Paleontología sistemática y estratigrafía de la Facies (a

Universidad Andrés Bello

Facultad de Ingeniería

Geología

Paleontología sistemática y estratigrafía de la Facies (a) de

Formación Toqui (Titoniano-Valanginiano) y sus implicancias

paleoambientales en las cercanías de Puerto Guadal, región

de Aysén

MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO

Vicente Mimica Davet

Profesor Guía:

Manuel Suárez Dittus

Miembros de la Comisión:

Jean-Baptiste Gressier

Pierre-Yves Descote

UNIVERSIDAD ANDRES BELLO FACULTAD DE INGENIERIA

1 Índices

Índice de contenido

1 Introducción 4

1.1 Formulación del problema y área de estudio 4

1.2 Marco Geográfico 5

1.3 Objetivos

1.3.1 Objetivo general

1.3.2 Objetivos específicos

6

6

6

1.4 Metodología

1.4.1 Trabajo pre-terreno

1.4.2 Trabajo en terreno

1.4.3 Trabajo post-terreno

7

7

7

8

2 Marco Geológico 10

2.1 Geología regional 10

2.2 Geología local y unidades estratigráficas

2.2.1 Formación Ibáñez

2.2.2 Formación Toqui

2.2.3 Formación Ligorio Márquez

2.2.5 Formación San José

2.2.5 Formación Guadal

13

13

14

17

17

17

3 Marco Teórico 18

3.1 Estromatolitos algales 19

3.2 Troncos fosilizados 26

3.3 Microfósiles 30

4 Resultados

4.1 Estratigrafía

33

33

4.2 Troncos fosilizados 46

4.3 Microfósiles 48

4.4 Paleontología Sistemática 50

4.5 Estromatolitos 55

5 Discusión 58

6 Conclusión 66

7 Agradecimientos 68

8 Bibliografía 69


2 Índices

Índice de Imágenes

Figura 1.1 Imagen de ubicación de la zona. 6

Figura 2.1 Figura esquemática que muestra la Cuenca Austral e indica las subcuencas

de Aysén, Magallanes y Rocas verdes (Salgado et al. 2008).

11

Figura 2.2 Estratigrafía Generalizada del Mesozoico de la parte este de la Cordillera

Patagónica Central, Chile (Salgado et al. 2008).

11

Figura 2.3 Estratigrafía Esquemática del Mesozoico (Suáres et al. 2015). 13

Figura 2.4 Columna Estratigráfica de las capas con fósiles de la formación Toqui

(Suáres et al. 2015).

15

Figura 2.5 Esquema geológico (Modificado de De La Cruz et al. 2006). 16

Figura 3.1 Clasificación de estructuras de estromatolitos de tipo LLH, SH y SS de

Logan et al. 1968.

20

Figura 3.2 Estructura de estromatolito compuesto, (Logan et al. 1964) 21

Figura 3.3 Morfologías externas de estromatolitos basadas en observaciones de

campo. Su crecimiento interno, forma de lámina, tipo de márgenes de

lámina, Figura por Martin-Bello (2019) y definidos por Kennard & Burne

(1989).

25

Figura 3.4 Estructura de la madera mostrando sus tres planos: transversal (Tr),

tangencial (Ta) y radial (R), así como anillos de crecimiento y el eje

longitudinal. Modificado de Franke y Quenneville (2011).

26

Figura 3.5 Cortes modelo de conífera, de Guía para cortes de la madera (2018). 27

Figura 3.6 Diagrama de la estructura típica de una dasycladecean adaptado por

Scholle & Ulmer-Scholle (2003) de Wray (1977).

30

Figura 3.7 Morfologías comunes observables en los foraminíferos adaptada de Moore et al. (1952), Loeblich and Tappan (1964) y Culver (1987) por Scholle & Ulmer-Scholle (2003).

31

Figura 3.8 Figura de Scholle & Ulmer-Scholle (2003) redibujada a partir de Moore et al. 32


3 Índices

(1952). Muestra la estructura de bola y encaje de los equinodermos

Figura 4.1 Imagen Satelital que indica las transectas por las que las Columnas 1 - 4 34

Figura 4.2 Columna Estratigráfica 1 35

Figura 4.3 contacto a nivel microscópico de la muestra entre los estromatolitos algales

y la arenisca de grano medio que presentaba fósiles calcáreos.

36




Figura 4.7 Columna Esquemática que representa la Facies (a) de la Formación Toqui 45

Figura 4.8 cortes 2A y 2B de tronco T2 46

Figura 4.9 Muestra los cortes 3ª, y 3C de la muestra de tronco T3 47

Figura 4.10 recuperación del material antes del tamizado 49

Figura 4.11 estructura de origen orgánico 50

Figura 4.12 Cymopolia eochoristosporica 51

Figura 4.13 Quinqueloculina sp 52

Figura 4.14 Foraminíferos Glovigerínidos 53

Figura 4.15 Muestra una espina de equinodermo 54

Figura 4.16 Fotrografía de un estromatolito algal observado frente al campamento 55

Figura 4.17 Fotografía de un estromatolito algal, observado en transecta de la Columna

3

55

Figura 4.18 Fotografía de un estromatolito algal observado en la transecta de la

Columna 1

56

Figura 4.19 Muestra pellets y peloides en la zona del corte que incluye los

estromatolitos.

57

Figura 4.20 Corresponde a una imagen de la muestra AYE82 que muestra la presencia

de siliciclastos y recristalización de calcedonia en los estromatolitos.

57

Figura 4.21 Figura 4.20 Modificado de Flüguel (2004), muestra los ambientes

depositacionales de oncoides en el Jurásico Tardío.

64


4 Introducción

1 Introducción

1.1 Formulación del problema y área de estudio

En la zona sur del Lago General Carrera, cercano a Puerto Guadal, esta área,

geológicamente, está compuesta por la Formación Ibáñez de edad que va desde el

Jurásico superior al Cretácico inferior bajo; corresponde a una sucesión de rocas

volcánicas y volcanoclásticas de composición principalmente silícea (De La Cruz et al.

2006) Y por la Formación Toqui datada con edad Titoniano al Cretácica inferior, la cual

es una unidad sedimentaria y piroclástica. Ambas Formaciones están en contacto por

estructuras como la Falla Visera (De la Cruz et al. 2006) y a su vez se encuentran

interdigitados los niveles superiores de Formación Ibañez con los niveles inferiores del

Grupo Coyhaique (Suárez et al. 2009).

Los depósitos provenientes de la sucesión marina del Jurásico superior a Cretácico

inferior, acumulados en la parte norte de la cuenca Austral (43º-49ºS), conforman el

Grupo Coyhaique (De La Cruz et al. 2003).

La Formación Ligorio Márquez, correspondiendo a Paleoceno superior, definida como

una unidad fluvial de areniscas de cuarzo con intercalaciones de lutitas con algunos

niveles carbonosos (De La Cruz et al. 2006). Por la Formación San José de edad

Eoceno inferior, la cual es definida como una unidad formada por una sección basal de

conglomerados clastosoportados de base erosiva y areniscas de grano grueso (De La

Cruz et al. 2006). Y por último la Formación Guadal del Oligoceno superior al Mioceno

inferior, descrita como una sucesión sedimentaria marina fosilífera (De La Cruz et al.

2006).

El Grupo Coyhaique está integrado en orden ascendente por las Formaciones Toqui,

Katterfeld y Apeleg que representan una sucesión transgresiva-regresiva (De La Cruz

et al. 2003). La Formación Toqui está compuesta por calizas fosilíferas, areniscas y

tufitas, representado depósitos marinos someros, con fósiles del Titoniano-Berriasiano

(De La Cruz et al. 1996, 2003).


5 Introducción

En particular, la Formación Toqui, no ha sido ampliamente estudiada como otras

Formaciones del país. Pese a que en zonas aledañas, aconteció el descubrimiento del

Chilesaurus diegosuarezi.

Debido a esto, y a que no hay publicaciones de estudios de reconstrucciones

paleoambientales en base a microfósiles, se reconoce como una oportunidad de

estudio, donde se halla una zona (18G 0696710E 4807647S) en la que es posible

observar estromatolitos, además, teniendo en consideración el tipo de depósito de la

zona, es posible inferir que habrá presencia de otros tipos de microfósiles, los que

entregarán mayor exactitud del tipo de ambiente, edad y temperatura.

De los microfósiles esperables a ser encontrados en las muestras de rocas

sedimentarias extraídas de la zona de los estromatolitos, corresponden los de tipo

planctónicos y bentónicos, debido a su amplia distribución geográfica, su elevado

número de especies, su habilidad para colonizar diferentes medios y su capacidad de

respuesta a cambios en su entorno. Son una valiosa herramienta para realizar

inferencias paleoclimáticas debido a su sensibilidad a variables indicadoras de

cambios ambientales, como por ejemplo profundidad del agua, temperatura, salinidad

y pH (Round et al. 1990).

Este trabajo forma parte del Proyecto Puesta en valor de geología y conocimiento de

dinosaurios FIC 40000501 a cargo de Geólogos asociados a la Universidad Andrés

Bello, los doctores Manuel Suárez y Jean-Baptiste Gressier además de contar con la

participación del doctor Pierre-Yves Descote asociado a la misma universidad.

1.2 Marco Geográfico

La zona cubierta por esta campaña geológica (Figura 1.1) se encuentra en las

cercanías de Puerto Guadal, a 6,2Km al sureste del sector Las Horquetas, siguiendo

los caminos rurales hechos por los propietarios de la zona hasta la cota de los 1180m

que corresponde al límite arbóreo, donde se ubica el campamento base.


6 Introducción

La forma de acceso al sector, puede ser realizada en vehículos 4x4 o a cabalgata, ya

que el camino puede encontrarse en mal estado y es arreglado cuando se le da uso a

los aserraderos que existen entre Las Horquetas y el campamento base.

Figura 1.1 Imagen de ubicación de la zona. Figura de color verde corresponde al sitio del campamento

base, ubicado en 46°51’15’’S y 72°25’27’’O al sur del lago General Carrera, donde se muestra en la

derecha la zona cubierta por este estudio que consta principalmente en el área sobre la línea arbórea.

1.3 Objetivos

1.3.1 Objetivo general

Reconstruir el paleoambiente de la Formación Toqui (Cretácico) en la región de Aysén,

a partir de evidencias micropaleontológicas.

1.3.2 Objetivos específicos

● Establecer la estratigrafía de la zona de estudio dentro de la Formación

Toqui y caracterizar las distintas facies.

● Componer una base de muestras micropaleontológicas de la Formación

Toqui, mediante la recuperación microestructuras.


7 Introducción

● Analizar cortes petrográficos de muestras de estromatolitos y facies

asociadas, y contrastar con muestras macro de fósiles de la zona.

● Determinar el paleoambiente de la zona, en base a las evidencias

obtenidas.

1.4 Metodología

1.4.1 Trabajo pre-terreno

● Se estudia la zona satelitalmente, así como la carta geológica del área de

Puerto Guadal - Puerto Sánchez (De la Cruz et al. 2006). Se prepara

campaña geológica a cargo de los doctores Manuel Suárez y Jean-

Baptiste Gressier.

1.4.2 Trabajo en terreno

● 11 al 18 de Enero: Se levantan columnas estratigráficas de la Formación

Toqui, específicamente de secciones cuya base se encuentra definida por

la presencia de estromatolitos, y se recuperan muestras de las distintas

facies descritas.

● 12 de Enero: Se recuperan rodados de fósiles de vertebrados de la

Formación Toqui y se estudia el contacto de esta con la Formación

Ibañez.

● 19 de Enero: Se recuperan fósiles de troncos de la Formación Toqui y se

continúa sección estratigráfica, y toma de muestras.

● 20 y 21 de Enero: Se complementa la estratigrafía de la Formación Toqui

y se toman datos estructurales a lo largo de esta, así como más muestras

y fotografías.

Además de lo anteriormente mencionado, cabe destacar que al terreno se accedió en

camioneta, habilitando los caminos hasta llegar al campamento base los que se

encontraban bloqueados por árboles caídos. Se trabajó entre los 1200 y 1400 metros

de altura, recolectando cerca de 400 kilos de muestras geológicas a caminata o


8 Introducción

cabalgata. Se contó con buenas condiciones climáticas hasta que una tormenta de

nieve dio por terminada la campaña prematuramente.

1.4.3 Trabajo post-terreno

● Orden de muestras: Se almacenan las muestras de forma temporal en la

oficina del doctor Jean-Baptiste Gressier, en el edificio de geología de la

Universidad Andres Bello, sede república. Estas se encuentran rotuladas

con sus códigos otorgados en la campaña.

● Digitalización de información recolectada: Se realizan tablas con la

información de posición, fecha y descripción de puntos importantes de la

campaña geológica y tablas del origen de las muestras obtenidas. Todo

esto como parte del informe de práctica profesional, la cual corresponde a

la participación en la campaña mencionada.

● Selección de muestras para corte: Se realizan listas preliminares de

muestras de las que se requerirá un corte petrográfico

● Realización de columnas estratigráficas: Se realizan columnas

estratigráficas a partir de los datos obtenidos en terreno.

● Trabajo preliminar en mapa: Se avanza en el trabajo de mapeo

utilizando el programa ArcMap, georreferenciando fotografías, realizando

polígonos, polilíneas y

● Reuniones: Se realizan reuniones semanales con los integrantes de la

campaña, para organizar el avance de los informes, y trabajos que se

buscan como resultados de esta.

● Toma de contacto con especialistas: Se hace contacto con Teresa

Torres, doctora de la Universidad de Chile, especialista en Xilología,

quien personalmente ubica estructuras en muestras de madera fósil para

realizar la preparación para el estudio de estas.


9 Introducción

● Redacción del informe de Título 1: Se redacta el informe de título 1,

como una primera parte a una memoria de carácter científico, la cuál es

resultado directo de la información obtenida en la campaña geológica ya

mencionada.

● Realización de corte de Muestras: Se mandan las rocas y troncos

seleccionados para realizar los cortes petrográficos necesarios para su

posterior análisis.

● Trabajo en laboratorio: Se aplica protocolo para la obtención de

microfósiles mediante la disgregación de rocas, esto se explica en el

capítulo de Micropaleontología.

● Trabajo estratigráfico: Se realiza una descripción estratigráfica y se

elaboran 4 columnas según el área seleccionada para este estudio.

● Análisis de los cortes: Se identifican las rocas en los cortes y los

elementos micropaleontológicos observables en estos con aumentos

x40,x100,x200 y x400.

● Recopilación bibliográfica: Se realiza una segunda ronda bibliográfica

para poder describir los elementos no previstos en un principio, sus

implicancias y la realización de la paleontología sistemática.

● Descripción, Sistemática e Interpretación Ambiental: Se lleva a cabo

la descripción de las muestras obtenidas, se realiza paleontología

sistemática en los microfósiles hallados y se realiza una interpretación

paleoambiental en base a las evidencias.


10 Marco Geológico

2 Marco Geológico

Este capítulo recoge la caracterización geológica de la región de Aysén mencionando

la geología regional y las Formaciones que aparecen al sur del lago General Carrera, lo

que será necesario para poder determinar el paleoambiente y establecer la estratigrafía

de la zona estudiada más adelante.

2.1 Geología regional:

El Basamento está definido como el complejo metamórfico andino oriental, del

devónico al carbonífero (Hervé, 1993; Hervé et al. 1998). Consta de rocas

metamórficas pre Jurásico Tardío, expuestas en la zona centrooriental de la cordillera

patagónica. El complejo subyace en discordancia angular a la Formación Ibáñez y la

Formación Ligorio Márquez, y constituye cerca de un 45% de las rocas aflorantes en el

área de Puerto Guadal-Puerto Sánchez (De La Cruz et al. 2006).

La configuración geológica del mesozoico en la región de Aysén (44-47°S) incluye tres

episodios volcánicos principales, siendo el primero de estos en el Jurásico Tardío

rellenando una cuenca marina de intra-arco y tras-arco durante el Titoniano al Aptiano

conocida como la cuenca de Aysén (Figura 2.1, Suárez et al. 2015). Siendo entonces

la geología del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano de la parte sur de Sudamérica

dominada por un arco magmático a lo largo de la cordillera Andina y una cuenca de

trasarco (Suárez et al. 2009).

Este primer episodio volcánico es representado por la formación Ibáñez siendo

principalmente una unidad volcánica silícea subaerea del Oxfordiano al Valanginiano

(Suárez et al. 2009).

El segundo episodio volcánico es representado por el grupo Divisadero del Aptiano al

Cenomaniano temprano, formado principalmente por rocas volcánicas intermedias

subaereas. Mientras que el tercer episodio es representado por rocas de la Formación

El Toro, del santoniano al Daniano, representada por rocas que incluyen andesitas,

domos riolíticos y basaltos, sobreyace inconformemente al grupo Divisadero (De La

Cruz et al. 2003; Demant et al. 2007)


11 Marco Geológico

Mientras que las sucesiones sedimentarias mesozoicas son representadas por las

formaciones Toqui, Katterfeld y Apeleg, las

cuales forman el grupo de Coyhaique,

depositadas en la cuenca de Aysén. (De La

Cruz et al. 2003).

El grupo Coyhaique representa los

sedimentos marinos acumulados en él y

estos son cubiertos por el grupo Divisadero

como se muestran en la Figura 2.2.

Figura 2.1. Figura esquemática que muestra la

Cuenca Austral e indica las subcuencas de

Aysén, Magallanes y Rocas verdes (Salgado et

al. 2008). 1 muestra la cuenca de Aysén y 2 la

cuenca Austral.

Figura 2.2. Estratigrafía Generalizada del Mesozoico de la parte este de la Cordillera

Patagónica Central, Chile (Salgado et al. 2008).


12 Marco Geológico

El grupo Coyhaique, está conformado desde su base por la Formación Toqui, del

Titoniano al Hauteriviano temprano, compuesta de areniscas marinas someras, lechos

de ostras y rocas volcanoclásticas, la cual se interdigita con la parte superior de la

Formación Ibáñez (De La Cruz et al. 2003, 2006; Suárez et al 2009). Y al norte del lago

General Carrera, la Formación Toqui subyace a las lutitas negras de la Formación

Katterfeld, que a su vez subyace principalmente a areniscas marinas de facies

mareales de la Formación Apeleg (Bell et al 1997).

Entre el Paleoceno al Mioceno se tiene a la Formación Ligorio Márquez, que pertenece

al Paleoceno Superior (Suárez et al 2000), definida como una unidad de areniscas de

cuarzo con intercalaciones de lutitas y algunos niveles de lutitas carbonosas y de

carbón (De La Cruz et al. 2006). La Formación San José que pertenece al Eoceno

inferior (Flint et al. 1994) definida como una unidad formada por una sección basal de

conglomerados clasto soportados de base erosiva y areniscas de grano grueso que

pasan estratigráficamente hacia arriba a una alternancia de limolitas rojas y púrpuras y

bancos de areniscas (De La Cruz et al. 2006). Y la Formación Guadal del Oligoceno

Superior al Mioceno inferior (Niemeyer, 1975) la cuál está descrita como una sucesión

sedimentaria marina fosilífera y sobreyace en concordancia aparente a la Formación

San José (De La Cruz et al. 2006).

Por último, desde el Mioceno superior la región ha estado sujeta a glaciaciones

intermitentes lo que ha labrado al actual lago General Carrera en su extremo oriental,

dejando una serie de morrenas frontales diferentes (Mörner et al 1989). Diferentes

terrazas lacustres y deltaicas se identifican en los márgenes del lago General Carrera,

lo que podría reflejar distintas líneas de costa de distintos lagos interglaciares

(Lagabrielle et al. 2004).


13 Marco Geológico

2.2 Geología local y unidades estratigráficas:

2.2.1 Formación Ibáñez (Jurásico Superior-Cretácico Inferior bajo) (Niemeyer, 1975)

El episodio volcánico que dio lugar a la formación Ibañez, corresponde al

emplazamiento de volcanismo andesítico y félsico, siendo este último representado

principalmente por ignimbritas que son la parte más joven de una gigantesca provincia

ígnea silicia cuyos productos cubren gran parte de la Patagonia, toda el área hasta el

océano Atlántico (Pankhurst and Rapela, 1995; Pankhurst et al., 1998; Féraud et al.,

1999; Pankhurst et al., 2000). Los niveles superiores de la formación Ibáñez

sobreyacen e interdigitan las rocas sedimentarias del grupo Coyhaique (Suárez et al.,

2009), como se muestra en la Figura 2.3, esto se indica por las edades radiométricas

de la Formación Ibáñez y el registro fósil de ammonites berriasianos en la Formación

Toqui (Suárez et al., 2007).

Figura 2.3: Estratigrafía Esquemática del Mesozoico (Suáres et al. 2015)

La Formación Ibañez posee entre 300 a 1300 metros de espesor. Se dispone en

discordancia angular y de erosión sobre el Complejo Metamórfico Andino Oriental y

subyace a la formación Toqui. En sus niveles inferiores, posee una asociación de


14 Marco Geológico

brechas caóticas basales, que representan una unidad discontinua de espesor variable

inferior. A estas sobreyacen una asociación de intercalaciones volcanosedimentarias

bien estratificadas (De la Cruz et al. 2006). La Formación se correlaciona

litoestratigráficamente en la región de Magallanes, con la Formación Tobífera

(modificado de Thomas, 1949 en Suárez, 1978) y en la Patagonia Argentina, con otras

unidades de la Formación Lago La Plata (Haller y Lapido, 1980) y el Complejo El

Quemado (Riccardi, 1971).

Mientras que en la base del grupo de Coyhaique (Figura 2.3) se encuentra la

formación Toqui, donde su facies calcárea es equivalente a la Formación Cotidiano

(Ramos, 1976, 1981) y su facies arenosa es equivalente a Las Tres Lagunas

(Ploszkiewicz y Ramos, 1977) en Argentina. La cuál es producto de una transgresión

marina sobre rocas volcánicas subaéreas del Jurásico Superior al Cretácico Inferior del

grupo Ibañez. Consiste de sedimentos clásticos y calcáreos depositados en costas de

alta energía cercanas a volcanos andesíticos (Suárez y De la Cruz, 1994).

2.2.2 Formación Toqui (Titoniano-Valanginiano) (Suárez y De la Cruz, 1994)

La columna estratigráfica de la Figura 2.4 corresponde parcialmente al nivel superior

de la Formación Toqui, puesto que la subyace una sucesión de estratos de areniscas

con y sin estructuras de laminaciones, estructuras de escape de agua, bioturbaciones,

fósiles calcáreos, trazas fósiles y estromatolitos de laminación algal, donde estos

últimos representan arrecifes de algas. Además, que la columna cuenta con tan solo 70

metros de los 300 metros mínimos de espesor que De la Cruz et al. 2006 describe.

Mientras que los troncos fósiles hallados en el nivel inferior con fósiles de vertebrados

de la Figura 2.4 de Podocarpoxylon y esporas trilete (de helechos) que indicarían

condiciones húmedas (Salgado et al. 2008), así como la evidencia de huesos de

cocodrilos (Lio et al. 2011) podrían indicar un ambiente más cercano a uno lacustre.

Finalmente la identificación de glauconita en algunas areniscas verdosas y la

ocurrencia de dos areniscas tuffaceas con trazas fósiles de Thalassinoides y

probablemente skolithos indicarían una sedimentación marina para esas capas (ver

Frey, 1975; Ekdale et al., 1984; Goldring, 1991; Pemberton et al., 1992), pero análisis


15 Marco Geológico

posteriores llevados a cabo en otras areniscas verdosas no muestran señales de

glauconita sino de chamosita y celadonita (Suárez et al. 2015).

Figura 2.4: Columna Estratigráfica de las

capas con fósiles de Formación Toqui

(Suárez et al. 2015).

La Formación Toqui se subdivide en cuatro facies principales. La primera (a) es una

asociación calcáreo-arenosa de 30 a 50 metros de espesor que sobreyacen a la

Formación Ibañez y subyace de la segunda facies (b), que es una asociación de


16 Marco Geológico

areniscas, brechas y tobas rojas, con fósiles de vertebrados. La tercera (c) facies

posee 150 metros de espesor mínimo y es una asociación de areniscas, brechas y

tobas verdes, la que sobreyace a la anterior y no presenta el techo expuesto. Por

último, la facies (d) de 40 metros de espesor mínimo es una asociación volcanoclástica

con fósiles de invertebrados de color verdoso. La que se apoya sobre ignimbritas

dacíticas de la Formación Ibáñez y subyace en leve discordancia angular a la

Formación Ligorio Márquez. (De la Cruz et al. 2006)

Figura 2.5: Esquema geológico (Modificado de De La Cruz et al. 2006).


17 Marco Geológico

2.2.3 Formación Ligorio Márquez (Paleoceno Superior) (Suárez et al. 2000)

Por último, la Formación del Paleoceno Temprano al Eoceno Temprano, Ligorio

Márquez, sobreyace al Mesozoico inconformemente recubriéndolo con depósitos

fluviales (De La Cruz et al. 2006), lo que se observa en el “Cerro Negro” dentro de la

zona de estudio y se indica en la Figura 2.5 al igual que las relaciones de contacto

entre las formaciones Ibañez y Toqui según describe De La Cruz et al. 2006.

La Formación tiene un espesor mínimo de 200 metros y se le asigna una sucesión de

color blanquecino compuesta por areniscas y conglomerados de cuarzo con

estratificación cruzada que incluyen ocasionales intercalaciones de areniscas de grano

fino a muy fino y limolitas, que describe un ambiente fluvial (De La Cruz et al. 2006).

2.2.5 Formación San José (Eoceno inferior) (Flint et al., 1994)

Esta Formación fue definida como una unidad conformada por una sección basal de

conglomerados clastosoportados de base erosiva y areniscas de grano grueso, posee

espesores variables entre 80 y 200 metros y es una unidad continental caracterizada

por la presencia de paleocanales. La parte inferior de es de un color amarillento a

verdoso y la sección superior es en general de un color rojizo a amarillento (De La Cruz

et al. 2006).

2.2.5 Formación Guadal (Oligoceno Superior-Mioceno Inferior) (Niemeyer, 1975)

Si bien ningún material recuperado por esta campaña geológica pertenece a la

Formación Guadal, su cercanía con el área de estudio y su importancia en la

Paleontología de la región de Aysén, hacen que se haga indispensable mencionarla.

Es una Formación de aproximadamente 110 metros de potencia y color verde-pardusco

que sobreyace discordantemente a la Formación San José. (De La Cruz et al. 2006).

UNIVERSIDAD ANDRES BELLO

FACULTAD DE INGENIERIA

18 Marco Teórico

3 Marco Teórico

Con motivo de concretar los objetivos propuestos, se analizarán evidencias

paleontológicas en base a muestras de estromatolitos, restos de troncos y microfósiles,

obtenidos en trabajo de terreno, además de trabajo de laboratorio de este material.

Posteriormente, se realizará su clasificación taxonómica en base a caracteres

morfológicos y anatómicos en el capítulo de paleontología sistemática, para luego

compararlos con ejemplares homólogos, ya sea en el presente o con otras evidencias

de Formaciones cretácicas. Para así determinar gracias a estas evidencias el

paleoambiente de la zona de estudio.

Respecto a las muestras de estromatolitos, se cuenta con material fotográfico,

muestras de mano y se realizarán cortes petrográficos. Dos muestras de troncos

fosilizados las que se trabajarán en base a tres tipos de cortes: transversales, radiales

y tangenciales de cada muestra. Por último, muestras de rocas sedimentarias dónde se

hallan los estromatolitos en forma de intercalaciones estromatolitos-areniscas, se

trabajarán estas areniscas para buscar otros microfósiles propios de una columna de

agua, en base a evidencia bibliográfica.

Los resultados del trabajo sobre las muestras descritas anteriormente se incluirán en

un capítulo posterior, mientras que en este, se discutirá la teoría detrás del trabajo que

se desarrollará para dicho análisis y las razones de por qué servirá para cumplir el

objetivo general.



19 Marco Teórico

3.1 Estromatolitos algales:

El uso y la definición del termino estromatolito ha pasado por una revisión gradual

(Riding 1977; Krumbein 1983) y osilan entre una definición descriptiva o genética

(Monty 1977; Semikhatov et al. 1979; Awramik 1984, 1990). Flügel (2004) recomienda

la definición propuesta por Riding (1999) quien los define como: Los estromatolitos son

depósitos microbiales bentónicos laminares.

En el trabajo ‘Classification and environmental significance of algal stromatolites’

(Logan et al. 1968) se realiza una clasificación presentada en la Figura 3.2. Para

estromatolitos de tipo algal, la cual se utilizará para las descripciones de las muestras

de estromatolitos y sus fragmentos, tanto en fotografías, muestras de mano como

cortes petrográficos.

La fórmula estructural que desarrolla Logan (1968) es un sistema que permite expresar

cualquier arreglo de estructuras, las cuales se componen por hemisferoides

lateralmente ligados (LLH), hemisferoides apilados (SH) y estructuras esferoidales

(SS). Siendo útil tanto para describir estromatolitos bien preservados y expuestos como

para fragmentos de estos. (Figura 3.1)



20 Marco Teórico

Figura 3.1. Clasificación de estructuras de estromatolitos de tipo LLH, SH y SS de Logan et al.

1968. Muestra clasificación LLH-C, LLH-S, SH-C, SH-V, SS-I, SS-C, SS-R respectivamente.

Al describir estructuras, Logan (1968) propone las siguientes convenciones arbitrarias,

las que dicen que cuando se tienen macroestructuras de un tipo y microestructuras del

mismo u otro tipo la anotación utilizada es macroestructura/microestructura (como por

ejemplo SH/LLH). Al describir características que componen a un tipo y pasan a otro



21 Marco Teórico

tipo se utilizará una flecha indicando el cambio a la nueva estructura (un ejemplo sería

LLH→SH), describiendo siempre las estructuras de base a techo ya que el crecimiento

de los estromatolitos es hacia arriba. Esta convención se encuentra indicada en la

Figura 3.2 y se pueden tomar las secciones verticales mostradas como ejemplos para

las fórmulas.

Figura 3.2. Estructura de estromatolito compuesto, (Logan et al. 1964)



22 Marco Teórico

La significancia ambiental de la formación de estructuras de estromatolitos de tipo algal

y los posibles cambios de estas estructuras son resultado de una sucesión de eventos

en el ambiente y se cree que las bases para la reconstrucción paleo-ecológica se

encuentra en los límites del conocimiento de los estromatolitos algales modernos

(Logan et al. 1968).

Las estructuras de tipo LLH se desarrolla característicamente en esteras (mats) y

sedimentos ligados a algas de ambiente marino intermareal lodoso, principalmente en

sectores protegidos como tras islas y crestas que hacen de barrera y la acción de las

olas es leve. (Black, 1933; Ginsburg et al., 1954; and Logan, 1961). Aunque la mayoría

de las esteras de algas (algal mats) están descritos desde ambientes intermareales,

hay ocurrencia en lagos como el lago Cowan del Oeste de Australia (Clarke and

Teichert, 1946).

La formación de domos de las articulaciones laterales puede deberse a cuatro factores

ya sea de forma independiente o en combinación, como la expansión lateral de las

esteras, crecimiento sobre irregularidades preexistentes (Ginsburg et al., 1954),

diferencias en características del relieve donde el sedimento será más activo en las

elevaciones y las esteras algales en las depresiones (Ginsburg et al., 1954; Logan,

1961) y por evolución de gases bajo las esteras (Logan et al. 1968).

Logan (1968) describe 8 factores que cambian las estructuras LLH a domos

individuales y formas compuestas de estromatolitos de esteras algales en los terrenos

protegidos en los ambientes litorales marinos y en lagos continentales los cuales, estos

son:

1) Mojado y secado por la fluctuación mareal.

2) Inundaciones por olas altas de tormenta en el litoral marino y afluencias de

escorrentía aperiódicas en lagos

3) Mojado por salpicaduras de olas

4) Prolongados periodos de desecación durante la marea baja y por evaporación de

aguas poco profundas en lagos.



23 Marco Teórico

5) Daños y fragmentación mecánica por olas de tormenta

6) Roce y canalización por escurrimiento de aguas mareales

7) Enterramiento por afluencia de sedimentos al terreno con las esteras

8) Actividad biótica de animales.

La formación y mantención de estructuras verticales SH dependen de la inhabilidad de

los materiales algales activos en los domos para atravesar las áreas separándolos o

por la destrucción de las esteras y laminas en las interáreas, y Logan (1968) explica

que hay 6 factores que interactúan en la mantención o formación de domos discretos

SH:

1) El relieve, cuando el relieve entre elevaciones y depresiones es muy alto y las

esteras solo ocupan el espacio en las elevaciones y no logran conectarse por las

depresiones.

2) El endurecimiento y mantención de domos de alto relieve compuestos de algas

ligadas a granos de sedimentos como los descritos en Shark Bay (Logan, 1961),

dependen en el endurecimiento del sedimento carbonático, particularmente en las

porciones inferiores de las colonias, siendo este rápido endurecimiento una

característica del ambiente litoral (Rodgers, 1957).

3) Mojado prolongado por el efecto del agua mareal y sus salpicaduras que tienden a

acumular depresiones que inhiben el crecimiento de las algas (Logan, 1961).

4) Factores mecánicos como el escape de aguas mariales y la moción transitoria de las

olas concentradas en depresiones en la superficie del litoral inhiben el crecimiento de

las algas. El efecto es de desarrollar domos elongados aproximadamente paralelos a la

dirección de la corriente (Logan, 1961).

5) Desecación y agrietamiento de las esteras algales y sedimentos en las periferias de

los domos como los descritos por Black (1933) como el mecanismo para la formación

de SH-C en las Bahamas.



24 Marco Teórico

6) Altas tazas de sedimentación inundando el interárea entre domos con sedimento rico

en cuarzo resulta en la destrucción de las esteras en el interárea. Aunque esta puede

ser una condición temporal y la estera puede reestablecerse si los otros factores no

intervienen.

Se conocen estructuras SH recientes en lagoons hipersalinos como el de Shark Bay al

Oeste de Australia (Logan, 1961). Y Domos discretos SH-V son comunes en arrecifes

donde las olas son moderadas. Y en cualquier estera algal LLH afectada por los

factores anteriores (Logan et al. 1968).

Finalmente, las estructuras de tipo SS (o de tipo oncolitos) a diferencia de los

estromatolitos SH y LLH no requiere de períodos de desecación, sino que

generalmente indica un sumergimiento permanente (Ginsburg, 1960, p. 29). Las

estructuras SS-I son estructuras que hoy se observan en ambientes poco profundos de

zonas intermareales, las que pueden formarse por desprendimiento de estromatolitos

SH. Los de tipo SS-R representan frecuente agitación separada por largos períodos lo

que resulta en organizaciones aleatorias quedando en diferente posición con cada

movimiento. Y por último las estructuras SS-C indican un movimiento continuo del

agua, restringido a áreas continuamente bajo el agua y suficientemente agitadas como

para permitir la formación continua del esferoide (Logan et al. 1968).

Flüguel (2004), explica que la clasificación de estromatolitos de Logan et al. (1968) Fue

desarrollada para describir formas de crecimiento de estromatolitos intermareales y

submareales de baja profundidad, los cuales se creían ser predominantemente

controlados por el grado de turbulencia del agua. Expone que esta interpretación puede

caber para cuerpos grandes de estromatolitos, pero que en el caso de que sean

pequeños, su composición estructural depende fuertemente de la biota asociada. Por

último explica que se deben utilizar métodos cuantitativos para el estudio de la fábrica

de los estromatolitos, los que facilitarían el reconocimiento de cambios

microambientales.



25 Marco Teórico

La descripción de los estromatolitos en distintos puntos de la columna sedimentaria

estudiada, se describirán según la Figura 3.3 y su morfología externa observada en

terreno basándose en los términos definidos en Kennard & Burne (1989).

Figura 3.3. Morfologías externas de estromatolitos basadas en observaciones de campo. Su

crecimiento interno, forma de lámina, tipo de márgenes de lámina, Figura por Martin-Bello

(2019) y definidos por Kennard & Burne (1989).



26 Marco Teórico

3.2 Troncos fosilizados:

Respecto a los troncos fosilizados, (Salgado et al. 2008), clasificó como taxón

Podocarpoxylon (coníferas) una muestra de tronco fósil obtenida de la zona de estudio.

Debido a esto, las muestras con las que se cuenta serán estudiadas para determinar si

se trata de un nuevo taxón o si se puede mejorar la clasificación ya descrita realizando

un análisis xilotómico a partir de las descripciones sistemáticas.

Las descripciones sistemáticas se realizarán a partir de tres cortes petrográficos de

cada muestra que coincidan con los planos transversales, radiales y tangenciales

(Figura 3.4 y Figura 3.5) rigiéndose por el código de la ‘International Association of

Wood Anatomists’ basándose en el método utilizado por Torres et al. 2002.

Figura 3.4: Estructura de la madera mostrando sus tres planos: transversal (Tr), tangencial (Ta)

y radial (R), así como anillos de crecimiento y el eje longitudinal. Modificado de Franke y

Quenneville (2011).



27 Marco Teórico

Figura 3.5: Cortes modelo de conífera, de Guía para cortes de la madera (2018).



28 Marco Teórico

Para clasificar la muestra con su homólogo se utilizará la revisión de Bamford &

Philippe (2001) quienes generaron una base de datos con 348 troncos fósiles del

jurásico al cretácico temprano donde se incluyen 20 casos distintos de Podocarpoxylon.

La anatomía vegetal como rama de la botánica se encarga del estudio de la morfología

de los tejidos en las plantas y de la formación de anillos anuales en el leño por efecto

del crecimiento secundario (Evert 2006). Paralelamente, la dendrocronología es una

disciplina científica fuertemente arraigada en la anatomía de la madera y se basa en la

comparación de secuencias de anchos de anillos en especies leñosas (Fritts 1976,

Schweingruber 1996).

En coníferas, los anillos de crecimiento están formados por células con paredes

delgadas y lúmenes amplios al inicio de la temporada de crecimiento representado por

una tonalidad de la madera más clara (leño temprano); luego se forman gradualmente

paredes celulares más gruesas y lúmenes más estrechos con apariencia más oscura al

final de la temporada de crecimiento (leño tardío) (Tortorelli 1956, Roig 1992, Díaz-Vaz

2003). Adicionalmente, existen eventos ambientales que ocurren dentro de la estación

de crecimiento y formación de anillos (e.g. sequías, bajas temperaturas, cambios

bruscos y/o extremos de temperatura y precipitación), que se registran como anomalías

que dificultan la correcta identificación de los límites de cada temporada. Las anomalías

en los anillos de crecimiento son estructuras anatómicas generadas a partir de un daño

celular o formación anormal del tejido xilemático (Schweingruber et al. 1990).

La madera petrificada, es un fósil común y mejor distribuido que restos foliares u

órganos reproductivos entre los sedimentos, menos retrabajados que los palinomorfos

y representando el 80% de cualquier biomasa del ecosistema terrestre. En la

etimología de la anatomía de maderas, esta es utilizada en dos niveles, existe es de

morfotaxa y otro para términos descriptivos. (Philippe y Bamford 2008). Por ejemplo, el

morfogenero de Podocarpoxylon, se considera anatómicamente análogo con el actual

género de Podocarpus o con características anatómicas de la familia Podocarpaceae.

Es por estos motivos que la madera fosilizada se utiliza de forma análoga a la madera

actual. En el proceso de fosilización o también llamado, petrificación, los minerales



29 Marco Teórico

reemplazan lentamente la estructura celular de los troncos. Es por ello, que en

paleoxilología se utilizan los tres cortes previamente descritos, los cuales también son

utilizados para maderas actuales.



30 Marco Teórico

3.3 Microfósiles:

En base a los resultados obtenidos, que son revisados en el siguiente capítulo, se hace

necesario mencionar las características principales con las que algunos Filos son

identificados en cortes petrográficos. Esto se resumirá a partir del trabajo de Scholle &

Ulmer-Scholle (2003) en su libro “A Color Guide to the Petrography of Carbonate

Rocks: Grains, textures, porositty, diagénesis:

1) Algas marinas verdes:

De la División Chlorophyta, Familia Codiaceae (Ordovícico-Reciente) y la Familia

Dasycladaceae (Cámbrico-Reciente), son fotosintéticos y por lo tanto requieren luz.

Son comúnes en profundidades entre los 2 a 30 metros, aunque algunas algas

modernas fuertemente calcificadas son más abundantes en profundidades entre los 50

y 100 metros. La mayoría de las formas calcificadas crecen principalmente en áreas de

clima templado a tropical en niveles normales de salinidad, aunque tienen un alto rango

de tolerancia a esta. En la Figura 3.6 se observa la estructura típica de un alga verde

dasycladecean.

Figura 3.6. Diagrama de la estructura típica de una Dasycladecean adaptado por Scholle & Ulmer-Scholle (2003) de Wray (1977). Son pequeñas estructuras rectas el talo, posee en un arreglo radial sobre un eje central. Además, pueden desarticularse en segmentos individuales.



31 Marco Teórico

2) Foraminíferos:

Del Orden Foraminiferida, existen los foraminíferos bentónicos, desde el Cámbrico al

presente, los foraminíferos bentónicos calcáreos, desde el Ordovícico a la actualidad y

los foraminíferos planctónicos, desde el Jurásico Medio al presente.

La mayoría de los foraminíferos son organismos bentónicos, existiendo cercanamente

a 4000 especies modernas, tan solo 40 son plantónicas. Por razones principalmente de

alimentación, los foraminíferos viven en los primeros 300 metros de la columna de

agua, pero después de morir, sus restos pueden caer al fondo marino.

Los foraminíferos pueden ser un grupo principal de los elementos formadores de roca

en depósitos marinos profundos o en plataformas abiertas o restringidas. Y en algunos

casos su abundancia llega a decenas de miles de individuos por metro cuadrado de

sedimento. Las morfologías comunes de los foraminíferos se presentan en la Figura

3.7. Y típicamente tienen un rango de tamaño de entre 0.1 milímetro a 1 milímetro,

aunque existen fósiles que pueden casi alcanzar hasta los 20 centímetros en longitud.

Figura 3.7. adaptada de Moore et al.(1952), Loeblich and Tappan (1964) y Culver (1987) por Scholle & Ulmer-Scholle (2003). Muestra las morfologías comunes observables en los foraminíferos.



32 Marco Teórico

3) Equinodermos:

Filo Echinodermata, Clase Echinoidea (Ordovícico Tardío - Reciente), viven en

condiciones marinas normales, ya que tienen un rango limitado de tolerancia a la

salinidad. Aparecen principalmente como herbívoros o excavadores en áreas arenosas

de plataforma o a lo largo de costas rocosas, también en aguas más profundas

extendiéndose hasta profundidades abisales. Pese a esto, los fósiles de equinodermos

son mucho más comunes en depósitos plataformales en ambientes marinos normales.

Muestran simetría pentameral cuando son adultos, tienen un exoesqueleto fuertemente

calcificado, desde globular a discoidal y vacío que se componen de placas suturadas o

imbricadas calcáreas. En vida, sus placas están cubiertas de espinas elongadas, muy

cortas en algunas especies pero en otras llegan hasta los 8cm de longitud, y

normalmente se desacoplan una vez muerto, lo que las hace un contribuidor

significante de sedimento. Sus espinas están unidas al cuerpo del organismo por un

tipo de estructura de bola y encajecomo se muestra en la Figura 3.8.

Figura 3.8. Figura de Scholle & Ulmer-Scholle (2003) redibujada a partir de Moore et al. (1952). Muestra la estructura de bola y encaje de los equinodermos, que en vida se mantiene unida por tejido orgánico, lo que implica que pierdan las espinas debido a la descomposición y factores mecánicos o biológicos en el retrabajo del sedimento.



33 Resultados

4. Resultados

En este capítulo se presentan los resultados obtenidos en base a los objetivos

propuestos. Así como el resultado estratigráfico obtenido a partir del trabajo en terreno,

las conclusiones obtenidas en base al trabajo en laboratorio de las muestras de

estromatolitos y la clasificación taxonómica en base a los caracteres morfológicos

observados en los cortes de rocas y troncos de los fósiles. Determinando, en base a los

datos obtenidos, la interpretación paleoambiental de la zona de estudio.

Esto se lleva a cabo con la realización de cuatro columnas estratigráficas, el análisis de

seis cortes de troncos fósiles, el trabajo en laboratorio en la separación de microfósiles

de los estromatolitos y en la observación de seis cortes petrográficos.

Estratigrafía:

Como se mencionó anteriormente, se realizaron cuatro columnas estratigráficas, todas

en el sector de la Formación Toqui, debido a su coloración y contenido correspondería

a la facies (a) Calcáreo arenosa estando ubicada en la parte basal de esta Formación,

esta, en particular, contiene estromatolitos hasta llegar a los niveles de ignimbritas

verdes y rojas. La posición de las transectas estudiadas se indican en la Figura 4.1.

Las columnas serán referidas en este texto como Columna 1 (Figura 4.2), Columna 2

(Figura 4.4), Columna 3 (Figura 4.5) y Columna 4 (Figura 4.6) y la simbología utilizada

en estas columnas se muestra dentro de las mismas figuras. Entregando la totalidad de

la estratigrafía que se puede observar de la base de la unidad Toqui en la zona de

estudio.



34 Resultados

Figura 4.1. Imagen Satelital que indica las transectas por las que las Columnas 1, 2, 3 y 4

fueron realizadas, el punto de color café muestra el lugar en donde se encontraron los Troncos

Fósiles y las líneas segmentadas la separación entre Ligorio Márquez y Toqui, así como las

facies a y b de Toqui dónde se indica.



35 Resultados

Figura 4.2. Columna Estratigráfica 1, de la transecta que se observa en la Figura 4.1



36 Resultados

La Columna 1, representa 108 metros de la facies (a) de areniscas calcáreo arenosas

de la Formación Toqui, estos se ven representados en 3 afloramientos; el primero de

estos, mantea 20° al sur con un rumbo de N42E, el segundo, mantea en su base igual

que el primero, pero a partir de los 5 metros comienza a mantear con 13° en la misma

dirección de rumbo, y el tercer afloramiento mantiene el rumbo y manteo de la parte

superior del segundo.

Respecto al primero de estos afloramientos (basal) consta de 5,4 metros con una base

de estromatolitos algales de 1,1 metros seguido por una sucesión de areniscas de

grano fino de tan solo 30 centímetros de espesor, en la que se encontraron fragmentos

de fósiles calcáreos, cuyo contacto entre los estromatolitos y las areniscas finas, se

observa en la Figura 4.3, luego en los últimos 4 metros del afloramiento se observa

una intercalación de areniscas de grano medio con grano fino los cuales presentan

estructuras de escape de fluidos y laminaciones y bioturbaciones.

Figura 4.3. Muestra parcialmente el contacto a nivel microscópico de la muestra entre los

estromatolitos algales y la arenisca de grano fino que presentaba fósiles calcáreos. Parte del

corte AYB-01 de la muestra obtenida en la realización de la Columna 1.



37 Resultados

El segundo de los afloramientos posee de 40 metros de altura, donde continúa la

intercalación de areniscas de grano fino y medio por los primeros 5 metros donde se

siguen observando laminaciones horizontales en las areniscas finas y se estructuras de

escape de fluidos. A esto le siguen 35 metros de tobas de ceniza donde aparecen de

forma intermitente pómez y donde además se observaron laminaciones horizontales y

cruzadas, slumps y restos de carbón.

Finalmente, el tercer afloramiento consta de 35 metros de tobas de ceniza con las

mismas características generales, aunque no se observaron laminaciones, presenta

pómez, restos de carbón y en la parte superior, bioturbaciones.



38 Resultados

Figura 4.4. Columna 2 de la transecta indicada en la Figura 4.1



39 Resultados

La Columna 2 (Figura 4.4) se sigue la transecta a través de una quebrada indicada en

Figura 4.1 cuya base, tal como se observa en terreno y se indica en la Columna C2,

correspondería a una parte de la Formación Ligorio Márquez, con sus característicos

conglomerados cuarcíferos de clastos rojos. En el contacto entre las Formaciones

Ligorio Márquez y Toqui no se observa de manera definida, puesto que aparece un

cuerpo magmático de un basalto con amígdalas y vetillas de Cuarzo en este. A su vez

la primera litología que se observa en la base de la Formación Toqui, son calizas

plegadas y deformadas por estructuras de tipo slump y cuentan con presencia de

estromatolitos. Por esto y la diferencia de edad de ambas formaciones es que se

interpreta como la falla inversa de tipo cabalgamiento descrita en De La Cruz (2006), la

cual habría utilizado las calizas como plano de despegue para que la formación Toqui

se alzara sobre la formación Ligorio Márquez, además que existe la posibilidad de que

el basalto utilizara esta estructura de falla, pudiendo determinar una edad mínima para

la ocurrencia de la génesis de la estructura en caso de datarse.

Por lo tanto la parte que corresponde a la Formación Toqui de esta columna representa

los 85,7 metros superiores. La base corresponde a calizas plegadas de las que se

aprecian 7 metros. A estas lo siguen 18 metros de areniscas de grano fino de

coloración verdosas las que presentan vetillas de calcita. Posteriormente siguen 5

metros, nuevamente de calizas plegadas y deformadas con estructuras de tipo slump

en las que también se observaron vetillas de calcita. Sucesivamente siguen 56 metros

de areniscas donde se intercalan de grano medio con areniscas de grano fino, en los

primeros 25 metros, además, sólo existe presencia de areniscas de grano fino en la

parte superior. En estas areniscas se observan repetidamente estromatolitos. En la

base (primeros 25 metros) hacen aparición ondulitas, las cuales no se vuelven a

observar en los niveles superiores. A los 25 metros aparece un estrato plegado que se

define como de calizas arenosas. Finalmente en la parte superior, dominan estructuras

de laminación plana, y aparecen a su vez fragmentos de carbón y trazas fósiles. Los

troncos fósiles T2 y T3 como se indican en la Columna, no fueron encontrados en la

transecta indicada en la Figura 4.1 sino que se encontraron en el nivel indicado de la



40 Resultados

columna a pocos metros de esta transecta (Estos se describen más adelante en este

trabajo).



41 Resultados

Figura 4.5. Presenta Columna 3 de la transecta indicada en la Figura 4.1



42 Resultados

La Columna 3 (Figura 4.5) tiene un manteo de 18° al Sur con un Rumbo S88E,

representa 24,5 metros y corresponde a 2 afloramientos, el primero de 6.5 metros y un

segundo de 8,1 metros.

El primero de estos afloramientos tiene como base 80 centímetros de tobas blancas de

ceniza, seguido de 5,7 metros de areniscas de grano medio con trazas fósiles y

laminación. El segundo de estos afloramientos tiene como base nuevamente

ignimbritas blancas que presentan trazas fósiles y pómez, seguido de una estructura

con un tamaño de 1 metro correspondiente a estromatolitos, seguido por 3 metros de

areniscas de grano medio (de los cuales solo los primeros 2 metros reaccionan al ácido

clorhídrico), sucedido por nuevamente tobas blancas de ceniza, las que esta vez

presentan pómez de coloración verdosa y donde se observaron estrías de falla (223/80

como plano de estría y 310° como dirección de la estría), y finalmente termina el

afloramiento con 20cm de areniscas grises de grano medio.



43 Resultados

Figura 4.6. Representa la Columna 4 de la transecta como se indica en la Figura 4.1



44 Resultados

La Columna 4 (Figura 4.6) posee un rumbo y manteo de S80E/25S y corresponde a

31.7 metros definidos por 3 afloramientos, el primero de 15.7 metros, el segundo de 2.4

metros y un último afloramiento de 4 metros, llegando a los niveles de ignimbritas rojas

en el techo, que corresponderían a facies de la Formación Toqui, diferente a las

areniscas calcáreo arenosas estudiada en este trabajo, y así como la Columna 2

definía la base de estas facies, esta columna define el techo de la misma.

El primer afloramiento de 15.7 metros, presenta en sus primeros 1.7 metros areniscas

finas blancas con trazas fósiles, seguido por 5 metros de una intercalación de areniscas

gruesas, medias y finas donde estas últimas tienen una coloración verdosa, y por

último una intercalación de areniscas de grano medio, las que poseen trazas fósiles,

con conglomerados matriz soportados de matriz fina en coloración café.

El segundo afloramiento, de tan solo 2,4 metros es de areniscas de grano fino

finamente laminadas de coloración blanca que presentan trazas fósiles en las que el

manteo cambia ligeramente a 16° y su rumbo a N63E. En los metros entre el primer

afloramiento y este se observaron rodados de ignimbritas con pomes rojas, ignimbritas

verdes y blancas y se dejan de encontrar rodados de estromatolitos, lo que era común

hasta este punto.

El último de los afloramientos, de 4 metros, corresponde a areniscas de grano medio

con coloración verde y trazas fósiles. Luego comienza un nivel de tobas rojas

intercaladas con ignimbritas de coloración verde de espesor similar (80 centímetros)

muy erosionadas. Se toman estas ignimbritas como el inicio de otra facies de la

Formación Toqui de acuerdo a la descripción de estas. Los contactos se encuentran

con un rumbo y manteo N75E/14°S.

Se realizó una columna estratigráfica esquemática entre estas en la Figura 4.7, para

representar la facies (a) de la Formación Toqui. Mientras que las diferencias entre las

columnas 1 y 3 se explicarían cómo variaciones laterales en la deposición de estas.



45 Resultados

Figura 4.7. Muestra Columna Esquemática que representa la Facies (a) de la Formación Toqui,

a partir del análisis de las columnas 1,2,3 y 4 presentadas en este trabajo.



46 Resultados

Troncos fosilizados:

Los troncos fosilizados encontrados T1, T2 y T3 fueron hallados como rodados en el

sector indicado en la Figura 4.1 debido a sus características se logra hacer una

correlación litológica con la Columna 2 (Figura 4.4), la zona se caracterizaba por altura

y poseer baja pendiente, además, a pocos metros (hacia arriba) comienzan los estratos

de ignimbritas verdes y rojas de la Formación Toqui, con características diferentes.

Figura 4.8. Se observan los cortes 2A (izquierda) y 2B (derecha) utilizando el lente de aumento

x10 del microscopio óptico. Estos cortes tienen componentes transversal y tangencial-radial

respectivamente.

Se realizaron cortes 6 cortes de los troncos, 3 de la muestra T2 y 3 cortes de la

muestra T3. Los cortes de T2 (Figura 4.8) corresponden a 1 corte transversal en 2A y

otro, 2B, que salió con componentes tangenciales y radiales, mientras que el tercer

corte observa las mismas componentes que el anterior. Para el segundo fósil, los

cortes de T3 (Figura 4.9) muestran, un corte transversal para 3A, un corte tangencial

para 3B y un corte con componentes radial y tangencial para 3C.



47 Resultados

Figura 4.9. Muestra los cortes 3A (izquierda) 3B (centro) y 3C (derecha) de la muestra de

tronco T3, con componentes transversal, tangencial y radial-tangencial respectivamente. La

barra de escala mide 0.1mm.

En el caso de T2, no se obtuvieron cortes correctos, debido a la presencia de un nudo,

observable en el corte de la Figura 4.8A, lo que cambia la dirección de las estructuras

de la madera. A su vez en el corte 2A se observaron 54 anillos de crecimiento en 3

centímetros y al menos 4 anillos falsos.

En cuanto al corte 2B, los tipos celulares observados, fueron de compleja identificación,

ya que se presentan deformadas como se observa en la Figura 4.8B. En cuanto al

corte 3B, lo único distinto observado a 2B fue al menos una estructura de punteaduras.

Para el tronco T3, se obtuvieron mejores resultados con los cortes. Y si bien el corte

transversal 3A (Figura 4.9A) no muestra los anillos de crecimiento o estos son poco

notorios, aparecen estructuras de radios uniseriados, y células rellenas de calcita. En el

corte 3B, de componente tangencial (Figura 4.9B) se observan bien los radios leñosos

que van desde 2 células hasta 16 con la mediana en 4 células, además mucha resina,

la cual podría estar rellenando algunos conductos. Y finalmente en el corte 3C (Figura

4.9C) de componente radial y tangencial, se observan punteaduras uniseriadas y

células deformadas por mineralización.



48 Resultados

Microfósiles:

En la búsqueda de microfósiles, se trabajó con el procedimiento propuesto por Hinchey

1994, por lo que la primera experiencia realizada fue la de asegurar si este

procedimiento era aplicable para las rocas disponibles. Se utilizó la muestra AYE57, la

cual corresponde a un estromatolito recuperado en el nivel indicado en la Columna 2

(Figura 4.4).

Bajo este procedimiento, primero se realizó un quiebre mecánico de la muestra para

reducir el tamaño de esta a los recomendados 10 milímetros de diámetro. Luego se

tomó un volumen de alrededor de 20 mililitros de la muestra para pasar por ácido

clorhídrico al 15% con el objetivo de remover los carbonatos de esta, ya que estos

forman parte del cemento de la roca y la obtención de los microfósiles requería su

disgregación, se neutralizó la muestra con agua destilada y se calentó sobre papel filtro

levemente hasta que se encontrara seca. Luego se le aplicó 20 mililitros de peróxido de

hidrógeno al 30% para eliminar la materia orgánica, este dejó de reaccionar 4 horas

posterior a su aplicación, luego se neutralizó la muestra y se procedió al secado.

Finalmente el resultado se puede observar en la Figura 4.10, dónde es posible apreciar

clastos de gran tamaño.



49 Resultados

Figura 4.10. Muestra cómo se veía la recuperación del material antes del tamizado, los clastos

de gran tamaño impedían el uso de más aumento en este punto del trabajo, por lo que

reconocer microfósiles a esta altura del trabajo se hizo imposible.

Se pretendía concentrar los restos que parecieran fosilíferos y pasarlos por el

microscopio electrónico de barrido para su posterior identificación, pero para esto sería

necesario repetir el experimento, cambiando algunas de las etapas realizadas, como

por ejemplo, tratar de trabajar las muestras en líquido, y realizar las separaciones por

diferencia de densidad en vez de utilizar un mecanismo mecánico como el tamizaje.

A pesar de esto, se obtuvieron buenos resultados a partir de la identificación de

microfósiles en los cortes de las muestras de estromatolitos obtenidos en terreno.

Donde se pueden observar tanto foraminíferos, restos de moluscos y equinodermos,

otros bioclastos, así como evidencias de algas y granos no esqueléticos como pellets

acompañados de granos terrígenos. Los que se identifican a continuación en el capítulo

de paleontología sistemática.



50 Resultados

Paleontología Sistemática:

División Chlorophyta Engler, 1903.

Clase Ulvophyceae Stewart KD, Mattox KR (1978).

Orden Dasycladales Pascher, 1931.

Familia Dasycladaceae Kützing, 1843.

Género Cymopolia Lamouroux, 1816.

Especie Cymopolia eochoristosporica Elliott, 1968.

El corte AYE82 (Figura 4.12) fue comparado con diversa bibliografía para determinar

su sistemática.

Figura 4.11. A la izquierda se muestra la estructura de origen orgánico (arriba a NP y abajo a

NX), a la derecha se muestra figura de Horowitz & Potter (2012) de un estromatolito mostrando

capas de limo y arcilla entre estructuras de calcita (Limestone, Middle Ordovician, Garrard

County, Kentucky, U.S.A. IU 8099-910, X 20).



51 Resultados

Figura 4.12 Muestra parte de la evidencia hallada en AYE82 (arriba), se observa parte del talo

en la parte inferior y las ampollas en el centro. Abajo un corte de Rashidi, Schlagintweit (2017)

tangencial-oblícuo de una Cymopolia eochoristosporica Elliott, 1968



52 Resultados

Filo Foraminifera D’Orbigny, 1826.

Clase Tubothalamea Pawlowski, Holzmann & Tyszka, 2013.

Orden Miliolida Delage & Hérquard, 1896.

Familia Quinqueloculinidae Cushman, 1917.

Género Quinqueloculina D’Orbigny, 1826.

En base a la evidencia encontrada en un corte de la muestra AYE92, la cual

corresponde a un estromatolito algal recuperado en 697433E 4807554S a pocos

metros al Este de la transecta en base de la Columna 3, se observa un foraminífero de

morfología milloide

Figura 4.13. A la izquierda se observa un foraminífero bentónico Quinqueloculina sp. Presente

en la muestra AYE92 de un estromatolito algal. A la derecha una imagen de referencia de un

fragmento de una alga dasycladal rellena de arcilla con un foraminífero bentónico de

quinqueloculina (Lower Cretaceous, Coupe de St. Chamas, Bouches du Rhone, France. IU

8099-777, X 20).



53 Resultados

Filo Foraminifera D’Orbigny, 1826.

Clase Globothalamea D’Orbigny, 1826.

Orden Rotaliida Delage & Hérquard, 1896.

Familia Globigerinidae Carpenter et al., 1862.

Género Globigerina D’Orbigny, 1826.

La Muestra AYE92 también presenta foraminíferos con estructura planispiral (Figura

4.14) típica de los Globigerinida,

Figura 4.14. Foraminíferos Glovigerínidos presentes en la muestra AYE92 de un estromatolito

algal.



54 Resultados

Filo Echinodermata Bruguière, 1791.

En la muestra AYE82, se encontró una espina de equinodermo (Figura 4.15)

Figura 4.15. Muestra una espina de equinodermo, presente en el corte AYE82, con su encaje

bulboso en el lado inferior derecho y la elongada espina desde el bulbo hasta el lado superior

izquierdo.



55 Resultados

Estromatolitos:

Figura 4.16. Fotrografía de un estromatolito algal observado frente al campamento de la zona

de estudio, estratiforme, planarmente laminado.

Figura 4.17. Fotografía de un estromatolito algal, observado en transecta de la Columna 3

(Figura 4.1) estratiforme, planarmente laminado.



56 Resultados

Figura 4.18. Fotografía de un estromatolito algal observado en la transecta de la Columna 1

(Figura 4.1) estratiforme, planarmente laminado.

En las Figuras 4.16, 4.17 y 4.18 se puede acotar que los estromatolitos observados en

terreno, corresponden a la clasificación LLH por Logan et al. 1964 y no se presentan

estructuras de tipo SH (domos). Además, la caracterización de estos en base a los

definidos por Kennard & Burne (1989) se describen como estromatolitos estratiformes

con formas internas laminadas planas, con sus láminas onduladas y de márgenes no

envolventes.



57 Resultados

Figura 4.19. Corresponde a una sección del corte de la muestra AYB01 de la Columna1

(Figura 4.2). Muestra pellets y peloides en la zona del corte que incluye los estromatolitos.

La gran abundancia de pellets y peloides hallados en los cortes de Estromatolitos

AYB01, AYE82 y AYE83 (Figura 4.19). Parte de estos peloides corresponden a pellets

fecales por su geometría de bastón, ovalada y elongada.

Figura 4.20. Corresponde a una imagen de la muestra AYE82 que muestra la presencia de

siliciclastos y recristalización de calcedonia en los estromatolitos. (la barra roja mide 0.1mm).

La presencia de siliciclastos en los estromatolitos, como se observa en la Figura 4.20,

es un indicador de un ambiente de marismas temperadas (Cameron et al. 1985;

Gerdes and Krumbein 1986; Noffke 1998).

.



58 Discusión

5. Discusión

Respecto a las muestras de troncos, T1, T2 y T3 fueron hallados como rodados, pero

tanto la coloración, la evidencia microscópica y la roca que acompaña a estos, permite

hacer una correlación litológica con la Columna 2, así también como factores

geográficos, tanto como la altura y la baja pendiente, lo que dificultaría la posibilidad de

que estos provengan de un afloramiento que se encontrara por sobre el indicado.

Finalmente, el hecho de que a pocos metros (hacia arriba) comienzan los estratos de

ignimbritas verdes y rojas de la Formación Toqui, y no comparten coloración ni con el

tronco ni los restos de roca que lo acompaña.

En cuanto al estudio, en el caso de la muestra T2, lo que dificultó que se obtuviesen

cortes correctos, fue la presencia de un nudo, observable en el corte de la Figura 4.8A,

esto provoca que se cambie la dirección de las estructuras de la madera. A su vez en el

corte 2A se observaron 54 anillos de crecimiento en solo 3 centímetros y al menos 4

anillos falsos. De este modo al tener tal número de anillos de crecimiento en el área

previamente nombrada y teniendo como referencia a las podocarpacéas actuales y

fósiles ya que son las más abundantes en la zona de hallazgo, se lograr inferir que el

tronco fósil, proviene de un individuo con hábito arbustivo, por lo que su crecimiento no

sería mayor a tres metros de longitud. También cabe señalar que es probable que la

muestra provenga de una rama lateral y no del eje principal del individuo.

En cuanto al corte 2B, en un principio se pensó ver células del tejido parenquimático,

pero estas estructuras bien pueden explicarse por los crecimientos mineralógicos que

pudieron deformar a las células como se observa en la Figura 4.8B.

A falta de estructuras observables y la baja calidad obtenida en los cortes debido al

nudo, se dificulta realizar una clasificación taxonómica del tronco. No obstante, la

utilidad del corte transversal 2A se mantiene y podría servir para estudios

dendrocronológicos que podrían explicar eventos que ocurrieron en los 54 años de vida

de este espécimen que han quedado registrados.

Respecto a la muestra T3, en el corte 3B, de componente tangencial, se logran

observar bien los radios leñosos que van desde 2 células hasta 16 con la mediana en 4



59 Discusión

células. Esto es un dato relevante, ya que el número celular sirve para realizar la

primera gran diferenciación entre grupos de plantas. Variados autores señalan que el

número de células observadas en un corte tangencial, sirve para la diferenciación entre

gimnospermas y angiospermas, en el período geológico del cuál corresponden estas

muestras, ya se tienen registros de las primeras angiospermas, pero, estás poseen un

número mucho mayor de células entre los radios leñosos, así es posible determinar

que la muestra corresponde a una gimnosperma, lo que es concluyente con los datos

previamente obtenidos.

Debido a lo expuesto previamente y cómo no fue posible observar estructuras que

pudieran guiar la descripción a otro tipo de flora, se clasifica T3 como miembro de la

Familia Podocarpaceae de manera preliminar; de todos modos se requiere

complementar la clasificación en base a la una revisión más completa de los cortes de

T3. T2 en cambio, no puede ser clasificado por la falta de cortes en las direcciones

necesarias para realizarlo de forma correcta, pero como se mencionó anteriormente,

tiene uso si se llegan a hacer estudios dendrocronológicos de la zona, aunque en estos

se podrían necesitar nuevos cortes de la muestra.

Es necesario recalcar que también ha sido posible identificar algunas características

que narran la historia de vida de los árboles de los cuales los troncos fosilizados

corresponden.

Respecto a los anillos de crecimiento, la disposición, número de células y espesor son

utilizados como indicadores ambientales.

Dentro de esto, cabe señalar que se observaron anillos falsos, estos, ‘’se reconocen

como bandas delgadas de traqueidas con un tamaño menor al normal incompletas

alrededor del eje del tronco’’. (Brea, M. et al. 2005) Y no se deben considerar para

realizar una reconstrucción paleoambiental o paleoclimatológica.

El indicador tomado a consideración, correspondió al del espesor de los anillos, ya que,

‘’a nivel madera, se observa que los anillos de crecimiento

correspondientes a años de sequías registran menor ancho en comparación con los de

años más húmedos’’ (Lewis, 1993). En las muestras estudiadas se observa de manera



60 Discusión

clara este factor de estrés hídrico, ya que es posible observar una alternancia entre dos

anillos gruesos y tres que corresponden a un tercio del tamaño de los anillos normales.

Pese a que no se obtuvo una lámina de rodela del tronco, es posible determinar que los

anillos estudiados no eran parte de la zona central del tronco (zona en la cual los

anillos tienden a ser de menor tamaño), esto se refleja en el grosor de los anillos

observados y la alternancia con anillos de menor tamaño.

Teniendo en consideración estos antecedentes, se puede inferir que el árbol original de

la Familia Podocarpaceae, sufrió en vida un estrés hídrico, el cual fue provocado por

menor cantidad de agua en el ambiente (sequías) o también, etapas con temperaturas

muy bajas, ya que el congelamiento se expresa en los anillos de crecimiento de

manera muy similar a una sequía; pese a ser eventos muy diferentes, generan un

estrés a nivel celular, lo cual es observable y medible tangiblemente, esto se debe a

que su capacidad de transporte de agua a través del tejido conductor se ve disminuido,

por tanto provoca que el espesor del anillo sea menor al normal en condiciones

óptimas.

Respecto al crecimiento, durante la estación favorable es lento, lo que genera anillos

de mayor espesor, además, lo observado en las muestras, corresponden a anillos

incompletos e irregulares alrededor de la circunferencia del tronco. Estos tipos de

anillos comúnmente se observan en árboles que viven bajo condiciones de crecimiento

inestable, produciéndose en períodos con bajas temperaturas, congelamiento, sequías

o por severos ataques de insectos. (Fritts, 1976; Parrish y Spicer, 1988).

La diferencia de grosor en anillos, a pesar de su relación con la edad de los árboles, no

tiene directa relación con un año regular, ya que lo que se registra a nivel celular, es

más bien, los cambios estacionales. Las células tienden a acumularse en las zonas

cercanas a los anillos, demarcando así el cambio de estación no favorable a una más

bien favorable, en el caso que se produce un estrés hídrico, el árbol no tiene tiempo de

generar células que aporten al transporte de nutrientes y agua, de manera normal para

el espécimen.



61 Discusión

En relación a los anillos que se pueden interpretar como anillos de congelamiento, se

suelen caracterizar por la presencia de una zona interna de células muertas y una zona

externa de células xilemáticas anormales, principalmente de parénquima axial,

producidas después del brusco enfriamiento (Glerum y Farrar, 1966).

En el caso de los anillos analizados, no se presenciaron dichas estructuras, de manera

que se puede interpretar que el espécimen en cuestión estuvo expuesto a períodos con

menor cantidad de agua en el ambiente y no por niveles de congelamiento, es por ello

que presenta anillos más pequeños entre anillos de mayor espesor, ya que tuvo

periodos de estrés hídrico provocado por una ausencia de recurso de agua.

Otro factor muy relevante de este estudio, fue el análisis de microfósiles y su

importancia para el aporte en una reconstrucción paleoambiental.

En relación al procedimiento de estudio de muestras, a través del trabajo en

laboratorio, con una muestra en particular, la cual es posible observar en la Figura 4.10

no fue posible la identificación de microfósiles, puesto que el aumento disponible era

100x, ya que clastos que no se disgregaron luego del procedimiento chocarían con

otros lentes. Entonces para buscar una solución a este problema, se tamizó la muestra,

lo que dio como resultado la destrucción de los posibles microfósiles como los que se

observaban en la Figura, dando por terminado el experimento sin resultados positivos.

Pese a este inconveniente se lograron recuperar microfósiles los que corresponden a

estromatolitos algales y microfauna marina. Tanto las algas, como la microfauna,

coexisten en condiciones específicas de profundidad, luz solar y temperatura y allí

radica su importancia para realizar una reconstrucción paleoambiental.

De las muestras de estromatolitos fue posible obtener otros microfósiles,

correspondientes a microfauna como foraminíferos, restos de moluscos y

equinodermos, además de otros bioclastos, así como evidencias de algas y granos no

esqueléticos como pellets acompañados de granos terrígenos.

En relación a la paleontología sistemática, algunos especímenes presentaron mayor

grado de dificultad de lograr categorías taxonómicas más bajas, quedando sólo en la

categoría de Filo, a continuación se detallan por especímenes.



62 Discusión

Los estromatolitos corresponden a una agrupación entre células algales y sedimentos,

las algas se lograron identificar como parte de la Especie de Cymopolia

eochoristosporica. Esta fue posible lograr su identificación basando las características

morfológicas observadas con la bibliografía sobre estructuras similares. Por ejemplo la

evidencia que Rashidi, Schlagintweit (2017) muestra, se hace una comparación con la

evidencia obtenida en el corte AYE82 (Figura 4.12). Además Horowitz & Potter (2012)

incluye en una de sus imágenes, una estructura de un estromatolito (Figura 4.11) de

origen orgánico en estromatolitos algales. Esto permite identificar el alga verde que

presenta la muestra ya mencionada, limitando el área de la formación de nuestro

estromatolito entre los 2 a 30 metros, según lo que explica Scholle & Ulmer-Scholle

(2003). Cabe recalcarla que son parte de la División Chlorophyta, que corresponden a

las llamadas algas verdes; estas requieren de luz solar directa, ya que contienen

clorofila A y B, y no poseen pigmentos accesorios, por lo que no pueden hallarse a una

profundidad mayor a los 7 metros, ya que los rayos de luz solar no penetran

directamente a profundidades mayores. Además se debe tener en consideración que

presentan estructuras de tipo LLH las cuales se desarrollan característicamente en

esteras (mats) y sedimentos ligados a algas de ambiente marino intermareal lodoso,

principalmente en sectores protegidos como tras islas y crestas que hacen de barrera y

la acción de las olas es leve. (Black, 1933; Ginsburg et al., 1954; and Logan, 1961).

Esta información además indica que la zona era de baja profundidad y de

características de un medio acuoso sin oleaje y protegidos.

Respecto a la microfauna, fue posible encontrar foraminíferos, de los que se logró

llegar taxonómicamente hasta Género, el cual corresponde a Quinqueloculina. Esto se

debe a que posee morfología milloide, se realíza su clasificación hasta el Orden

Miliolida. Luego, comparando la morfología observada con la evidencia presentada por

Horowitz & Potter (2012) se realiza la clasificación del género. Respecto a otra muestra

de foraminífero, fue posible también lograr la clasificación taxonómica hasta Género,

correspondiendo a Globigerina de estructura planispiral, típica de los Globigerinida,

clasificándolo en dicho orden en base a la descripción y comparación de imágenes con

Scholle& Ulmer-Scholle (2003).



63 Discusión

También se halló un fragmento, el cual pudo ser clasificado como parte del Filo

Echinodermata, de este espécimen sólo se halló una espina en sección longitudinal,

con la estructura de encaje de bulbosa. Esto entrega evidencias de que las condiciones

marinas eran normales, por la limitada tolerancia a la salinidad que poseen estos seres

bentónicos.

Con la evidencia micropaleontológica que entregaron los estromatolitos es suficiente

para acotar el ambiente en el que estos se formaron corresponde a marino, así

también, la evidencia de las estructuras sedimentarias descritas en el capítulo de

estratigrafía junto a la composición biótica y abiótica de los estromatolitos, permiten

interpretar en base al estudio de Flüguel 2010 el paleoambiente en el que el que estos

se formaron.

La presencia de clastos siliceos en los estromatolitos, sumado a la evidencia

morfológica de tipo LLH, permite definir el ambiente como uno templado y protegido del

oleaje constante, donde afloran los estromatolitos de estructura planar.

La gran abundancia de pellets y peloides hallados en los cortes de Estromatolitos

AYB01, AYE82 y AYE83 (Figura 4.19) permiten inferir la presencia de agregados de

arcillas carbonáticas y/o precipitados de carbonato de calcio, lo que indica que su

composición original fue aragonito o calcita o una mezcla de ambos según lo que

explica Scholle & Ulmer-Scholle (2003). Además este autor señala que la forma

ovalada y/o alargada son características comunes de pellets fecales. Lo que enriquece

las características del estromatolito en cuanto a biodiversidad se refiere, aunque no se

logran identificar especies a partir de este.



64 Discusión

Figura 4.21 Modificado de Flüguel (2004), muestra los ambientes depositacionales de oncoides en el Jurásico Tardío. Es una simplificación de la figura original, donde se encierra en rojo la zona ambiental de depositación que cumple con la evidencia observada por este trabajo.

Flüguel (2004) describe los ambientes depositacionales de los oncoides y sus

características en el Jurásico Tardío, y como parte de esto describe los fósiles

asociados en los distintos ambientes como se observa en la Figura 4.21, a partir de

esto, a la aparición de un resto fósil de un equinoideo, la presencia de ondulitas en un

nivel de la Columna 2, de restos de fósiles calcáreos (conchas) en la columna 1 y de

estratificación cruzada en otro nivel y a la intermitencia de los estromatolitos en

diferentes niveles de las columnas, se propone la variabilidad del nivel del mar

provocando el cambio de ambiente entre uno de marisma o playa de barrera, uno

intermareal hasta uno plataformal.

Con dichas evidencias y agregando los antecedentes de la microfauna, es posible

agregar que el ambiente de formación era de una zona de baja profundidad.

De acuerdo a Flügel (2004) la ocurrencia de los peloides es común en ambientes

marinos de baja profundidad, en plataformas y arrecifes o montículos de barro, siendo

también abundantes en carbonatos de aguas profundas. Pero en contraste a su

abundancia en climas tropicales, son raros y/o ausentes en carbonatos de aguas

heladas no tropicales.



65 Discusión

Además Flügel (2004) menciona que si bien los pellets fecales son de origen animal, ya

sean herbívoros, consumidores de plancton y consumidores de detritos, incluyendo

artrópodos, moluscos, gusanos, equinodermos y peces. La asignación de estos pellets

fecales a un productor de este en específico es difícil, ya que la mayor parte de las

fecas producidas por los invertebrados carece de un criterio morfológico.

Por lo que la identificación y abundancia de estos pellets fecales en los cortes, nos

entrega información del clima, el cual se puede suponer dado su abundancia, como

uno de aguas templadas.

Finalmente, respecto a la estratigrafía observada en las columnas 1,2,3 y 4, estas

concuerdan con el ambiente de formación ya identificado en base a la evidencia

paleontológica (entre uno de marisma o playa de barrera a uno intermareal).

De acuerdo a las estructuras observadas en la Figura 4.7 (Columna Esquemática de la

Facies (a) de la Formación Toqui), la interpretación de una playa de barrera sobre un

ambiente de marisma se hace más evidente, puesto que el primero permitiría un

cambio alternante entre sistemas de corriente y sistemas protegidos de la corriente,

debido a la migración de la barrera, la destrucción de esta o su reaparición, así como

los cambios morfológicos que pudo haber sufrido el sistema de playa; permiten explicar

la migración de los estromatolitos en respuesta a estos cambios, explicándose así su

alternancia de aparición en la columna.

El techo de esta columna, está conformado por Ignimbritas blancas con presencia de

pómez, las que se pueden explicar en un ambiente marino si este es somero, como ha

indicado la abundante evidencia ya presentada.


66 Conclusión

6 Conclusión

La zona de estudio, referida como la facies (a) de la Formación Toqui, en cercanías a

Puerto Guadal, al sur de Mallín Grande, está constituida por una asociación calcáreo

arenosa con estromatolitos algales, que sobreyace a la Formación Ibáñez y se

encuentra cabalgada sobre la Formación Ligorio Márquez. Varía entre los 30 y 108

metros de espesor mínimo. La parte inferior de esta está compuesta principalmente de

areniscas calcáreas y calizas con presencia de estromatolitos algales, trazas fósiles y

laminaciones, mientras que la parte superior aparecen rocas volcanoclásticas de

tamaño ceniza subaéreas con evidencias de actividad biológica relacionada a los

cuerpos de agua. Se encuentra manteando entre los 18° y 25° al Sur cuando no es

afectada por estructuras o fallas.

El ambiente de estas facies, de la Formación Toqui, varía entre uno de marisma o

playa de barrera y uno intermareal, logrando así la deposición de diversos organismos

como partes formadoras del sustrato.

Los estromatolitos algales estudiados, son un buen referente para ubicar las partes que

corresponden al ambiente de marisma o playa de barrera cuando se visita el lugar,

pues su morfología y biogenética así lo indica, ya que son de estructura planar y en

ellos, además, se observaron pellets fecales y seres planctónicos y bentónicos.

La intermitencia de estos estromatolitos podría indicar que el ambiente probable en el

que aparecen, es de playa de barrera, explicando en los cambios morfológicos, de la

playa y su barrera a travez del tiempo, su reaparición a lo largo de la columna.

Finalmente, se identificaron equinoideos, foraminíferos bentónicos (Quinqueloculina sp)

y planctónicos (Globigerinidos), además de algas verdes fotosintéticas (Cymopolia

eochoristosporica), de estos, las algas resultaron ser un importante aporte directo al

sustrato.

Con los antecedentes obtenidos se logró determinar el tipo de ambiente en el que se

formaron las rocas y fósiles estudiados.

Con la información de los Estromatolitos, y al entender el tipo de alga al cual

corresponden esto ya delimitaba la zona a un ambiente poco profundo, la presencia de


67 Conclusión

un equinodermo, reforzó la idea de un ambiente marino de salinidad normal, y el tipo de

microfauna hallada apoya la idea de ambiente propuesto.

Además, con el estudio de los troncos fosilizados se logró determinar la Familia de

procedencia (Podocarpaceae) y el hábito (arbustivo), dando una idea de cómo era

también el ambiente en tierra, dada el tipo de flora descrita.

Junto a la evidencia de los peloides, pellets fecales y la Familia identificada con los

troncos fósiles, se logra concluir que el paleoclima de la zona estudiada correspondería

a uno húmedo y de aguas templadas, cercano a un clima mediterráneo.

A pesar de que no se lograron recuperar microfósiles a partir de la disgregación de las

rocas asociadas a los estromatolitos, este trabajo cumple con el objetivo de haber

identificado algunos de estos fósiles mediante cortes petrográficos y se abre la

oportunidad de asegurar que estudios posteriores sobre estas rocas puedan arrojar

algunos que permitan una interpretación paleoambiental más exacta que la que aquí se

ofrece.

En cuanto a los objetivos del trabajo, se lograron, ofreciendo una explicación del

paleoambiente en base a evidencias obtenidas. Se logra realizando un análisis de los

cortes petrográficos de los estromatolitos y facies asociadas. A pesar que no se

compone una base de muestras micropaleontológicas mediante la recuperación de

microestructuras por medio de la disgregación de las muestras de roca, se obtienen

ejemplares a partir de los cortes realizados. Y se establece la estratigrafía de la zona

estudiada.


68 Agradecimientos

7. Agradecimientos

Al autor le gustaría agradecer al proyecto FIC 40000501 Puesta en valor de geología y

conocimiento de dinosaurios. A los geólogos Manuel Suárez, Jean-Baptiste Gressier y

Pierre-Yves Descote por el apoyo durante la realización de este trabajo. A los

compañeros Daniel Riveros, Benjamín Aldridge, Tomás Piñeiro y Camila Oportus. A la

paleoxilóloga Teresa Torres y geóloga Samantha Leiva. Y por último, a su compañera

de vida, Andréa Yévenes quién le acompañó a lo largo de todo el proceso para

formarse como geólogo.


69 Bibliografía

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