco. El guano rojo que rellena estas fracturas pudo ser datado con el método 14C obteniendo edades de ca. 50.000 años BP mientras que el guano blanco entregó edades 14C de 42.700 años BP. Distintas generaciones de guano y su relación con los sedimentos de las terrazas marinas permiten inferir variaciones de ambientes marino-litorales a subaéreos. Estas variaciones se vinculan a cambios de nivel eustático y tectónica asociada que permite la preservación de las terrazas a alturas mayores que el nivel del mar actual. Además, la ocurrencia de tres niveles de guano fósil señalan periodos donde probablemente hubo procesos de surgencia oceanográfica, con abundante aporte de nutrientes que permitió sustentar en el tiempo importantes colonias de aves generadoras de guano. Palabras Claves: Terrazas marinas, guano fósil, Pleistoceno, edades 14C 1 Introducción Las terrazas marinas jóvenes representan sectores litorales de la plataforma marina que estuvieron cubiertos por el océano y que actualmente se encuentran expuestos por sobre su nivel. Por esta razón, las terrazas marinas cuaternarias se asocian a cambios del nivel eustático y/o solevantamiento recientes de una zona costera en una región tectónicamente activa (e.g., Ortlieb et al., 1996; Quezada et al., 2007; Saillard et al., 2009). En la costa al sur de Iquique (Fig.1, 2A) los depósitos marino litorales se preservan en cinco niveles de terrazas en Playa Blanca a seis niveles en Punta Patache (Ratusny y Radtke, 1988; Radtke, 1989; Marquardt et al., 2009; este trabajo). En el sector inmediatamente al sur de Punta Patache el ápice de los escarpes asociados a las terrazas marinas más alta y más baja alcanzan ca. 72-78 m s.n.m. y 3 m s.n.m., respectivamente (Ratusny y Radtke, 1988). Además, se han estimado edades utilizando el método ESR en fragmentos fósiles de 117.000, 302.000 y 685.000 años BP en las terrazas II, III y VI respectivamente (Ratusny y

Radtke, 1988; Fig. 2B). La edad obtenida para la terraza II de Punta Patache por Ratusny y Radtke (1988) es similar a la obtenida por Radtke (1989) para la terraza II en el sector de Playa Blanca (118.000 años BP por el método ESR). Esta coincidencia de edades permite hacer una correlación de ambas secciones, pese a la importante actividad tectónica reciente que afecta a estas terrazas (e.g., Allmendinger et al., 2005).

Figura 1. Mapa de ubicación del área de estudio indicada en el recuadro rojo (Fuente: Google Maps http://maps.google.cl/).

718

Page 96: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

El sector de estudio corresponde a las guaneras de Punta Patache, ubicadas a ca. 65 km al sur de la ciudad de Iquique. En este sector se estudiaron las terrazas V (68-75 m s.n.m.) y VI (77-85 m s.n.m.), cuyos depósitos están expuestos en una sección donde se observan sedimentos marinos y varias generaciones de depósitos de guano fósil (estratiforme y relleno de fracturas) (Fig. 2). Este resumen presenta un estado de avance de los estudios hechos en la secuencia pleistocena de este sector, los que incluyen una descripción de la secuencia y edades 14C en guano fósil, las que corresponden a las primeras de este tipo obtenidas en la costa del norte de Chile. 2 Depósitos de terrazas y de guano en

Punta Patache La explotación del guano en Punta Patache se ha concentrado principalmente en el relleno de cavidades generadas por abrasión marina que retrabajaron fracturas de orientación N-S y E-W preexistentes. El trabajo de extracción de este recurso se ha hecho en zanjas que han expuesto afloramientos en donde se aprecia la relación que existe entre los depósitos de guano estratiforme y los depósitos asociados a las terrazas. En una zanja que corta la terraza V (Fig. 2C), se observa el basamento diorítico jurásico cubierto por una capa de guano rojo de aproximadamente 1 m de espesor, sobre la que se deposita un nivel de areniscas gruesas bioclásticas, de color gris claro, laminadas y cementadas por sal, con un espesor de 1 m. Encima de estas areniscas se deposita un nivel de ca. 50 cm constituido por una brecha organoclástica compuesta por fragmentos decimétricos de guano con escasa matriz arenosa. Por último, sobre esta brecha se deposita una capa de arenisca media a gruesa bioclástica con un espesor cercano a 10 cm, cementada por guano blanco. Por otra parte, debido a la morfología irregular del basamento, los depósitos de la terraza VI, labradas en Punta Patache yacen directamente sobre la diorita jurásica (Fig. 2C). Éstos poseen un espesor centimétrico y están compuestos por un conglomerado fino cementado por guano blanco, con clastos redondeados y de forma oblada. Las terrazas en este sector están cortadas por fracturas verticales, las que también cortan al basamento diorítico, el que su vez también presenta un fracturamiento más caótico. Las fracturas verticales están rellenas por una segunda generación de guano rojo, con espesores entre 2 a 3 m y direcciones WNW-ESE y NE-SW, y es donde actualmente se extrae guano rojo con interés comercial. En sus partes superiores presenta un relleno de guano blanco con menor grado de diagénesis. El guano rojo y el guano blanco que rellena las fracturas verticales suele incluir algunos guijarros redondeados y de formas aplanadas que se disponen sin dirección preferencial. Por otro lado, las fracturas más caóticas en la diorita están rellenas por guano blanco. Tanto el guano rojo como el guano blanco ubicado en estas fracturas son posteriores a toda la

secuencia aquí expuesta. En este trabajo se dataron la materia orgánica contenida en los depósitos de guano fósil con el método 14C entregando edades de 49.960 años BP y 50.500 años BP para el guano rojo y de 42.700 años BP para el guano blanco. Estas edades reflejan que el guano rojo es ligeramente más antiguo y sufrió procesos diagenéticos en mayor medida que el guano blanco, y confirmarían que la depositación de los sedimentos de las terrazas V y VI (Fig. 2) ocurrió antes de los 50.500 años. 3 Discusión y Conclusiones Considerando la naturaleza subaérea tanto de la depositación del guano versus la naturaleza submarina de los depósitos marino litorales preservados como una sucesión de terrazas en el sector de Punta Patache es posible asociar su ocurrencia a cambios eustáticos y/o tectónicos de solevantamiento. Además, se registran tres eventos de depositación de guano fósil (guano rojo estratificado, guano rojo en relleno de fracturas y guano blanco) que podrían tener relación con la surgencia oceanográfica en las costas de la I Región. Dos de estos eventos ocurrieron a los 42.700 BP y aproximadamente a los 50.000 BP. Agradecimientos Esta contribución está patrocinada por la Subdirección Nacional de Geología de SERNAGEOMIN y financiada por el Gobierno Regional de Tarapacá. Este resumen fue enriquecido por los comentarios de Nicolás Blanco. Referencias Allmendinger, R. W.; González G.; Yu J.; Hoke G. D.; Isacks B. L.

2005. Trenchparallel shortening in the northern Chilean forearc: Tectonic & climatic implications. Geological Society of America Bulletin 117, 89-104. doi:10.1130/B25505.1.

Marquardt, C.; Marinovic, N.; Muñoz, V. 2009. Geología de las

Ciudades de Iquique y Alto Hospicio, Región de Tarapacá. Escala 1:25.000. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica, No. 133, 33 p., 1 mapa escala 1:25.000. Santiago.

Ortlieb, L., Goy, J. L., Zazo, C., Hillajre-Marcel, C., Ghaleb, B.,

Guzmán, N., Thiele, R. 1996. Quaternary morphostratigraphy and vertical deformation in Mejillones peninsula, Northern Chile. 3º ISAG, St Malo (France). 211-214.

Quezada, J., González, G., Dunai, T., Jensen, A., Juez-Larré, J. 2007.

Alzamiento litoral Pleistoceno del norte de Chile: edades 21Ne de la terraza costera más alta del área de Caldera-Bahía Inglesa. Revista Geológica de Chile, Vol. 34, No. 1, p. 81-96.

Radtke, U. 1989. Marine Terrassen und Korallenriffe-Das Problem

der quartären Meeresspiegelschwankungen erläutert an Fallstudien aus Chile, Argentinien und Barbados. Düsseldorfer Geographische Schriften 27: 1-245.

719

Page 97: XIII Congreso Geologico Antofagasta 2012 Analisis de Cuencas y Procesos SedimentariosT5

Ratusny, A., Radtke, U. 1988. Jüngere Ergebnisse

küstenmorfologischer Untersuchungen im “Grossen Norden” Chile (Antofagasta-Iquique, 24º-20º s. Br.). Hamburger Geographische Studien 44: 31-46.

Saillard, M., Hall, S.R., Audin, L., Farber, D.L., Herail, G., Martinod, J., Regard, V., Finkel, R.C., Bondoux, F., 2009. Non-steady long-term uplift rates and Pleistocene marine terrace development along the Andean margin of Chile (31°S) inferred from 10Be dating. Earth and Planetary Science Letters 277, 50–63.

Figura 2. A. Ubicación del perfil esquemático de las terrazas del Pleistoceno en el sector de Punta Patache, en esta imagen también se observan los escarpes de las terrazas marinas de la zona. B. Perfil esquemático que muestra las terrazas del sector Punta Patache, las alturas de las terrazas IV y V fueron medidas en este trabajo, mientras que las alturas de las terrazas II y III, y las edades ESR de las terrazas II, III y VI fueron obtenidas de Ratusny y Radtke (1988). El cuadro gris señala el detalle mostrado en C de las terrazas V y VI. C. Perfil esquemático de los depósitos de las terrazas V y VI en la Guanera de Punta Patache con fotografías de las secciones ilustradas.

720