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Concepción, 2018
UNIVERSIDAD NACIONAL ANDRES BELLO Facultad De Ingeniería
Carrera Geología
GEOLOGÍA DE LOS CERROS PILLAY Y GUPO EN LA COMUNA DE SAN JAVIER, VII REGIÓN DEL MAULE, CHILE.
MEMORIA PARA OPTAR A TITULO DE GEÓLOGO
Por
José Nicolás Jiménez Urra
Profesor Guía
Dr. Pablo León Rossel Estrada
“(...) LA PÁGINA ESCRITA NUNCA RECUERDA TODO LO QUE SE HA INTENTADO, SINO LO POCO
QUE SE HA CONSEGUIDO.” (ANTONIO MACHADO, EN PÁGINAS ESCOGIDAS)
A MIS PADRES,
GREICE Y ROLANDO
AGRADECIMIENTOS
En primer lugar, quiero agradecer a mi familia, por estar siempre conmigo y dar
ese apoyo incondicional que solo ellos pueden ofrecer. Y que, sin ellos, quizá nada
de esto hubiese sido posible, en especial a mis padres a quienes dedico este
trabajo, ya que gracias a ellos estoy donde estoy, y este logro es más de ellos que
mío. Les doy gracias por educarme como lo hicieron, por darme las herramientas
necesarias para enfrentarme bien el día a día, y por escucharme y darme consejos
siempre cuando los he necesitado, a mi abuela, por sus cazuelas, por su compañía
y por mostrarme que rendirse en la vida no es una opción. A mis hermanos, la
Chabe, Naty y Rolo, a mis sobrinos por alegrarme siempre cuando lo necesite, por
hacerme reír, por todo!
A mi profesor guía el Dr. Pablo Rossel por presentarme, ofrecer y darme un lugar
dentro del proyecto, además de ayudar en cada una de las correcciones y
sugerencias de este manuscrito, también agradecer a aquellos profesores siempre
dispuestos a resolver dudas y brindar otra perspectiva, a ellos muchas gracias.
Agradezco el financiamiento del Proyecto FONDECYT N° 11160329.
Agradezco a la Universidad, a Jonathan, a mis compañeros y a todas las
personas que conocí durante estos años de estudio, por su apoyo y por formar parte
de cada una de las experiencias que se lograron compartir, A Llanos, El Ukraniano,
el “chapita” Barrera, Ítalo, Jairo, Caro, Guiñez, Bele, Los Vitales y un saludo especial
a aquellos que me acompañaron a mi terreno, el genio Coloma, Javier y a Manu.
A mis amigos de la vida, por preocuparse, por alentarme, y sobre todo por creer
en mí, aun cuando en ocasiones hasta yo mismo lo dudaba.
A Tamara, por aguantar mi rabia, mi pena, mi frustración y decepciones en
ocasiones, por darme su aliento y ánimo en esas etapas difíciles, prestar su hombro
y ser sobre todo una gran compañera y amiga en este proceso, gracias por tu amor.
Por último, gracias a la vida, que me ha dado tanto…
RESUMEN
El Levantamiento geológico de los Cerros Pillay y Gupo, a 25 km al E de Linares, escala 1:50000,
cubre un área aproximada de 310 km2 y se encuentra entre los paralelos 35°45’ y 36°00’S y los
meridianos 71°45’ y 72°00’W aprox., en la zona Centro Sur de la VII Región del Maule.
El área de la carta se encuentra ubicada entre los dominios morfoestructurales de la Cordillera
de la Costa y la Depresión Central, con una topografía suave, marcada por la presencia de ríos y
pequeñas quebradas en conjunto con pequeñas cumbres si se les compara con aquellas de la
Cordillera Principal; la altura promedio es de 450 m. a nivel de ríos y quebradas, en donde destaca
el Rió Perquilauquen.
Las rocas más antiguas, con edades que abarcan desde el Pérmico Inferior al Triásico Inferior-
Medio, afloran en una pequeña porción del área y corresponde a la Unidad San Vicente, la que aflora
al sur del cerro homónimo y es interpretada como un abanico submarino o délta, afectado por
metamorfismo de enterramiento, junto con eventos compresionales acaecidos durante el Ciclo
Gondwánico y Pre-Andino, que serían los responsables de la discordancia con las secuencias
Triásicas que le sobreyacen.
A partir del Triásico Superior y con una mayor distribución son depositadas las secuencias
marinas y continentales de los Estratos Pillay, en una pequeña cuenca de orientación NW-SE,
independiente de la cuenca de depositación Triásica-Jurásica hacia el norte.
Durante el Jurásico Superior, la instauración de un arco volcánico (Arco Volcánico Lo Padro) en
la parte oriental, hacia el norte de la carta en la actual Cordillera de la Costa conlleva a la generación
de potentes series volcánicas, que en el área de estudio solo representan una pequeña porción,
asignada a la Fm. La Lajuela de edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior.
Durante el Cretácico Inferior (Barreniense-Aptiano), las secuencias anteriormente mencionadas
son intruidas por cuerpos plutónicos, y a su vez, estos son cortados por los mismos productos
residuales de este magma.
Durante el Pleistoceno-Holoceno, se depositaron en los fondos de valles, en las laderas de
cerros y quebradas depósitos fluviales y de ceniza.
La ocurrencia de minerales corresponde a depósitos irregulares y vetas de Au y Cu (?),
distribuidos en el área de posible edad Cretácica Superior.
ÍNDICE
1 INTRODUCCIÓN ............................................................................................................ 1
1.1 Ubicación y Acceso .................................................................................................. 1
1.2 Presentación del Problema ...................................................................................... 2
1.3 Hipótesis del Problema ............................................................................................. 4
1.4 Objetivos .................................................................................................................. 4
1.4.1 Objetivo General ................................................................................................ 4
1.4.2 Objetivos Específicos ......................................................................................... 4
1.5 Metodología de Trabajo ............................................................................................ 5
1.5.1 Etapa Pre-Terreno ............................................................................................. 5
1.5.2 Etapa Terreno .................................................................................................... 5
1.5.3 Etapa Gabinete .................................................................................................. 5
1.6 Fisiografía ................................................................................................................ 6
1.6.1 Relieve e Hidrografía ......................................................................................... 6
1.6.2 Clima ................................................................................................................. 7
1.6.3 Flora y Fauna ..................................................................................................... 9
1.7 Trabajos Anteriores ................................................................................................ 10
2 MARCO GEOLÓGICO ................................................................................................. 11
2.1Rocas Paleozoicas .................................................................................................. 11
2.1.1 Basamento Metamórfico (Bm) .......................................................................... 11
2.1.2 Basamento Granítico (Bg) ................................................................................ 13
2.2 Rocas Mesozoicas ................................................................................................. 14
2.2.1 Triásico ............................................................................................................ 14
2.2.1.1 Triásico Superior (Tr) .............................................................................. 14
2.2.1.2 Rocas del Jurásico Inferior marino (Jim) ................................................. 16
2.2.1.3 Formación Altos de Hualmapu (Morel, 1981) (Jmah) .............................. 16
2.2.1.4 Dioritas y Pórfidos Dioríticos (Jig) ........................................................... 17
2.2.2 Cretácico ......................................................................................................... 18
2.2.2.1 Formaciones La Lajuela (Kill) .................................................................. 18
2.2.2.2 Formación Veta Negra (Kivn) .................................................................. 19
2.2.2.3 Formación Lo Valle (Kslv) ....................................................................... 21
2.2.2.4 Formación Quiríquina (Ksm) ................................................................... 22
2.2.2.5 Granodioritas, Tonalitas, Monzonitas (Kiag) ............................................ 22
2.3 Cenozoico .............................................................................................................. 23
2.3.1 Depósitos Cuaternarios (Q, Qe) ....................................................................... 23
3 MARCO GEOTECTÓNICO .......................................................................................... 24
3.1 Generalidades ........................................................................................................ 24
3.2 Marco Tectónico ..................................................................................................... 26
4 GEOMORFOLOGÍA ..................................................................................................... 33
4.1 Generalidades ........................................................................................................ 33
4.2 Geomorfología Local .............................................................................................. 36
4.2.1 Unidades Mayores ........................................................................................... 36
4.2.2 Análisis de Elevación ....................................................................................... 37
4.2.3 Análisis de Redes Hidrográficas ...................................................................... 38
4.2.4 Relieves Menores ............................................................................................ 40
4.3 Evolución Geomorfológica ...................................................................................... 43
5 ROCAS METAMORFICAS ........................................................................................... 45
5.1 Unidad San Vicente ................................................................................................ 45
5.1.1 Definición, distribución y relaciones de contacto .............................................. 45
5.1.2 Litología ........................................................................................................... 45
5.1.3 Edad y Correlación .......................................................................................... 47
5.1.4 Ambiente Depositacional ................................................................................. 49
5.2 Metamorfismo de Contacto .................................................................................... 50
6 ROCAS ESTRATIFICADAS ......................................................................................... 51
6.1 Triásico................................................................................................................. 52
6.1.1 Estratos Pillay .................................................................................................. 53
6.1.1.1 Definición, distribución y relaciones estratigráficas .................................. 53
6.1.1.2 Litología y potencia ................................................................................. 53
6.1.1.3 Edad y Correlación .................................................................................. 61
6.1.1.4 Ambiente Depositacional ......................................................................... 65
6.2 Cretácico ................................................................................................................ 67
6.2.1 Formación La Lajuela (Bravo, 2001) ................................................................ 67
6.2.1.1 Definición, distribución y relaciones estratigráficas .............................. 67
6.2.1.2 Litología ............................................................................................... 67
6.2.1.3 Edad y Correlaciones .......................................................................... 68
6.2.1.4 Ambiente Depositacional ..................................................................... 69
6.3 Cuaternario ............................................................................................................ 70
6.3.1 Edad y Correlaciones ....................................................................................... 72
6.3.2 Ambiente Depositacional ................................................................................. 73
7 ROCAS INTRUSIVAS .................................................................................................. 75
7.1 Generalidades ........................................................................................................ 75
7.2 Unidades Intrusivas Locales ................................................................................... 76
7.2.1 Diorita .............................................................................................................. 76
7.2.2 Sienogranito ..................................................................................................... 78
7.2.3 Pórfidos Andesíticos y Dacíticos ...................................................................... 80
7.2.4 Diques ............................................................................................................. 83
7.3 Edad, Correlación y Condiciones de Emplazamiento ............................................. 85
8 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL ....................................................................................... 87
8.1 Lineamientos .......................................................................................................... 87
8.2 Plegamiento ........................................................................................................... 90
8.3 Fallas ..................................................................................................................... 90
8.4 Análisis de diaclasas .............................................................................................. 93
8.5 Discordancia .......................................................................................................... 93
8.6 Análisis de Esfuerzos ............................................................................................. 95
8.7 Discusión ................................................................................................................ 95
8.8 Evolución Tectónica del Área de Estudio................................................................ 97
9 GEOLOGÍA ECONOMICA ......................................................................................... 102
9.1 Generalidades ...................................................................................................... 102
9.2 Minería No Metálica ............................................................................................. 102
9.2.1 Áridos ............................................................................................................ 102
9.3 Minería Metálica ................................................................................................... 103
9.3.1 Yacimiento Aurífero ....................................................................................... 103
9.3.2 Alteración y Mineralización ............................................................................ 106
9.4 Recursos Hídricos ................................................................................................ 108
9.4.1 Recursos Hídricos Superficiales .................................................................... 109
9.4.2 Recursos Hídricos Subterráneos ................................................................... 109
10 HISTORIA GEOLÓGICA .......................................................................................... 110
11 REFERENCIAS ........................................................................................................ 114
INDICE DE IMÁGENES
Imagen 1.1: Ubicación de la zona de estudio………………………………………….……....2
Imagen 1.2: División climática de la Región del Maule, zona de estudio ubicada en el rango de clima templado cálido con lluvias invernales……………………………………………………………………………..…………….8
Imagen 4.1: Izquierda: Cantera al sur del Co. LLancahue. Derecha: Se observa el estado de los afloramientos, como además el uso extenso se suelo para uso forestal.…………………………………………………………………………………………….35
Imagen 5.1: Sección esquemática a través de la cuenca de antearco durante la tercera etapa del Ciclo Tectónico de Gondwana para la Fm. Huentelauquen. Obtenido de Charrier et. al., (2007)….49
Imagen 6.1: Izquierda: Afloramiento de Riolita, con alto grado de alteración y meteorización) Derecha: Afloramiento de intercalaciones de areniscas (base) con lutitas (techo)..…………………………………………………………………………………………….61
Imagen 6.2: Paleoensambles Estratos Pillay. Referencias: Tavera, 1962; Thiele, 1965; Muñoz Cristi, 1973; Corvalán, 1976; Leppe, 2006; Leppe y otros (2003), Troncoso A y Herbsth R., (2007)………………………………………………………………………………...62
Imagen 6.3: Mapa de ubicación región del Maule y Biobío…………………………………..63
Imagen 6.4: Correlación Fósil con el Co. Gupo y localidades al norte (Hualañe, Curepto, Gualleco) y Sur (Pocillas, Santa Juana) del Área. Recopilación Tavera, 1962; Thiele, 1965; Muñoz Cristi, 1973; Corvalán, 1976; Leppe, 2006; Troncoso A y Herbsth R., (2007)...…………………………………………………………………………………………….64
Imagen 6.5: Cuadro comparativo de las diferentes edades propuestas para la Fm. La Lajuela…………………………………...…………………………………………………………69
Imagen 6.6: Esquema paleogeográfico explicativo para la depositación de la formación La Lajuela durante el Cretácico Inferior en la cuenca de antearco……………………………………………………………………………………...…….70
Imagen 10.1: Morfología de la cuenca durante la Extensión Triásica…………………….111
INDICE DE FIGURAS
Figura 2.1: Mapa Geológico escala 1:1.000.000. Recopilación de González y Vergara
(1962), Escobar et al. (1977), Bravo (2001), SERNAGEOMIN (2003), Fock (2005), Farías
(2007), González (2008), Benavente (2010), Tapia (2010)…………………………………..12
Figura 3.1: a) Configuración tectónica desde el Cretácico hasta la actualidad (modificada
de Zonenshayn et al., 1984). b) Compilación de la tasa de convergencia promedio y la
oblicuidad promedio entre las placas de Nazca (Farallón) y Sudamericana. En verde Pardo-
Casas y Molnar (1987) y en negro Somoza (1998). c) Reconstrucción del moviendo de dos
puntos de la Placa de Nazca a partir del Cretácico (Pardo-Casas y Molnar, 1987)……….24
Figura 3.2: Paleogeografía del Paleozoico Superior (Hervé et al.,1987)…………………..27
Figura 3.3: Distribución de las cuencas Triásicas en Argentina y Chile (Charrier, 1979)…31
Figura 4.1: Mapa de zonificación geomorfológica de Chile, en rojo la III Región Central de las Cuencas y del Llano Fluvio-Glaciovolcánico y mapa geomorfológico de la Región del Maule. Modificado de Börgel (1983)…………………………………………………………….34 Figura 4.2: Mapa de Elevación de la zona de estudio……………………………………….38
Figura 4.3: Mapa de distribución de redes de drenaje. En rojo Drenaje Dendrítico Sub Paralelo…………………………………………………………………………………………….39
Figura 4.4: Relieves Menores Superior: Bolos graníticos sobre el Co. Pillay en su porción NE. Inferior Izquierda: Valle fluvial asociado al Rio Perquilauquen en el Sur del área de estudio. En azul subcuencas que depositan sus aguas de escorrentía sobre dicho caudal. En amarillo barras de meandros estabilizados. Orientación de la imagen E-W. Inferior Derecha: Ejemplo de acarcavamiento en el Co. Pillay con una profundidad de 8-10 metros y ancho de 15 m. con orientación E-W………………………………………….………………42
Figura 5.1: Distribución Unidad San Vicente……………………………………….………….46
Figura 6.1: Distribución de las principales rocas Mesozoicas de área de Estudio….….….51
Figura 6.2: Simbología Columnas………………………………………………………………54
Figura 6.3: Columna 1 Co. San Vicente…………………………………………….…….……56
Figura 6.4: Columna 2 Co. San Vicente………………………………………….…………….56
Figura 6.5: Columna NW Co. Pillay………………………………………………………….….58
Figura 6.6: Columna 2 Co. Pillay……………………………………………………….….……59
Figura 6.7: Distribución depósitos cenozoicos……………………………………….………..71
Figura 6.8: Distrubución de depositos de cenizas de edad Pleistocena…………………...74
Figura 7.1: Distribución de rocas intrusivas……………………………………………………75
Figura 8.1: Lineamientos regionales asociados a litología y edad………………………….86
Figura 8.2: Lineamientos Locales………………………………………………………………88
Figura 8.3: Diaclasas sobre rocas del área estudiada……………………………………….92
Figura 8.4: Modelo de Ridel (1929) para movimientos transtensionales sinestrales………………..94
Figura 8.5: Esquema del marco tectónico preandino durante el Triásico Superior - Jurásico Inferior (Tomado de Franzese y Spalletti, 2000…………..........................………………….98
Figura 8.6: Estructuras de rifts triásicas (Tomado de Ramos, 1994; en Jenchena y Rosenfeldb (2002).……………………………………...…………………………….………….99
Figura 8.7: Evolución tectónica del margen SW del Gondwana entre el Carbonífero y el Jurásico Superior tardío (Tomado de Franzese y Spalletti, 2000)…………………………100
Figura 9.1: Izquierda: Cantera de extracción de arena sobre intrusivo diorítico. Derecha: Cantera de material grueso sobre intrusivo Dacítico………………………………………...103
Figura 9.2: Mapa geológico regional de la Cordillera de la Costa entre los 35°10’ y 35°50’S (modificado de Escobar y otros, 1977)………………………………………………………..105
Figura 9.3: Izquierda: Veta direccion E-W de azufre nativo. Derecha Sup: Muestra de roca silisificada con abundantes oxidos de Fe. Derecha Inf: Laboreos de exploración de yacimiento aurifero sobre el Co. Caliboro………………………………………………….…107
INDICE DE FOTOGRAFÍAS
Fotografía 1.1: Vista hacia el NE desde el Co. Pillay, donde se aprecia la flora que cubre el área de estudio, pinus radiata y Acacia caven………………………………….…………….9
Fotografía 5.1: Lutitas Pizarrosas………………………………………………………………47
Fotografía 5.2: Afloramiento de miembro continental de los estratos Pillay afectado por metamorfismo de contacto……………………………………………………………………….50
Fotografía 6.1.: Afloramiento de cenizas al Sur del Co. Pillay……………………………….72
Fotografía 7.1: Textura Pegmatítica en intrusivo granítico………………………….……….79
Fotografía 7.2: Dique con textura bandeada que intruye a cuerpo Diorítico en la ladera Sur del Co. LLancahue………………………………………………………………………………..84
Fotografía 7.3: Dique Aplítico cortado a rocas volcánicas…………………………….…….84
Fotografía 8.1: Falla Normal de dirección NW afectando a secuencias Cretácicas y cortando a dique aplítico (Fm. La Lajuela)………………………………………………………92
INDICE DE MICRFOTOGRAFÍAS
Microfotografía 6.1: Izquierda: Posible toba, en el centro un cristal de piroxeno, la matriz compuesta por Qz y Feld K microcristalina con mica blanca, granos de rutilo y óxidos de Fe (CALL-008). Derecha: Posible roca sedimentaría compuesta por agregados de Qz además de micas blancas y óxidos de Fe producto de alteración (CALL-009)…………………………………………………………………………………………………60
Microfotografía 6.2: Toba cristalina compuesta por fenocristales de Plg, líticos andesiticos. Se pueden distinguir texturas de flujo como además la alteración a Clorita + Epidota y Opacos……………………………………………………………………………………………..68
Microfotografía 7.1: izquierda: Textura poikilitica sobre cristal de Hnbl con inclusiones de plagioclasa, piroxenos y opacos. Derecha: misma fotografía en nicoles paralelos. Py018………………………………………………………………………………………………77
Microfotografía 7.2: Izquierda: Diorita con textura equigranular con cristales Clpx y Opx que hacia los bordes se encuentra reemplazado por Biot, además de minerales opacos incluidos en cristales de px………………………………………………………………………78
Microfotografía 7.3: Izquierda Microfotografía: Fenocristales de Plg y Qz. La Plg se encuentra totalmente alterada a arcillas. En la parte superior de la fotografía es posible observar la textura de intercrecimiento mirmequítica. Derecha: Misma imagen en LPP. Muestra CALL005………………………………………………………………………………...80
Microfotografía 7.4: Izquierda: En el centro de la fotografía un fenocristal de Plg alterado en los bordes a sericíta y epidota, mientras que la matriz microfanerítica de microlitos de Plg y agregados microgranulares de Hnbl……………………………………………………..81
Microfotografía 7.5: Izquierda: Fenocristales de Px y Plg envueltos en una matriz intergranular de igual composición con pequeños porcentajes de vidrio, opacos y minerales arcillosos. El cristal de Px como se puede apreciar se encuentra totalmente pseudomorfizado por clorita……………………………………………………………………..82
Microfotografía 7.6: Izquierda: Fenocristales de Plg y Qz. La Plg se encuentra totalmente alterada a arcillas. En la parte superior de la fotografía es posible observar la textura de intercrecimiento mirmequítica Derecha: Fenocristales de Qz y Clpx. Muestra GUP019……………………………………………………………………………………………83
INDICE DE TABLA
Tabla 6.1: Código de litofacies utilizada en rocas estratificadas. Modificado de Miall
(1996)………………………………………………………………………………………………52
ANEXOS
MUESTRAS DE MANO (MM)
COLUMAS ESTRATIGRÁFICAS
CORTES TRANSPARENTES (CT)
MAPA GEOLÓGICO
1
1 INTRODUCCIÓN
1.1 UBICACIÓN Y ACCESO
El área de estudio se enmarca dentro de la Hoja Villa Seca y Melozal 1:50000
confeccionadas por el Instituto Geográfico Militar De Chile (I.G.M.)
La ruta de acceso desde la ciudad de Concepción puede realizarse de la
siguiente manera:
Se comienza desde la Ruta 152, de doble vía, asfaltada y en buen estado, luego
se empalma con la Ruta 158 hacia Ruta Los Conquistadores/ Ruta 126, se continua
por ruta los Conquistadores/Ruta 126 hacia la ciudad de Cauquenes, el primer
centro urbano y más próximo hacia el sur de área de estudio. A partir de este punto
se retoma la Ruta 128 hasta calzar nuevamente con la ruta los Conquistadores/
Ruta 126, y en la que se continua hasta intersectar al costado derecho con una vía
de ripio en buen estado (L-388), para lograr llegar al área de estudio.
Luego una vez ubicados en el sector, existen caminos rurales y forestales por
los que se puede acceder a gran parte de la zona, aunque parte de ellos pertenecen
a predios privados, por lo que su acceso es en ocasiones restringido.
2
Imagen 1.1 Ubicación de la zona de estudio
1.2 PRESENTACIÓN DEL PROBLEMA
En la Cordillera de la Costa, a la latitud de Talca, se destacan afloramientos
de rocas de la cubierta Mesozoica, expuestas pobremente debido a la gruesa y
espesa cubierta vegetal, lo que dificulta en ocasiones la descripción de secciones
geológicas, sin mencionar su acotada exposición vertical y mal estado.
Estos afloramientos estarían compuestos principalmente por rocas pluto-
volcánicas del Jurásico-Cretácico y en menor proporción por rocas sedimentarias
hacia el este y sur de dicha franja, asignadas al Triásico Superior, las que se
disponen sobre rocas del Basamento Paleozoico (Hervé et al., 1976).
3
Aunque la descripción de las rocas que permitirían caracterizar y comprender
la evolución Mesozoica entre el Río Mataquito y Maule han sido analizada desde
larga data (i.e. Muñoz Cristi, 1960; Corvalán 1965ª, b, 1976; Hervé et al., 1976), no
lo son así aquellas dispuestas al sur de este último (⁓ 35°S) en el margen oriental
de la Cordillera de la Costa.
Sturz (1906) realiza una de las primeras observaciones para la recopilación
de antecedentes que permitirían demostrar la rentabilidad de mineral aurífero en el
Co. Pillay, sin embargo, fue Muñoz Cristi J. (1973) el primero en dar referencias de
conocimiento geológicos en los cerros Pillay y Gupo, sugiriendo tentativamente una
secuencia sin techo ni base definida al Triásico Superior, la cual descansaría sobre
el Basamento Metamórfico. Posteriormente Hervé et al., (1976) presenta datos
adicionales sobre afloramientos Triásicos entre los 35° y 40°S destacando la
existencia de algunos rasgos litológicos y estructurales comunes en estas
secuencias, que permiten proponer a modo de hipótesis de trabajo, algunas ideas
generales sobre el desarrollo histórico de estos depósitos. En referencia a las rocas
que intruyen dichas secuencias, en un comienzo Hervé, F. y Munizaga, F., (1979)
en base a análisis de roca total sobre sobre el cerro “La Puntilla” data a dichos
cuerpos tonalíticos y gabroicos como Jurásicos Inferior-Medio, mientras que
dataciones a zircones realizadas por Vásquez P. (2008) a una tonalita sugiere una
edad Cretácica Inferior.
Por lo tanto, el propósito final perseguido con este estudio se enmarca en el
contexto de que dichos cerros representarían mayormente afloramientos de rocas
sedimentarias e ígneas de edad Triásica y Jurásica (?) respectivamente pobremente
distribuidas en la zona y que permitirían afinar los conocimientos respecto a la
extensión y dinámica del margen andino en la zona centro sur de Chile, además, de
la participación en la búsqueda, evaluación y desarrollo de nuevos recursos
minerales, energéticos e hídricos, resguardando el medio ambiente.
4
1.3 HIPÓTESIS DE TRABAJO
Dentro de este contexto, Los cerros Pillay y Gupo estarían constituidos
principalmente por rocas mesozoicas (ígneas y sedimentarias) en donde la
configuración actual de este segmento de la Cordillera de la Costa, debiera ser
explicado considerando arreglos estructurales extensionales heredados desde
periodos Pre-Andinos donde se habrían depositado rocas que representarían las
últimas fases de este periodo, seguida de actividad plutónica Jurásica- Cretácica
responsable de metamorfismo de contacto sobre las secuencias Triásicas y la
mineralización aurífera en el sector.
1.4OBJETIVOS
1.4.1 Objetivo General
La presente tesis tiene como objetivo principal, realizar un levantamiento
geológico, escala 1:50.000 en el sector de los Cerros Pillay y Gupo en la Comuna
de San Javier, Provincia de Linares, Región del Maule, Chile, específicamente en
las coordenadas UTM 6.050.401- 6.028.562S / 229.417- 244.122E con el fin de
aportar nuevos antecedentes geológicos sobre las rocas que comprenden la zona
de estudio, principalmente los depósitos Triásicos.
1.4.2 Objetivos Específicos
Los objetivos específicos del presente informe contemplan lo siguiente:
- Revisar y refinar la estratigrafía que constituye la cobertura sedimentaria-
volcánica (Mesozoico-Cenozoico) además de las rocas ígneas que la intruyen.
- Estudiar la geometría del depocentro mesozoico y las estructuras asociadas
a su consolidación.
- Reconocer y caracterizar la deformación asociada a observaciones en
campo.
- Reconstrucción de la historia geológica del área de estudio.
5
1.5 METODOLOGÍA DE TRABAJO
1.5.1 Etapa Pre-Terreno
Esta etapa se basó en:
-La Recopilación y análisis bibliográfico sobre los estudios realizados en el área.
-Obtención de herramientas para optimizar la recolección e identificación de las
muestras y datos en terreno, como lo son imágenes satelitales, modelos de
elevación del terreno, análisis de bandas, entre otras, con el propósito de localizar
estructuras y aspectos morfológicos de la zona de estudio.
1.5.2 Etapa Terreno
El trabajo de campo se realizó en 10 días de Terreno efectivos divididos en
2 campañas de terreno efectuado entre las siguientes Fechas:
1.- 30/05/2017 al 04/06/2017
2.- 29/08/2017 al 03/09/2017
El que consistió básicamente en:
-Reconocimiento, mapeo y respectivo muestreo de las unidades geológicas
expuestas, considerando su disposición espacial y temporal escala 1:50000 (Base
topográfica I.G.M).
-Levantamiento de las secciones y perfiles estratigráficos y estratigráfico- estructural
referidas a la base topográfica, controladas con altímetro además de mediciones a
huincha, con muestreo litológico y paleontológico. Mismo trabajo para ambas
campañas.
1.5.3 Etapa Gabinete
-Elaboración y Confección de un mapa Geológico basado en los datos
obtenidos en terreno, además de la confección de perfiles estructurales, secciones
6
estratigráficas incluidas en el presente informe, para una mejor compresión espacial
de la zona.
-Descripción y Clasificación macroscópica con lupa binocular NIKON modelo
SMZ-645 de 66 muestras de roca y la selección y estudio microscópico de 09
secciones delgadas de éstas.
1.6 FISIOGRAFÍA
1.6.1 Relieve e Hidrografía
El área de estudio se encuentra ubicada en el extremo oriental de la
Cordillera de la Costa, caracterizada en forma general por un relieve de cordones
moderadamente montañosos con orientación N-S a NE-SW. Presentan por lo
general, lomajes suaves y desgastados producto de la erosión.
La zona de estudio se encuentra influenciada por ríos y pequeñas quebradas
que son generadas producto de causes intermitentes activados a causa de las
precipitaciones durante periodos invernales, además, de elevados niveles
topográficos considerando que la altura promedio de esta morfoestructura no
supera los 700 m. s. n. m. en la Región del Maule. La elevación promedio es de
unos 250 m.s.n.m., donde destacan los cerros Gupo (875 m.s.n.m), San Vicente
(630 m.s.n.m), Pillay (567 m.s.n.m), Caliboro (490 m.s.n.m) y por último el Co.
LLancahue (480 m.s.n.m), presentan pendientes moderadamente fuertes, con
elevaciones redondeadas a regulares, son estriados por quebradas de moderado
espaciamiento colonizadas por una estepa de Acacia caven lo que dificulta su
acceso.
Un rasgo morfológico distintivo lo conforman el valle del Rio Loncomilla y
Perquilauquen, este último tributario del primero, en los cuales desaguan en
distintas direcciones gran parte de los cursos de agua secundarios la zona de
estudio, los que generan pequeñas quebradas de orientación N-S, E-W que nacen
desde la alta montaña, cruzan la Depresión Central y se subdividen en pequeños
afluentes, los que pueden o no presentar escorrentía superficial con el desarrollo de
7
vegas. Dichos cauces se encuentran a unos 5 km fuera del polígono de estudio por
el E y en el límite sur del área de estudio respectivamente. La confluencia final de
estos ríos ocurre sobre los cauces del Rio Maule en la comuna de San Javier a
aprox. 15 km al norte del área de estudio. La morfología y la dirección del drenaje
presentan un control principalmente estructural y litológico.
1.6.2 Clima
Las características climáticas de una región se deben a la interacción de un
conjunto de factores, tales como la ubicación geográfica, topografía y circulación
atmosférica (Muñoz et al., 2005). Dicho autor, determina geográficamente, la latitud
de la Región del Maule como una zona climática de transición entre el clima
mediterráneo y el clima templado húmedo que prevalece hacia el Sur. La Cordillera
de la Costa, como unidad de relieve predominante en la zona, es responsable de la
moderada influencia marítima controlada además por el Ciclón del Pacífico Sur que
se ubica entre los 20º y 40º de latitud S (Muñoz et al, 2005). Las variaciones
climáticas locales responden al análisis de los principales elementos del clima;
temperaturas y precipitaciones.
Según Santibáñez (1993) la Séptima Región del Maule presenta un clima
mediterráneo templado cuya característica principal es un periodo de estación seca
prolongado y un periodo invierno muy marcado con temperaturas extremas que
llegan a 0°C, observándose algunas variaciones en función de la cantidad de
precipitaciones, la latitud y la cercanía al mar (Imagen 1.2)
8
Imagen 1.2: División climática de la Región del Maule, zona de estudio ubicada en el rango de
clima templado cálido con lluvias invernales.
El Clima en la zona, se caracteriza principalmente por estaciones secas durante
épocas estivales (4-5 meses), en donde la temperatura media es de 13°C, con 12°
para la oscilación termina diaria. Durante este periodo (Diciembre- Marzo), las
precipitaciones no superan los 40 mm mostrándose gran cantidad de días soleados
y horas de luz. Mientras que, en los meses de alta pluviometría (invierno 3 a 4
meses), las precipitaciones varían entre 1100 y 1140 mm en las zonas de Linares,
San Javier y Constitución y equivalen a un 65% a 70% del total anual (DGA, 2016),
lo que indica que el agua caída en la época de primavera y otoño es también
importante.
El área de estudio se ubica en una de las zonas más elevadas topográficamente
de la Cordillera de la Costa hacia el oriente. Este rasgo topográfico le otorga
características de mayor nubosidad y gran diferencia térmica y pluviométrica, con
respecto a la zona contigua a la ladera occidental de dicha cordillera. Las
precipitaciones aumentan en función de la latitud, registrándose mayores tasas al
sur de Cauquenes.
9
1.6.3 Flora y Fauna
La vegetación está constituida principalmente por matorrales y arbustos
como lo son Acacia caven (espino), Litrae caustica (litre) y el Boldea boldus (boldo)
y vegetación arbórea como el Peumus boldus (boldo), Cryptocarya alba (peumo),
Quillaya saponaria (quillay) entre otros (Gajardo R, 1994), cuya densidad varía
desde rara en laderas y sectores soleados, a boscoso en sectores con menos horas
de luz, quebradas y cursos agua secundarios.
Grandes porciones de los cerros en el área están siendo utilizada como parte
de cultivo con especies alóctonas de pinus radiata (pino insigne) por parte de la
empresa Arauco S.A. para la producción de celulosa. Esta especie tiene efectos
críticos sobre el medio físico y biológico, donde el balance hídrico, la diversidad
biológica de la flora y fauna, las estructura y las características químico-nutritivas de
del suelo rocoso son modificadas lo que dificulta el reconocimiento geológico
(Schlatter E. y Otero L., 1995).
Fotografía 1.1: Vista hacia el NE desde el Co. Pillay, donde se aprecia la flora que cubre el área de estudio, pinus radiata y Acacia caven.
La Fauna corresponde principalmente a conejos y liebres, en las que su
depredador principal es el zorro culpeo. Entre las aves más características y
llamativas del sector destacan la codorniz, la tórtola y el cóndor (Gajardo R, 1994).
10
1.7 TRABAJOS ANTERIORES
Cecioni y Westerman (1968) realizan un estudio sobre la transición marina
Triásica-Jurásica en la Cordillera de la Costa y posteriormente se realiza un
planteamiento general hecho por Stipanic y Rodrigo (1970) sobre el limite Triásico
y Jurásico en Chile incluyendo afloramientos de la región.
Hervé F; Thiele R; y Parada M; (1976) realizan observaciones del Triásico en Chile
Central, entre las latitudes 35°30’ y 40°00’ Lat. Sur. logrando reconocer
afloramientos aislados de secuencias terrígenas acompañadas de volcanitas de
carácter riolitico que definen ambientes bastante variables (continentales y marinos)
pero siempre relacionados entre sí.
Hervé, F., Munizaga, F. (1978) proporciona Evidencias geocronológicas de un
magmatismo intrusivo Triásico Superior-Jurásico en la Cordillera de la Costa de
Chile entre los 35°30'S y 36°30'S.
Suazo (2005), efectúa un reconocimiento y estudio geológico de las rocas intrusivas
que afloran en la vertiente oriental de la Cordillera de la Costa, poniendo énfasis en
los intrusivos Jurásicos
Troncoso A. y Herbsth R. (2007) describen asociación florística del Triásico
Superior del centro sur de Chile y una de ellas localizada sobre Co. Gupo las que,
además, están acompañadas por invertebrados marinos de la fauna
de “Pseudomonotis ochotica" (o el género Monotis, según Westerman, 1970).
Vásquez et al., (2011) Estudia el Plutonismo del Triásico Superior al Jurásico
Temprano en el sur de Chile (34 ° -37 ° S) y su significado para la evolución
geodinámica en la transición de Gondwana al orógeno andino, donde incluye una
edad de rocas intrusivas ubicadas en el cerro “La Puntilla” o Co. Pillay.
11
2 MARCO GEOLÓGICO
A lo largo de la Región del Maule se pueden distinguir franjas de rocas paralelas
al margen de subducción, encontrando principalmente rocas metamórficas y
plutones paleozoicos en la Cordillera de la Costa (CC). La Depresión Central (DC)
en tanto, se caracteriza por unidades volcano-sedimentarias, con edades desde el
Oligoceno (Cembrano J. y Lara L., 2009) hasta depósitos cuaternarios considerando
su carácter de cuenca activa de antearco (Mpodozis y Ramos, 1989)
Las rocas Mesozoicas que afloran dentro del margen oriental de la CC
corresponden a secuencias sedimentarias, continentales, marinas, acumuladas
durante el Triásico Superior al Cretácico Inferior (Howell et al., 2005). Estas rocas
presentan manteos variables hacia el este, entre 10º y 50º, con estructuras locales
como pliegues y contactos con intrusivos (Gana et al., 1994), pero que en conjunto
forman un bloque monoclinal con un manteo promedio de entre 30º y 40º al E (Plott,
2011). El mapa geológico se muestra en la Figura 2.1.
En la CC se reconocen sistemas de fallas normales, además de estructuras
paleozoicas inversas como la Falla Pichilemu-Vichuquén. Igualmente, es posible
distinguir lineamientos mayores de orientaciones desde WNW a NW y NNE a NE
tanto en la CC como en el límite entre esta unidad y la DC (Bravo, 2001).
2.1 ROCAS PALEOZOICAS
2.1.1 Basamento Metamórfico (Bm)
El Bm o “Basamento Cristalino de Chile Central” así denominado por Aguirre et
al. (1972) se ubica en el margen occidental de la CC y se compone principalmente
de pizarras, filitas, esquistos, metareniscas, metapelitas y corneas (Escobar et al.,
1977).
El primer estudio sistemático de las rocas metamórficas del basamento de la
Cordillera de la Costa fue el de González-Bonorino (1970), quien estableció una
zonación mineralógica y estructural a escala regional. Propuso distinguir tres series
12
Fig
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2.1
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1977),
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2001),
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(2003),
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2007),
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200
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0),
Tap
ia (
2010).
13
de rocas metamórficas denominadas Pichilemu, Curepto y Nirivilo, diferentes entre
sí por la estructura y el tipo de metamorfismo.
Posteriormente Aguirre et al. (1972) dividen a estas rocas en dos series,
basándose en asociaciones minerales para la Serie Oeste y la Serie Este ambas
con ocurrencia paralela de norte a sur, siendo esta última la que aflora a lo largo de
la Región del Maule. La Serie Occidental, metamorfizada bajo un gradiente P/T
intermedio a alto, y la Serie Oriental, de gradiente P/T bajo.
Hervé (1974) establece que la Serie Este, en las provincias de Concepción y
Ñuble, estaría representada por filitas, meta grauvacas, hornfels, gneiss e intrusivos
granitoides. El Bm, específicamente la serie Oriental evidencia un metamorfismo de
tipo Barroviano, pudiendo observar incluso algunas estructuras sedimentarias
originales (Gonzalez-Bononiro, 1971; Hervé, 1988) que son menos claras en la
sección este de la unidad producto del metamorfismo que sufrieron estas rocas a
causa de la intrusión del Batolito de la Costa (Godoy, 1970). Las estructuras
presentes en la Serie Oriental consisten en pliegues chevron subverticales
apretados, los que se asimilan a un estilo de acreción frontal (Richter et al. 2007)
Determinaciones radiométricas de edad en estas series metamórficas
(Munizaga et al., 1973; Hervé et al., 1976, 1982) han establecido una edad cercana
al límite Devónico-Carbonífero para el metamorfismo principal.
Las rocas del Basamento Cristalino están cubiertas, en inconformidad, por
secuencias sedimentarias del Triásico Superior, en diversas localidades de la región
del Maule (Thiele y Morel, 1982).
2.1.2 Basamento Granítico (Bg)
Las rocas del Bg o también denominado Batolito Costero (BC) corresponden
a Granitoides de composición calcoalcalina con edades radiométricas U-Pb y K-Ar
que abarcan desde el Carbonífero al Triásico Superior (Ribba, 1985; Pankhurst et
al., 1996; Martin et al. 1999) y que afloran desde los 32°30’S hasta los 38°S como
14
una franja de orientación continua NNW en el lado oriente del Bm de edad
Paleozoica, intruyendo y generando zonas de metamorfismo sobre él.
Hervé y otros (1987) propone para el Paleozoico Superior la existencia de un
margen continental activo generado por la subducción de la Placa Oceánica bajo el
continente Gondwanico
Las rocas intrusivas Paleozoicas se componen principalmente de
granodioritas y tonalitas, con cantidades menores de dioritas y granitos (Hervé,
1977; Bizama 1998).
Levi et al. (1963), determinaron una edad máxima de 340 ±40 Ma. y una
mínima de 291± 35 Ma. Las rocas triásicas que al norte del Rio Maule se apoyarían
discordantemente sobre este basamento. Así, se le puede asignar una edad
Paleozoico superior.
2.2 ROCAS MESOZOICAS
Las rocas Mesozoicas que competen al estudio de la presente tesis y que
resultan de interés, se presentan dentro de la CC.
En general las rocas estratificadas muestran una clara tendencia a hacerse
más jóvenes hacia el este. Por otro lado, la unidad de la cobertura mesozoica en la
región se encuentra afectada por un complicado sistema de fallas, en la cual
predominan fallas normales subverticales que, en algunos casos poseen
componentes de desplazamiento horizontal. Este fallamiento ha generado zonas
intensas de fracturamiento, y, en áreas restringidas, zonas de brecha de falla.
2.2.1 Triásico
2.2.1.1 Triásico Superior (Tr)
Como indica Charrier (1979), los depósitos Triásico en Chile se encuentran
distribuidos en forma discontinua en Chile Central. Este conjunto de unidades se
ubica principalmente al este de la CC y comprende las Formaciones El Cisne,
15
Crucero de los Sauce y Estero de la Higuera que afloran principalmente al norte del
Rio Maule, mientras que hacia el sur las hay en el área de estudio, como además
hacia el sur en Pocillas, Santa Juana, entre otras (35°30”S y los 40°S).
Formación El Cisne (Corvalán et al, 1975. en Escobar et al., 1977)
Corresponde a una secuencia de lutitas fósiles, subgrauvacas de grano medio a
fino y ortoconglomerados cuarcíferos. Esta formación descansa en Inconformidad
sobre el granito paleozoico e infrayace, pseudo-concordantemente, a la Formación
Laguna de Tilicura. La fauna fosilífera encontrada en los niveles medios de esta
formación, permite asignarle una edad Triásico superior.
Formación Crucero de los Sauces y Formación Estero de la Higuera
(Corvalán, 1976. en Escobar et al., 1977)
La Formación Crucero de los Sauces, de edad Ladiniano – Carniano (Contreras
J, 2014) está conformada por ignimbritas y tobas brechosas en contacto discordante
con el granito paleozoico. Mientras que, sobre ellas en discordancia, se deposita la
Formación Estero de la Higuera la cual comprende niveles de areniscas cuarcíferas
de grano medio y conglomerádica. Troncoso y Herbsth, (2007) asigna una edad
Triásico Superior en base a fauna bentónica de carácter marino.
Estratos de Pocillas (Moreno et al., 1976)
Los Estratos de Pocillas está conformada por 4 unidades que de base a techo
son: a) Lutitas pizarrosas de Lucachoro y areniscas; b) Rocas volcánicas; c)
Pedernal; d) Conglomerado de cuarzo. Los autores señalan asimismo que la
secuencia se apoyaría, en discordancia erosiva, sobre rocas graníticas paleozoicas
y que, además, estarían intruidas por un cuerpo granítico-diorítico y otros cuerpos
hipabisales dacíticos. Salvo los 300 m de espesor indicados para las pizarras de
Lucachoro. J. Corvalán (en Hervé et al., 1976) en base a registro paleoflorístico,
asigna estas rocas al Triásico Superior.
16
2.2.1.2 Rocas del Jurásico Inferior marino (Jim)
En la CC, entre los paralelos 34°15’ y 35°10’, Escobar et al. (1977) distingue
afloramientos del Jurásico Inferior en continuidad estratigráfica sobre rocas del
Triásico Superior. Particularmente el norte del Río Mataquito, Corvalán y Dávila
(1976) (en Escobar et al., 1977) indica que este contacto es pseudoconcordante.
Formación Laguna de Tilicura
En la zona de Vichuquén – Tilicura Corvalán J. (1976) definen esta formación
como lutitas fisibles, arcosas y ortoconglomerados cuarcíferos cuya edad se
atribuye Hettangiana – Sinemuriana por presencia de fósiles.
Formación Rincón de Núñez
En los sectores cercanos a la ribera norte y sur del río Mataquito, Corvalán
(1976) observa rocas del Jurásico inferior (Hettangiano – Sinemuriano)
representadas por 130 m de lutitas fisibles, con fauna Plioceras y Schotheimia, y
areniscas arcósicas a subgrauvacas con intercalaciones de lutitas.
2.2.1.3 Formación Altos de Hualmapu (Morel, 1981) (Jmah)
Estas secuencias son descritas como depósitos volcánicos continentales y
marinos correspondientes a lavas y aglomerados basálticos a andesíticos, tobas
riolíticas con intercalaciones de areniscas, calizas marinas y conglomerados
continentales.
En la base de dicha formación se observa un contacto deposicional
aparentemente concordante con areniscas de la Fm. Rincón de Núñez. En el
segmento inferior de la formación se describen brechas volcánicas con clastos
volcánicos, clastos sedimentarios y fósiles marinos retrabajados. Estos fragmentos
incluidos en la brecha basal indicarían una discordancia de erosión sobre areniscas
de la Formación Rincón de Núñez al oeste (Morel, 1981).
17
Al sur del río Mataquito, Bravo (2001) define el techo de esta formación como
un contacto discordante subyaciendo andesitas porfídicas y tufitas pardo rojizas de
la unidad Estratos del Laurel.
Debido a la insuficiencia de fósiles, Morel (1981) estima una edad Jurásico
Medio Superior (?) según inferencias cronoestratigráficas donde el único
antecedente cronológico son los ammonites del Toarciano encontrados en la
Formación Rincón de Núñez y las relaciones de corte con los Intrusivos Jurásicos
que se mencionan a continuación.
2.2.1.4 Dioritas y Pórfidos Dioríticos (Jig)
En la CC, Bravo (2001) reconoce una franja intrusiva Jurásica en la parte
central de dicha morfoestructura, al este del BC entre los 30°-37°S, compuesta por
rocas holocristalinas de composición diorítica gradando localmente a granodiorita y
microtonalitas. Además, se incluye un conjunto de stocks de pórfido diorítico y
pórfidos monzoníticos.
En Chile Central al W de Santiago entre los 33°-34°S y hacia el norte, con un
ancho aproximado de 40 km, los intrusivos Jurásicos afloran masivamente y se
observa una tendencia de mayor diferenciación al este.
Al sur de los 33° 34’ los plutones jurásicos empiezan a disminuir en tamaño,
ubicándose en el sector SE de la franja y cortando los intrusivos paleozoicos y a
rocas sedimentarias de edad Triásica (SERNAGEOMIN, 2003). Dichos cuerpos
generan zonas de alteración hidrotermal, y están intruidas por plutones del
Cretácico. Las razones isotópicas iniciales indican que rocas máficas y ácidas se
habrían generado desde una misma fuente con poco o nada de contaminación
cortical (Parada M., 1990). En donde gabros y leucogranitos, constituirían diferentes
niveles de una cámara magmática, conformada en su base por productos del manto
o de la corteza inferior (Gana et al., 1994b).
18
2.2.2 Cretácico
2.2.2.1 Formaciones La Lajuela (Kill)
En la CC, Bravo (2001) reconoce las formaciones La Lajuela y Estratos de El
Laurel las cuales tendrían correlación directa con los depósitos marinos y
continentales de la Formación Lo Prado.
En el área de estudio, Bravo (2001) denomina Formación La Lajuela a la
sección superior de los Estratos de La Lajuela, definida por Vergara (1969) en la
localidad de Santa Cruz, entre la cuesta La Lajuela y Lolol. Según Bravo (2001) esta
nueva formación, cuya potencia alcanzaría 4100 m., comprende rocas andesíticas
porfídicas de color gris violáceo, tobas de cristales y brechas andesíticas
monomícticas, con frecuentes intercalaciones sedimentarias, consistentes en
areniscas calcáreas, calizas, margas, lutitas calcáreas y lutitas negras fisibles
fosilíferas.
Zuñiga (2017) realiza una sección representativa es en la Cuesta la Lajuela
en el sector de La Mina con 1042 m. de potencia, la componen rocas sedimentarias
marinas compuestas por limolitas y areniscas calcáreas fosilíferas, calizas,
wackestone, packstone, packstone arenoso, seguidas de tobas vítreas, tobas
líticas, brechas andesíticas, andesitas porfídicas y andesitas de piroxeno de edad
Titoniana –Berriasiana para el miembro inferior de la formación La Lajuela y que
sería concordante con andesitas porfídicas gris oscuro, ocoíticas, infrayacentes
asignadas al Jurásico medio – superior, equivalentes a la Formación Alto de
Hualmapu.
El techo de la Formación La Lajuela, en el sector de La Lajuela, sería
concordante bajo los Estratos de El Laurel.
Formación Estratos de El Laurel
Particularmente, en la zona comprendida entre los ríos Mataquito y Maule,
Bravo (2001) reconoce la Formación Estratos de El Laurel Compuesta por lavas,
19
tobas y brechas de composición predominantemente andesítica, con un
característico color gris rojizo a gris morado.
En el sector del estero Eloísa, 4 km al norte de la Huerta, su base se observa
en contacto deposicional aparentemente concordante de tobas cristalinas gris
violáceo sobre conglomerados y brechas de la Formación La Lajuela. Su techo fue
definido como contacto concordante subyaciendo la Formación Ignimbritas del
Cerro Caupolicán.
Basándose en las relaciones de contacto y el desarrollo estratigráfico, Bravo
(2001) determina que esta formación sería correlacionable con la sección superior
de la Formación Lo Prado constituida por rocas volcánicas, volcanoclásticas
andesíticas y dacítas.
Por último, según correlación de la sección inferior de los estratos dispuestos
sobre la Formación Alto de Hualmapu, Bravo (2001) asigna una edad Valanginiano
– Hauteriviano, al conjunto de la Formación La Lajuela y Estratos de El Laurel. En
este sentido, la Formación La Lajuela sería correlacionable, según su distribución
estratigráfica y litología, con la Formación Lo Prado observada hacia el norte.
Ambas formaciones corresponderían a depósitos marinos y continentales
expuestos en la Cordillera de la Costa, los cuales pertenecerían a la antigua cuenca
de antearco desarrollada durante el Jurásico Tardío al Cretácico temprano (Charrier
et al., 2007).
2.2.2.2 Formación Veta Negra (Kivn)
Formación compuesta por rocas volcánicas continentales que se superponen
concordantemente sobre la Formación Lo Prado (Nasi y Thiele, 1982) y subyace de
la misma forma a la Formación Las Chilcas. La edad de esta formación se restringe
a Cretácico inferior a Cretácico superior tardío (Charrier et al., 2007).
20
Formación Ignimbritas del Cerro Caupolicán
Conjunto de tobas soldadas y bancos de rocas sedimentarias epiclásticas
bien estratificadas. Comprende sucesiones de areniscas volcánicas continentales y
tobas de ceniza y cristales de color rojo y pardo rojizo.
En el sector La Culebra, se dispone en contacto aparentemente concordante
sobre tobas de ceniza y de lapilli de los Estratos de El Laurel. Asimismo, su techo
también muestra un contacto concordante entre tobas soldadas pardo rojizas a gris
claro bajo andesitas porfídicas y afaníticas gris verdosas y moradas de los Estratos
de Litu.
Formación Estratos de Litu
Se define como una secuencia estratificada de brechas volcánicas y tobas
de ceniza con intercalaciones de lavas porfídicas y escasas areniscas, todas las
rocas presentan un característico color gris morado a gris claro rosado. Se distribuye
en una franja discontinua parcialmente intruida por cuerpos intrusivos. Además, se
observan que fallas regionales N-S afectan a rocas de esta unidad.
La base está dispuesta en contacto concordante sobre tobas soldadas o
areniscas tobáceas de la unidad infrayacente Ignimbritas del Cerro Caupolicán.
El techo de esta unidad se reconoce en la quebrada Tutucura en Litu y se
describe como un contacto concordante de tobas vítreas y cristalinas con andesitas
porfídicas y brechas volcánicas de los Estratos de El Culenar.
Formación El Culenar
Comprende un conjunto de brechas volcánicas de color gris claro a gris
verdoso con andesitas porfídicas y afaníticas también de color gris verdoso. En la
ribera sur del Río Mataquito se estima una potencia de 2200 m. Se reconoce
ininterrumpidamente desde el Río Mataquito hasta el Río Claro conformando una
franja en sentido N20°E.
Su base está marcada por un contacto concordante sobre tobas de lapilli
bandeadas pertenecientes a los Estratos de Litu.
21
El techo es el contacto concordante bajo tobas de lapilli grises de la
Formación Lo Valle.
Así, los Estratos de Litu y El Culenar, se correlacionarían litológicamente con
el miembro superior de Veta Negra (Miembro Ocoa) y Las Ignimbritas del Cerro
Caupolicán con el miembro inferior Purehue. Además, a estas Formaciones se les
puede asignar una edad Barremiano-Albiano por su relación con Lo Prado y Veta
Negra.
2.2.2.3 Formación Lo Valle (Kslv)
Definida por Thomas (1958), entre la localidad de Montenegro y la Cuesta
Chacabuco. Reconocida además en el borde oriental de la CC en la DC. En su
localidad tipo, Thomas (1958) describe series de ignimbritas y lavas dacíticas de
color rosado, con intercalaciones de areniscas, lutitas, conglomerados, tufitas,
andesitas porfídicas y basaltos.
Según Bravo (2001), al sur del río Mataquito no existían antecedentes de la
Formación Lo Valle. Sin embargo, este autor muestra semejanzas litológicas con
rocas que constituirían la extensión geográfica de una franja de afloramientos de
dirección Norte-Sur, distribuida desde la localidad tipo en Montenegro hasta San
Rafael, 20 Km al norte de Talca. La Formación Lo Valle en esta localidad estaría
representada principalmente por andesitas porfídicas, tobas líticas y cristalinas
grisáceas y areniscas finas.
En su localidad tipo la Formación Lo Valle se apoya en leve discordancia
angular sobre la Formación Las Chilcas (Thomas, 1958). No obstante, Bravo (2001)
establece que, la disposición observada sería más bien concordante sobre brechas
volcánicas de los Estratos de El Culenar. Su techo en tanto correspondería a la
superficie actual de erosión.
Finalmente, en cuanto a la edad de la formación, sería equivalente a la
Formación Las Chilcas asignada al Cenomaniano-Turoniano, sin embargo, la
secuencia litológica no sería comparable (Bravo, 2001).
22
2.2.2.4 Formación Quiríquina (Ksm)
Descrita en detalle por Wetzel (1930) (en Escobar et al., 1977), consta de un
conglomerado basal apoyado sobre basamento metamórfico. Posee un banco rico
en moluscos fósiles y gran cantidad de huesos fosilizados. También se observan
areniscas transgresivas. Tanto su techo como su base se caracterizan por un
contacto discordante. Para esta formación se han reportado cerca de 150 especies
fósiles características del Senomiano y Maastrichtiano.
2.2.2.5 Granodioritas, Tonalitas, Monzonitas (Kiag)
Al norte del Rio Maule, se distribuye una franja de intrusivos cretácicos de
textura holocristalina, hipidiomórfica granular, en cuerpos mayores, gradando a
porfídica en los cuerpos menores que además intruyen a los Estratos de El Culenar
y la Formación Lo Valle. Dichos intrusivos con disposición N-S afloran de forma
segmentada hacia el oriente de la CC al sur de los Vilos hasta Talca (⁓35°30’S).
Estas rocas intruyen además a plutones jurásicos (que se ubican más al oeste), así
como a Fm. Jurásicas y preferentemente cretácicas de Chile Central, generando
comúnmente en ellas, alteración hidrotermal.
Las rocas intrusivas Cretácicas que se observan en la CC, son agrupadas a
las rocas del Batolito Andino, que abarcan desde el Cretácico al Terciario Inferior y
que general presentan colores claros a gris de grano fino a medio y composición
variable entre tonalitas y granodioritas. Su distribución se observa en franjas
aproximadamente norte-sur tanto en la CP, como en la vertiente occidental de la
CC.
23
2.3 CENOZOICO
2.3.1 Depósitos Cuaternarios (Q, Qe)
La distribución de estos depósitos se localiza esencialmente en la DC donde
se presentan como relleno de cuencas por flujos aluviales, fluviales, de cenizas y
cauces actuales.
Comprende sedimentos cuaternarios aluviales y diluviales, tanto de origen
volcánico, glacial, como fluvial y lacustre, siendo la mayor parte no consolidados
(Escobar et al, 1977). Bruggen (1913) le da una categoría de Piso y la describe
como acumulación de sedimentos mayoritariamente finos, arcillosos, de origen
volcánico, con intercalaciones lenticulares de areniscas conglomerádicas con
clastos de obsidiana, andesitas y granitos.
Esta unidad se desarrolla con mayor potencia en la DC, con depósitos que
presentan poca o nula consolidación (Marangunic et al., 1979), existiendo gran
aporte fluvial, aluvial, detrítico, depósitos laháricos, de cenizas volcánicas y
formación de terrazas.
Hacia la zona costera, se aprecian grandes extensiones de sedimentos
eólicos semiconsolidados, los cuales están adosados principalmente al Basamento
Metamórfico y en continuidad areal con los depósitos de playa modernos (Escobar
et al., 1977)
24
3 MARCO GEOTECTÓNICO
3.1 GENERALIDADES
La Cordillera de la Costa constituye un rasgo morfológico mayor, que se
extiende de manera continua por todo el país a lo largo del margen occidental de
América del Sur. A lo largo de este margen activo, se observan variaciones
longitudinales tanto en la geometría placa subductada como en la placa continental
(en el estilo de deformación, en el magmatismo y en rasgos morfológicos).
Distintas reconstrucciones entre las placas Nazca (ex Farallón) y
Sudamericana se han realizado en base a trazas de hot-spots y paleomagnetismo.
Es así como diversos cambios tanto en la oblicuidad de subducción como en la tasa
de subsidencia han caracterizado la evolución de las placas del Pacífico Sur (eg.
Pardo – Casas y Molnar, 1987; Somoza, 1998) (Figura 3.1).
Figura 3.1: a) Configuración tectónica desde el Cretácico hasta la actualidad (modificada de
Zonenshayn et al., 1984). b) Compilación de la tasa de convergencia promedio y la oblicuidad
promedio entre las placas de Nazca (Farallón) y Sudamericana. En verde Pardo-Casas y Molnar
(1987) y en negro Somoza (1998). c) Reconstrucción del moviendo de dos puntos de la Placa de
Nazca a partir del Cretácico (Pardo-Casas y Molnar, 1987).
25
La forma en que la placa de Nazca subducta bajo la placa Sudamericana se
caracteriza por cambios en su inclinación a lo largo del rumbo (Swift y Carr, 1974;
Fuenzalida et al., 1992, Pardo et al., 2002).
El ángulo con el que subducta la placa de Nazca bajo la Sudamericana a lo
largo de los Andes es cercano a los 30° (Madariaga, 1998), Mientras que para la
zona de subducción plana en la región de Chile Central entre los 27° y 33° el ángulo
de la zona de Benioff, a partir de los 150 kms de profundidad, no supera los 10° de
inclinación (Barazangi y Isacks, 1976). caracterizada por la ausencia de volcanismo
activo y un valle longitudinal que separe la Cordillera Frontal de la Cordillera de la
Costa, como lo sería por ejemplo la Depresión Central al sur de dichas latitudes,
descrita como una estructura extensional tipo graben (Brüggen, 1950; en Farías,
2007) que se extiende desde los ca. 33°S por más de 1000 km, hasta los 40°S y
estaría controlada al oriente por la Falla Pocúro y por la Falla Los Ángeles en el
límite con la CC (Carter y Aguirre, 1965)
La CC está conformada por el basamento metamórfico paleozoico y franjas
de granitoides jurásicos (Hervé et al., 2007) donde su margen oriental está
caracterizado por la presencia de rocas estratificadas volcánicas y sedimentarias de
edades triásicas a cretácicas, muchas de ellas intruidas por granitoides jurásicos a
cretácicos y afectadas por fallas con orientaciones preferenciales NW a NE-SW
(Alfaro A, 2011), presentando una deformación de piel fina y de pliegues suaves de
gran longitud de onda (Moscoso y Mpodozis, 1988). Mientras que la DC está rellena
de depósitos sedimentarios no consolidados pliocenos a holocenos, que
corresponden principalmente a depósitos fluvio-aluviales, volcano-sedimentarios en
el sector oriental, gradando a depósitos de grano más fino, como limos y arcillas
hacia el oeste y en profundidad (Karzulovic, 1957; Falcon et al., 1970; Thiele, 1980;
Araneda et al., 2000; Iriarte, 2003) asociados principalmente a los ríos Teno-
Mataquito, Lontué, Claro y Maule (Hauser, 1995). El basamento correspondiente lo
conforman unidades Cretácicas dispuestas de forma similar a las unidades
estratificadas del margen oriental de la CC (Marangunic et al. 1979).
26
En cuanto a la cinemática de la subducción, algunos autores han estimado
que durante los últimos 20 Ma la tasa de convergencia habría decrecido desde 12
cm/año hasta valores cercanos a los 7 cm/año durante los últimos 5 Ma. (Somoza,
1998). Sin embargo, estudios posteriores han determinado tasas de convergencia
que van desde 8,4 cm/año (Lavenu, 2005) a 6,6 cm/año con un azimut N78°E
(Angermann et al., 1999; Melnick, 2007).
3.2 MARCO TECTÓNICO
La zona Centro-Sur de Chile ha tenido una compleja evolución tectónica
desde el Paleozoico Superior al Cenozoico. A continuación, se presentará las
características más importantes de los distintos periodos geológicos:
La época Paleozoica en el territorio chileno (Figura 3.2) estaría marcada por
procesos de acreción de “terranes” ocurrida durante la Orogenia Famatiniana y la
posterior colisión del terrane Chilenia, y el desarrollo de prismas de acreción en el
borde occidental de Gondwana (Hervé et al.,1987).
Durante el Silúrico-Devónico, se depositaron series turbidíticas en el piso
oceánico adyacente al borde occidental del continente (Charrier et al., 2007). El
proceso de sedimentación en el margen oeste de Gondwana habría continuado
hasta el Mississippiano Medio (⁓340 Ma). Se debe destacar que se considera la
existencia de un margen continental pasivo, debido a que no existen registros de
actividad intrusiva en el Silúrico-Devónico (Mpodozis & Ramos, 1990).
Anteriormente (previo al Carbonífero) al oeste del “terrane” Chilenia se
generó una zona de subducción, donde las secuencias turbidíticas pasan a formar
parte del prisma de acreción, siendo metamorfizadas. Posteriormente, durante el
Carbonífero Superior y Triásico Tardío, la parte oriental (de mayor potencia) sufrió
metamorfismo de baja P/T, mientras que el sector occidental del prisma (Serie
Occidental; Hervé et al., 1976) fue afectado por metamorfismo de mayor grado.
27
Figura 3.2: Paleogeografía del Paleozoico Superior (Hervé et al.,1987).
A finales del Carbonífero (⁓ 305 Ma) la acreción fue de tipo basal y estuvo
marcada por una compleja dinámica interna del prisma, coincidiendo con la
formación de un gran arco magmático (Richter et al. 2007).
Producto de la actividad de este arco, se genera el complejo intrusivo llamado
Batolito de la Costa (Gajardo, 1981), el cual comienza en los 32º 30` de latitud sur
y se extiende en forma continua por 600 km hacia el sur. Está conformado por rocas
de afinidad calcoalcalina, mayoritariamente de edad Carbonífero Superior-Pérmico
(Hervé et al.,1988). Esta intrusión habría generado un metamorfismo tipo Buchan
sobre las rocas metamórficas Paleozoicas.
28
Durante el Triásico, periodo durante el cual se produce la transición del Ciclo
Gondwánico al Ciclo Pre-Andino, hubo una fuerte erosión, dando como resultado
una pediplanización del relieve (Mpodozis & Ramos, 1990).
La expresión paleogeográfica de la tectónica triásica, involucra la formación
de cuatro cuencas o fosas tectónicas de orientación NNW-SSE, que se extendieron
desde el borde continental hasta Argentina, en las cuales se reconoce influencia
marina hacia el Oeste y solamente continental hacia el Este (Charrier, 1979). La
extensión cortical generalizada habría comenzado en el Paleozoico Superior
(representada en Argentina por la Provincia Magmática Ácida del Choiyoi),
fomentado de esta manera la ruptura final de la corteza, que habría culminado con
la formación de las cuencas triásicas de “rift” en Chile y Argentina (Ramos y Kay,
1991).
Los múltiples estudios realizados a las cuencas Triásicas Argentinas han
establecido que el modelo genético “por excelencia” de estas cuencas, es el
asociado a rifting, y la forma característica es la de hemigraben. Por esta razón es
que la denominación de hemigraben para las cuencas Triásicas en Chile, no es de
extrañar, ya que pueden ser perfectamente correlacionables en este periodo por las
siguientes razones:
• Ambas poseen la misma edad.
• Ausencia de barreras topográficas en este periodo (inexistencia de la
cadena andina), lo que genera climas semejantes.
• Alineación de las cuencas, ya que tienen la misma orientación (NW/SE).
• Todas estas cuencas presentan un registro compuesto de facies
aluvionales, volcánicas, fluviales, lacustres y, en menor medida, marina.
Esta configuración estructural (hemigraben) controlaría, fundamentalmente,
la localización de depocentros y los puntos de entrada de la sedimentación clástica
a la cuenca.
29
También se ha planteado la posibilidad de que estas cuencas estén
relacionadas con cuencas del tipo “pull-apart”, formadas en un régimen tectónico
transtensional dextral, en el borde proto-pacífico gondwánico (Forsythe et al., 1987)
o transtensional sinestral (Vizán y Rapalini, 1991). Algunas características del
relleno sedimentario de las cuencas de Chile y Argentina, muestran cierta similitud
con aquellas del tipo “pull-apart”, principalmente en la geometría profunda y
relativamente estrecha de las cuencas, abruptos cambios laterales con facies de
borde a facies más fluviales-lagunares; etc. (Allen y Allen, 1990).
L. A. Spalletti, (1997) propone que los acontecimientos acaecidos entre el
Triásico tardío aparecen principalmente asociados con un marco tectónico en el que
se combinan transcurrencia con subducción (Rapela y Alonso, 1991; Rapela et al.,
1991; 1992; Pankhurst et al., 1992; Ugalde et al., 1997).
Para encontrar el origen de estas cuencas, es necesario determinar si éstas
están alineadas a lo largo de una dirección perpendicular a ellas o se disponen “en
echelón”. Para el primer caso, podría deberse por esfuerzos compresivos (paralelos
a los ejes de las cuencas) o extensivos (perpendicular a los ejes); mientras que,
para la segunda opción, se habrían producido por un esfuerzo de cizalle formado
por una pareja de fuerzas orientadas NS en que el vector occidental estaría dirigido
hacia el Sur y el vector oriental hacia el Norte (Charrier, 1979).
La depositación de las unidades triásicas presentes en el área de estudio, se
produjo en la Cuenca Curepto-Quilacoya (Charrier, 1979) (Figura 3.3), y se
encuentran limitados por los depósitos marinos de Hualañe-Curepto en el norte
(Thiele, 1965) y por los depósitos marino-continental hacia el Sur en las localidades
de Pocillas, Santa Juana, Tralcán, entre otras.
Del jurásico en adelante, se lleva a cabo el Ciclo Andino, el cual se
caracteriza por:
• Ausencia de un cinturón pareado de metamorfismo
• Instalación de un margen continental activo con un sistema fosa-arco-trasarco, lo
que produjo la desaparición de unidades debido a la erosión por subducción (Hervé
et al., 1987).
30
• Depositación asociada a subsidencia y movimientos verticales oscilatorios.
• Periodos compresivos de corta duración, a los que continuaron con ascenso de
magmas graníticos y consecuente metamorfismo de contacto.
• Sucesión de eventos con desarrollo de discordancias.
• Volcanismo predominantemente de naturaleza calcoalcalina.
• Ausencia de rocas ultrabásicas.
Figura 3.3: Distribución de las cuencas Triásicas en Argentina y Chile (Charrier, 1979).
31
A comienzos del Jurásico Temprano y con la reactivación total de la
subducción comienza el denominado Ciclo Andino, durante este periodo al norte de
los 39°S se habría desarrollado una nueva organización paleogeográfica,
caracterizada por el desarrollo de un arco magmático de orientación esencialmente
norte- sur a lo largo de la actual CC. Durante el Jurásico-Cretácico el ambiente
paleogeográfico imperante estuvo dominado por cuencas de tras- y antearco. El
dominio de trasarco durante la primera etapa de este ciclo en Chile Central (30° y
39°S) desarrollo por ejemplo la enorme cuenca de naturaleza ensiálica de Neuquén,
mientras que, la segunda sub-etapa (Jurásico tardío- Cretácico Temprano) estuvo
caracterizada por una amplia zona de antearco constituida por rocas ígneas y
sedimentarias las que serían representadas por ejemplo por la Fm. La Lajuela. Es
en etapa destacan importantes yacimientos metalíferos en la CC de Au- Cu en
venas (Marschik y Fonbote, 1996).
Durante la Segunda etapa del Ciclo Andino (Cretácico tardío- Paleógeno
temprano), tuvo lugar un cambio en la interacción de las placas a lo largo del margen
sur de Sudamérica (Larson, 1991). Como consecuencia de estas modificaciones se
produce un importante evento contraccional, produciendo la deformación y erosión
de las unidades preexistentes, así como la inversión de las cuencas de trasarco
desarrolladas durante el ciclo anterior, denominada Fase Tectónica Subhercínica o
Peruana. Los depósitos del Cretácico tardío - Paleoceno, corresponden a depósitos
marinos fosilíferos, relacionados con un evento de aumento del nivel del mar
durante este periodo, como lo sería por ejemplo la Fm. Quiriquina en el Flanco
Occidental y la Fm. Lo Valle en el Flanco Oriental de la CC.
Por otro lado, existe inconformidad en otras unidades en el límite entre el
Cretácico tardío y del Paleógeno temprano las que se encontrarían bien
desarrolladas en la zona sur en el dominio del antearco en la zona de Concepción.
Esta inconformidad regional que separa las rocas del Cretácico del Paleoceno,
indica la existencia de un evento tectónico compresivo cerca del límite Cretácico-
32
Terciario. Este evento compresivo es denominado por Cornejo et al (2003) y
Charrier (2007), como evento tectónico K-T o fase Incaica I.
Después de este evento, se reanuda la extensión, pero con menor intensidad,
en comparación con la extensión del Cretácico temprano/tardío-Cretácico tardío. La
extensión que se desarrolla durante el Paleógeno temprano estuvo asociada con
abundante volcanismo y actividad plutónica sub-volcánica.
Finalmente, un nuevo evento compresional deformativo ocurrió durante el
Eoceno. Esta corresponde a la Fase Incaica principal (II), la cual está asociada al
término de la segunda etapa del Ciclo Andino.
Fue si no en tercera etapa del Ciclo Andino desde el Paleógeno tardío, que
los Andes Argentinos- Chilenos adoptaron su configuración actual producto de las
modificaciones de la cinemática, así como de las razones de convergencia de las
placas. Durante esta etapa, entre otros eventos importantes, se produjo el
alzamiento andino, el desarrollo de las unidades morfoestructurales como lo son la
CC y la DC, además del emplazamiento de depósitos de pórfidos de cobre post-
incaicos. A partir de esta etapa la evolución morfológica en Chile Central fué y está
siendo controlada contantemente por los relativos movimientos entre la Placa de
Nazca y Sudamericana, y hoy en día además por el hombre.
33
4 GEOMORFOLOGÍA
4.1 GENERALIDADES
Chile se caracteriza por presentar cinco grandes unidades geomorfológicas
principales, de E a W: Cordillera de Los Andes (CA), Precordillera (PD), Depresión
Central (DC), Cordillera de la Costa (CC) y Planicies Litorales (PL), las cuales se
encuentran dispuestas en franjas paralelas de orientación N-S (Börgel, 1983).
A su vez, Börgel (1983), divide el territorio nacional, desde un punto de vista
climático y geomorfológico, en cinco regiones que de N a S son:
Región Septentrional de las Pampas Desérticas y Cordilleras
Prealtiplánicas.
Región de las Planicies Litorales y Cuencas del Sistema Montañoso
Andino- costero.
Región Central de las Cuencas y del Llano Fluvio–glacio–volcánico.
Región Central Lacustre y del Llano Glacio–volcánico.
Región Patagónica y Polar del Inlandsis Antártico.
El área de estudio se encuentra ubicada en el extremo oriental de la VII
Región del Maule, en la comuna de San Javier, provincia de Linares. Esta Región
forma parte de la Región Central de las Cuencas y del Llano Glacio-Volcánico,
dentro del marco de las divisiones físicas definidas por Börgel (1983). En ella se
distinguen unidades geomorfológicas características del relieve de Chile,
distribuyéndose en franjas paralelas con dirección NNW – SSE (Figura 4.1). De W
a E se distinguen las siguientes unidades con sus características principales
denotadas por Börgel (1983):
- Faja Costera con desarrollo de planicies litorales de abrasión y de
sedimentación marina o fluviomarina.
- Cordillera de la Costa fuertemente meteorizada, que en la zona de estudio
se expresaría como lomajes suaves en torno de algún cerro alto aislado.
Presenta cuencas graníticas internas y de relleno aluvial reciente.
34
- Depresión Central con cuencas de origen tectónico con relleno sedimentario
fluvio-glacio-volcánico y depositación lacustre.
- Precordillera se expresa en forma aislada y con un modesto desarrollo.
- Cordillera de los Andes con recubrimiento glaciovolcánico y con alturas
promedios en la Región del Maule de 2.000 m.s.n.m.
Figura 4.1: Mapa de zonificación geomorfológica de Chile, en rojo la III Región Central de las Cuencas y del Llano Fluvio-Glaciovolcánico y mapa geomorfológico de la Región del Maule. Modificado de Börgel (1983).
35
Los rasgos geomorfológicos presentes en el área de estudio, corresponden
a los denominados Cordillera de la Costa (CC), la cual se encuentra fuertemente
meteorizada y la Depresión Central (DC).
Los procesos geomorfológicos elementales son: meteorización, erosión,
transporte y sedimentación (Flores, 1993); de los cuales los dos primeros tienen una
mayor influencia en el modelado del relieve que se observa en la zona. Esta
meteorización es principalmente a causa de la hidrolisis en ocasiones extrema
(lixiviación ácida) que sufren los granos constituyentes de las rocas, producto de
una alteración de tipo hidrotermal que generaría una silicificación y argilización de
grado penetrativa y la cual genera en ocasiones una masa de arcillas y cuarzo. Los
factores geomorfológicos más importantes de la meteorización y erosión son el tipo
de material y el ambiente climático, mientras que estructuras geológicas, topografía,
hidrósfera y biósfera, contribuyen a exagerar o suavizar sus efectos (Pedraza,
1996).
La actividad antrópica, también trabaja como un agente modelador del
relieve. La intervención en el medio natural ha aumentado exponencialmente en los
últimos años, provocando cambios de grandes magnitudes en cortos períodos de
tiempo. Ejemplos de estas actividades son la explotación de canteras, cortes de
caminos, taludes, uso de suelos para actividad agrícola e industrial entre otros
(Imagen 4.1).
Imagen 4.1: Izquierda: Cantera al sur del Co. LLancahue. Derecha: Se observa el estado de los afloramientos, como además el uso extenso se suelo para uso forestal.
36
4.2 GEOMORFOLOGÍA LOCAL
4.2.1 Unidades Mayores
Como se mencionó anteriormente se reconocen dos grandes unidades
morfoestructurales de W a E: el margen oriental de la CC y la DC. En el segmento
Curicó - Talca el límite entre la CC y la DC tiene una traza regular, aproximadamente
rectilínea, lo que sugiere su correspondencia a un rasgo morfológico asociado a
fallamiento; en cambio, hacia el S, esta traza se hace marcadamente irregular. Por
otro lado, el límite entre la DC y el borde de la Cordillera de los Andes, a diferencia
de lo que ocurre más al N (32° - 35°S) no coincide con un rasgo morfológico
asociado a fallamiento de expresión regional (fallas Pocúro y Los Ángeles; Carter y
Aguirre, 1965), esto debido a la erosión y el grueso relleno sedimentario que
experimentó la cuenca de la DC, los cuales habrían obliterado parcialmente sus
primitivos rasgos estructurales. Sin embargo, la presencia de actividad termal en
Panimávida y Quinamávida, de acuerdo con un característico lineamiento N - S,
indicaría la existencia de fallamiento de alcance regional en el límite oriental de la
DC en esta zona.
El relieve de la CC, se caracteriza por una desmembrada cadena constituida
por cerros fuertemente disecados, de colinajes suaves que originan cuencas y valles
en los que desembocan numerosos e irregulares cursos de agua. Alcanza alturas
que no sobrepasan 900 m.s.n.m.; y un acho promedio de 50 km. Está dividida en
dos cordones, especialmente entre los ríos Maule e Itata, donde da origen a las
cuencas de Cauquenes y Quirihue.
La DC alcanza buen desarrollo, con paulatino incremento en superficie de N
a S. Frente a Lontué, posee un ancho medio de 18 - 20 km mientras que frente a
Linares este llega a 50 km. Conforma un extenso llano de 100 - 300 m.s.n.m. de
altura promedio, integrado por una amplia gama de depósitos fluviales, cineríticos,
aluviales y fluvioaluviales de edad Cuaternaria. Dos tipos de accidentes interrumpen
la monotonía morfológica de la DC: ríos y cerros islas. Entre los primeros están los
cauces de los ríos Lontué, Lircay, Maule, Achibueno y Loncomilla, los que, en su
37
recorrido, han labrado claras incisiones que se expresan en la presencia de niveles
en forma de terrazas y en barrancos adyacentes a los actuales cauces. Los cerros
islas, por su parte, destacan en el paisaje del valle, bajo la forma de pequeños
relieves en forma de colinas que se elevan entre 50 y 150 m con respecto del nivel
del llano circundante.
4.2.2 Análisis de Elevación
En el DEM del área de estudio (Figura 4.2), es posible observar que las
altitudes no superan los 900 m.s.n.m, siendo más alto el Co. Gupo, seguido del Co.
Pillay y por último el Co. Caliboro, entre los más relevantes en este tramo de la CC,
además, es posible distinguir un cordón montañoso, este presenta una dirección N
25°-30° E aprox. con un modelado suave, producto de la erosión fluvial
principalmente. Las altitudes decrecen hacia la DC sin modelamiento de terrazas o
escarpes abruptos.
Los valles circundantes, no presentan niveles de aterrazamiento, ni llanuras
de inundación, lo que daría a entender que dicha zona y dichos cauces no se
encontrarían expuestos a arremetidas con grandes inundaciones, que generen un
desborde de los ríos principales ubicado al sur del área.
38
Figura 4.2: Modelo de elevación digital (DEM) de la zona de estudio.
4.2.3 Análisis de Redes Hidrográficas
La zona de estudio presenta principalmente un control estructural relacionado
a las diferentes fases compresivas y extensivas que la han afectado hasta la
actualidad, además de periodos de subsidencia y alzamiento, lo que condiciona en
mayor o menor medida, junto con los distintos tipos de litología, a las diferentes
redes de drenaje presentes. El sistema hidrográfico de la región se encuentra
principalmente controlado por el Río Maule, que corresponde a un río de primer
orden de régimen mixto. Como se logra presenciar en la figura 4.3 y con ayuda de
otras imágenes satelitales las redes de drenaje presentan en ocasiones tendencias
estructurales. Por otro lado, fue posible distinguir al menos dos clases de drenes
características.
39
Figura 4.3: Mapa de distribución de redes de drenaje. En rojo Drenaje Dendrítico Sub Paralelo.
Drenaje Dendrítico Sub-Paralelo
Los principales cauces que se encuentran en el área de estudio pertenecen a
dicha tipología. Presenta una densidad media, con ángulos de confluencia entre los
30 y 60°. Presenta un control estructural que está marcado por los tributarios de
segundo y tercer orden con direcciones NW-SE que tienden a W-E hacia el sur del
área. Además, dichas redes presentan un control de tipo litológico, asociado a rocas
más compactas como lo serían las rocas intrusivas y afloramientos de rocas
sedimentarias afectadas por un metamorfismo de contacto.
40
Drenaje Dendrítico
En la figura 4.3 dicho tipo de drenaje se encierra en rojo. Presenta un claro
control litológico que imponen rocas de carácter granítico. La alta densidad y
angularidad intermedia de las redes, son el resultado del control que realiza dicha
litología, asociado a su baja permeabilidad y resistencia uniforme. Por otra parte, el
patrón de la red está formado por una corriente principal con sus afluentes primarios
y secundarios, uniéndose libremente en todas direcciones, indicando que la
pendiente inicial del área era más bien plana y compuesta de materiales uniformes,
no presentando direcciones preferenciales de estructuras lo que sugiere una
epigenía por antecedencia.
4.2.4 Relieves Menores
Cordones de Erosión en Roca Granítica
Se presenta con un mayor grado de erosión y arenitización, conformando
afloramientos con suelo arcilloso sumamente disgregable con cristales de cuarzo
de grano grueso y micas, denominado “maicillo”, además de “bolos” graníticos
(Fotografía 4.1). Genera una zona con pendientes menos abruptas, en general
menores a 15°, salvo en zonas de quebradas. Su morfología corresponde a suaves
lomajes, con pendientes convexas. Es característico observar afloramientos que se
encuentran cubiertos por líquenes, pero en aquellos donde el corte topográfico es
abrupto se permite apreciar el estado de la roca.
La morfología de este relieve está asociada a la textura y estructura de los
granitoides, erosión diferencial (en especial relieves de erosión en masa),
condiciones climáticas mediterráneas y a las técnicas de uso del suelo (Peña, 1999).
Sin embargo, el proceso erosivo predominante es la meteorización química y
biológica de la roca, los cuales generan relieves erosivos y acumulativos como son
las zonas de valle y sectores acarcavados.
Sobre dicha cobertura se dibuja una red de drenaje superficial de tipo dendrítica densa,
la que desemboca en ríos y esteros de mayor orden.
41
Conos de deslizamiento
Están constituidos por depósitos localizados de sedimentos no consolidados
producto de los procesos de remoción en masa. Son minoritarios dentro de la unidad
fisiográfica CC, presentando un escaso desarrollo areal. Se producen por
deslizamientos rotacionales y traslacionales y por el colapso de taludes. Están
conformados principalmente por conos de acumulación de sedimentos tipo brechas
con bloques angulosos en una matriz de grava arcillosa.
Relieves de Acumulación Fluvial
Son relieves planos formados por la acumulación de material erosionado de los
cordones granítico y de rocas sedimentarias de edad Triásica, estos son
transportado principalmente por los cursos fluviales menores. En general presentan
pendientes de 1 a 4° (Peña, 1999) con un moderado desarrollo, típico de aquellos
que se encuentran al interior de la unidad geomorfológica CC. En general, los
depósitos fluviales están compuestos principalmente de arenas cuarcíferas
gruesas, con abundantes micas y escaso material arcilloso.
Cárcavas y Acanaladuras
Identificadas principalmente en taludes artificiales destinados a caminos rurales
y asfaltados. Las acanaladuras son generadas por la incisión lineal de la escorrentía
incipiente de aguas pluviales, formando microcanales subparalelos a favor de la
pendiente, mientras que las cárcavas serian la evolución de dicha incisión, que
profundiza y favorece a que las pequeñas redes confluyan en redes arborescentes
que dan paso a una morfología semicircular.
Valles Fluviales
El valle local del Río Perquilauquen, tributario del Rio Loncomillas que a su vez
correspondería a un importante tributario del Rio Maule es un rio tipo meandrico con
una sinuosidad moderada y canal único. Dicho cauce es alimentado por una gran
cantidad de pequeños cauces provenientes principalmente de pequeñas cuencas
hidrográficas que se emplazan en rocas tanto graníticas como sedimentarias y que
le otorgarían un carácter de tipo perenne. El rio Perquilauquen presenta una angosta
42
llanura fluvial, con una moderada a baja susceptibilidad de ser inundada en periodos
con una alta tasa de pluviosidad, lo que queda demostrado además por el alto uso
agrícola y urbano próximo a su orilla. Topográficamente representa una superficie
llana de sedimentos no consolidados principalmente cuarzo y arcillas con textura
arenosa.
El cauce presenta barras laterales como morfología de acumulación, asociadas
a la disminución de la energía o aumento de la carga sedimentaria del propio cauce
que constituyen en una frase subordinada depósitos de arenas finas, no
consolidadas
Figura 4.4: Relieves Menores Superior izquierda: Bolos graníticos sobre el Co. Pillay en su
porción NE Superior derecha: conos de derrubios al sur del Co. LLancahue . Inferior Izquierda:
Valle fluvial asociado al Rio Perquilauquen en el Sur del área de estudio. En azul subcuencas que
depositan sus aguas de escorrentía sobre dicho caudal. En amarillo barras de meandros
estabilizados. Orientación de la imagen E-W. Inferior Derecha: Ejemplo de acarcavamiento en el
Co. Pillay con una profundidad de 8-10 metros y ancho de 15 m. con orientación E-W.
43
4.3 EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA
La conformación geomorfológica de la zona de estudio es resultado de la
interacción de procesos endógenos y exógenos. Los primeros están compuestos
principalmente por factores estructurales que determinan la conformación en
bloques delimitados por lineamientos, y factores litológicos que controlan la distinta
erodabilidad de los elementos del relieve. Los procesos tectónicos principales que
generaron la elevación de la Cordillera de la Costa se habrían producido
principalmente a fines del Neógeno (Plioceno Superior-Pleistoceno), durante el
alzamiento Andino (Frutos y Cisternas, 1994). Este episodio se manifiesta
principalmente por la conformación en bloques delimitados por lineamientos
principales, la epigenía del Río Maule y por la presencia de terrazas de abrasión
marina elevadas en la zona litoral. Esta tectónica produjo la elevación y hundimiento
de diferentes sectores, produciendo una serie de escarpes de falla tanto en la costa
como en el interior
En cuanto a los procesos exógenos, la erosión pluvial y modelado hídrico son
predominantes en la Cordillera de la Costa. Esta unidad está sometida a una fuerte
meteorización, diferenciada según el tipo litológico que la compone.
Finalmente, importante es destacar el rol del hombre en el Reciente como un
importante agente erosivo, a través de la intervención negativa del paisaje que
fomenta la generación de una mayor cantidad de procesos de remoción en masa.
44
45
5 ROCAS METAMORFICAS
En el área de Estudio fue posible reconocer al menos dos eventos de
metamorfismo, uno de bajo grado el que tendría aparente relación con eventos
acaecidos durante el Paleozoico Superior, y otro de contacto en el que se generaría
recristalización y crecimiento mineral producto de la intrusión de cuerpos graníticos.
5.1 UNIDAD SAN VICENTE
5.1.1 Definición, distribución y relaciones de contacto
La Unidad San Vicente, se define como una secuencia de al menos 400 mts
de rocas metamórficas de bajo grado, ubicadas específicamente al Sur del cordón
montañoso del Co. Gupo. Esta secuencia estaría compuesta principalmente por
metapelitas y metapsamitas que evidenciarían a simple vista características que
permitirían diferenciarla del Bm como de las secuencias del Triásico Superior.
(Figura 5.1)
La relación de base es desconocida en el área y se encontraría en
discordancia planiangular bajo las rocas Triásicas.
5.1.2 Litología
Las rocas metamórficas halladas sobre el área de estudio corresponden a
metapelitas intercalas con secuencias metapsamiticas compuestas por micas y
granos de cuarzo. En ocasiones estas micas presentan una leve orientación,
mientras que los granos de cuarzo estarían levemente recristalizados.
Estas secuencias a las que se le considera como las más basales del área
se encuentran plegadas y además metamorfizadas (Fotografía 5.1) y
corresponderían a pizarras, bastante fracturadas y meteorizadas que en capas
delgadas alternan con otras de mayor espesor de areniscas arcosas, además con
laminación lenticular.
46
Estas rocas presentan por lo general una granulometría fina, con grado de
fisibilidad variable, con un grado de alteración moderado y deformadas con pliegues
apretados y que evidenciarían una deformación distinta a los depósitos Triásicos
que le sobreyacen.
Figura 5.1: Distribución Unidad San Vicente
La mineralogía que se logra apreciar en muestra de mano corresponde a
muscovita, biotita y cuarzo, además de la presencia de foliación S1. Por otra parte,
la presencia de S0 se denota por cambios en la composición de la roca,
principalmente entre el contacto de zonas ricas en material pelítico y arenoso. La
foliación S1 se dispone paralela a la foliación S0. Cabe mencionar que sobre dichas
rocas no fue posible distinguir la presencia de porfiroblastos.
47
Fotografía 5.1: Lutitas Pizarrosas.
Si bien esta unidad presenta a simple vista grandes similitudes con la Serie
Oriental del Basamento Metamórfico (Hervé, 1977), igualmente se pueden llegar a
confundir con las rocas sedimentarias de edad Triásica presentes en el área de
estudio, sin embargo, los pliegues apretados y la presencia de cuarzo de
segregación sobre algunos afloramientos permitiría diferenciarlos de aquellos
atribuidos al final de este periodo. Además de no presentar metamorfismo de alta
temperatura con los porfiroblastos característicos ni recristalización intensa, como
las rocas del Bm (Vásquez, 2001), son estas características distintivas las que
permitirían su individualización geológica.
5.1.3 Edad y Correlación
Producto de la escasa visibilidad que presentan los afloramientos y por ende
los contactos entre las unidades que los conforman, resulta complicado asignar una
edad específica para estas rocas. La Unidad San Vicente, aparentemente en base
a su distribución geográficas y a la disposición de las capas con estratos superiores,
es posible asignar una edad Pre- Triásica Superior para estas rocas, encontrándose
en discordancia bajo los depósitos del Triásico Superior.
48
La Unidad San Vicente presenta considerables similitudes con estratos
ubicados más al sur, sobre la localidad de Santa Juana, y a los que Mardones et al.,
(2012) llamó “Unidad Patagual- El Venado” y que, en base a evidencias de campo,
análisis petrográfico y de difracción de rayos X pudo establecer que estas rocas
fueron sometidas a temperaturas de hasta ~300ºC que históricamente habían
asignadas tanto a la Serie Oriental del Bm ó a la Fm. Santa Juana del Triásico
Superior. Dichos depósitos se habrían acumulado en la “Cuenca Patagual” de edad
Post-Pérmico Inferior – Pre-Nórico y habrían sido afectadas por metamorfismo de
enterramiento seguida de un ciclo compresivo.
Por otro lado, Muñoz Cristi y González Pacheco (1953) definieron para "el
cordón Quilhué-Lucachoro" en el sector de Pocillas una secuencia muy similar a la
que llamaron Pizarras arcillosas de Lucachoro (estimadas en unos 300 m de
espesor) y que en un comienzo asignaron al Triásico por su parecido con los
sedimentos del valle del Bío-Bío. Tiempo después Hervé et al. (1976) y Moreno et
al., (1976) le otorgan el nombre de “Estratos de Pocillas” y señalan que las Pizarras
de Lucachoro a diferencia de los demás depósitos Triásicos no se apoyarían en
discordancia erosiva sobre rocas graníticas paleozoicas, ni estarían intruidas por
cuerpos granítico-diorítico y otros cuerpos hipabisales dacíticos de edad Post-
Jurásica. Posteriormente Troncoso A y Herbsth R., (2007) encontraron en niveles
de lutitas pizarrosas negras, restos de plantas que le otorgarían una edad Triásico
Superior y que tentativamente se le había conferido a esta secuencia, sin embargo,
no se tiene certeza de si realmente dichas pizarras son las mismas que describe
Muñoz Cristi y González Pacheco en 1953.
Por lo tanto, las similitudes litoestratigráficas entre estos afloramientos, no
permite discernir y esclarecer con certeza la edad de estas rocas, producto de que
las mismas similitudes entre afloramientos más al sur, complican la correlación, pero
es seguro que dicha unidad es distinta, tanto a los afloramientos Triásicos que le
sobreyacen, como a rocas del Bm.
49
5.1.4 Ambiente Depositacional
Resulta de manifiesto que los datos sedimentológicos que proporcionan las
rocas de la Unidad San Vicente no ofrecen con claridad una continuidad
estratigráfica, ni mucho menos preservación de rasgos que limite rígidamente un
ambiente depositacional, por lo que se torna difícil interpretar la forma en que dichos
sedimentos se acumularon. No obstante, la presencia de ritmitas finas, y con
episodios de alta energía de depositación, registrados por las secuencias gruesas
canalizadas, además, del aumento en el tamaño de los granos elásticos y
predominio de las arenitas sobre las pelitas hacia arriba en la secuencia, parece
sugerir que corresponde a una sedimentación progradante en un ambiente de
abanico submarino ó delta, profundo a medio, con depositación de materiales de
origen continental, en ambiente relativamente tranquilo. Sin embargo, no limita
rígidamente este ambiente y la unidad mapeada debería corresponder tan sólo a
una franja media dentro del abanico submarino. No es posible especificar, con los
datos disponibles, ni la geometría de este último, ni la configuración de una cuenca.
Por otro lado, el protolito habría sido depositado sobre las rocas de la Serie
Oriental, en una cuenca de antearco (Imagen 5.1), en un sistema, probablemente,
similar a los descritos para las cuencas de las formaciones Huentelauquen, Totoral
y Estratos Hornillos definidas por Muñoz Cristi, (1973) de edades pérmicas del norte
de Chile descritas por Thiele & Hervé (1984).
Imagen 5.1: Sección esquemática a través de la cuenca de antearco durante la tercera etapa del
Ciclo Tectónico de Gondwana para la Fm. Huentelauquen. Obtenido de Charrier et. al., (2007)
50
5.2 METAMORFISMO DE CONTACTO
Sobre y hacia el oeste del Co. Pillay, norte del Co. Caliboro y Sur del Co.
Gupo es posible reconocer evidencias de metamorfismo de contacto, que afecta
principalmente a las secuencias del Triásico Superior. Dicho proceso se habría
generado por la intrusión de los cuerpos de origen ígneo presentes en el área.
Sobre el Co. Pillay los depósitos de areniscas conglomerádicas y lutitas
presentan producto de la intrusión del Plutón Granodioritico-Dioritico, un alto grado
de consolidación producto del metamorfismo de contacto, transformando a
depósitos finos en corneas y a rocas de granulometría más gruesa en cuarcitas,
además de neo-cristalización de moscovitas.
Hacia el norte del Co. Caliboro, de igual forma sobre las secuencias Triásicas,
el metamorfismo de contacto habría generado cuarcitas de tono blanquecino, donde
además se encontraban piques de posible extracción de oro, que como se menciona
en el capítulo 9 estas rocas tendrían una estrecha relación con dicha mineralización.
Fotografía 5.2: Afloramiento de miembro continental de los estratos Pillay afectado por metamorfismo de contacto.
51
6 ROCAS ESTRATIFICADAS
En este apartado la definición de la cobertura sedimentaria- volcánica, está
basada fundamentalmente en el plano mecánico de la noción del basamento y la
cobertura, y por lo tanto está referida esencialmente a las rocas estratificadas
sedimentarias y volcánicas que descansan sobre el Basamento Ígneo-Metamórfico,
además de los depósitos cuaternarios.
Las rocas estratificadas que integran el área de estudio, comprenden
sedimentos consolidados y no consolidados. Los primeros están representados por
rocas del sistema Triásico y Cretácico, en cambio los sedimentos no consolidados,
están asociados a los depósitos cuaternarios fluviales. La distribución de las rocas
mesozoicas, se observa en la figura 6.1.
Figura 6.1: Distribución de las principales rocas Mesozoicas de área de Estudio.
52
6.1 TRIÁSICO
Para el estudio y análisis de estas rocas con el fin de uniformar criterios, se
estima conveniente utilizar la clasificación de rocas detríticas propuesta por Folk
(1968), y la nomenclatura creada por Miall (2000) para la clasificación de litofacies
(Tabla 6.1). Además, en las columnas se ocupa la simbología expuesta en la figura
6.2.
Código Litofacies Estructura Sedimentaria Significado Genético
Gms
Conglomerado matriz soportado
Depósito de flujo de
detritos
Gm
Conglomerado masivo granosoportado
Estratificación horizontal, imbricación
Barra longitudinal, depósito de resago
Gci
Conglomerado grano soportado
Gradación inversa
Flujo de detritos rico en clastos (alta energía), o flujo de detritos de baja
energía (pseudoplástica)
Gcm
Conglomerado masivo granosoportado
Flujo de detritos
pseudoplástico (flujo turbulento)
St
Areniscas muy finas a gruesas (pueden ser
conglomerádicas)
Estratificación cruzada festoneada (artesas) sola o
acompañada
Dunas linguoides y con crestas sinuosas
Sh
Areniscas muy finas a gruesas (pueden ser
conglomerádicas)
Laminación horizontal, lineación por partición
Flujo de base planar (alto y régimen de flujo)
Sl
Areniscas muy finas a gruesas (pueden ser
conglomerádicas)
Estratificación cruzada de bajo ángulo
Marcas de desbaste, dunas, antidunas
Ss
Areniscas muy finas a gruesas (pueden ser
conglomerádicas)
Marcas de desbaste superficiales
Marcas de desbaste
Sm
Areniscas muy finas a gruesas
Masiva o laminación débil Depósitos de flujo depositadas por
gravedad
Fl
Areniscas, limonitas, fangolitas
laminación fina, ripples pequeños
Canales abandonados o depósitos de inundación
Fsm Limonitas, fangolitas
Masivo, grietas de desecamiento
Depósitos de canales abandonados
Fm Fangolitas, limonitas
Masivo, grietas de desecamiento
Canales abandonados o depósitos de caída
Tabla 6.1: Código de litofacies utilizada en rocas estratificadas. Modificado de Miall (1996).
53
6.1.1 Estratos Pillay
6.1.1.1 Definición, distribución y relaciones estratigráficas
Se define los estratos Pillay como una secuencia sedimentaria de rocas
estratificadas y volcánicas. Aparentemente se dispone en discordancia angular con
las rocas de la Unidad San Vicente. En el techo está limitada en discordancia con
sedimentos cuaternarios (fluviales y volcánicos), además de no consolidados.
6.1.1.2 Litología y potencia
Los Estratos Pillay corresponden a depósitos marinos y continentales, que en
gran parte se componen de paquetes de lutitas, intercalaciones de arenisca fina a
gruesa compuestas por cuarzo y micas. Estas areniscas se encuentran intercaladas
rítmicamente con lutitas y lentes lutíticos con fósiles marinos y paleoflora, se
encuentra, además, conglomerado compuesto principalmente por cuarzo lechoso,
policristalino de matriz arcillosa a arenosa intercalados con lutitas y areniscas,
además de lavas, tobas y brechas hacia techo. Gran parte de estas secuencias, se
encuentran intruidas por cuerpos de variados tamaños, y que composicionalmente
cambian de Dioritas, Tonalitas y cuerpos hipabisales subvolcánicos que son
descritos en el Capítulo 7.
Los afloramientos presentan una orientación norte-sur en franjas discontinuas.
Ambas franjas de afloramientos se encuentran al Sur del Rio Maule, unos 20 km y
al norte del Rio Perquilauquen. El espesor total de todas las unidades es al menos
500 mts. y la relación de base de la unidad es desconocida en el área.
En dichos sectores, fue posible reconocer al menos 3 sub-unidades con
afloramientos bastante meteorizados y restringidos en cuanto a extensión, por lo
que resulto en ocasiones imposible realizar detalladamente columnas
estratigráficas, además se le debe sumar las complicaciones estructurales del área,
la que estaría además afectada por mesopliegues y dislocaciones lo que no
permitiría seguir con continuidad dichas secuencias.
54
A continuación, se definen los 3 grupos de secuencias, que, en base a
distribución, litología y estructuras, pudieron ser reconocidas en el área, las que a
priori, serán correlacionadas según su contenido fósil y tipo de ambiente.
a) Conglomerados, lutitas, areniscas
b) Areniscas, conglomerados y lentes de lutitas
c) Areniscas, lutitas, sedimentos silíceos y rocas volcánicas
a) Conglomerados, lutitas, areniscas
Dichas rocas, se presentan expuestas de mejor manera tanto al noroeste y sur
de los Cerros Pillay y Gupo respectivamente y que representarían aparentemente a
las rocas más basales de la unidad. Está constituido por una intercalación de
conglomerados, areniscas de grano medio a fino, y lutitas. Dicho miembro estaría
representado por la columna 1 y 2 en Co. San Vicente.
Los conglomerados tanto matriz y clasto soportados son de moderada a mala
selección, de clastos angulares a subredondeado y esfericidad media a mala y cuya
composición es principalmente cuarzosa mientras que las lutitas varían de tonos
grises a verdes.
Columna 1 Co. San Vicente.
Ubicada hacia la porción SW del Co. San Vicente, en las coordenadas 19 H
233104/6041355. Compuesta por areniscas medias a finas y lutitas. Potencia de 9
m.
Figura 6.2: Simbología Columnas
55
4 m de una secuencia uniforme de areniscas media laminadas, color gris
parda y color alteración de alteración pardo amarillento.
Las areniscas poseen fábrica grano soportada, de baja esfericidad y
redondez, tamaño bimodal (0,5 mm a 1 cm). Clastos de cuarzos y feldespatos
anhedrales y líticos indiferenciados. Facies: Sh,
5,0 m de una secuencia aleatoria, compuesta de lutitas y areniscas finas y
medias.
La secuencia inicia con 40 cm de lutitas pardas con color de alteración rojiza.
Sobre ésta litología, en contacto neto areniscas medias laminadas, muy compacta.
En la vertical, areniscas finas de color pardo rojizas, aumenta la presencia de
materia orgánica, grado de meteorización y disminuye la selección, tornándose los
granos más angulosos, aumentando la presencia de cuarzo y micas blancas. En
contacto plano paralelo, se observa areniscas pardo rojiza, bimodal, con
predominancia de feldespatos argilizados en relación a cuarzos y líticos.
Intercalación de pequeños paquetes de lutitas laminadas y areniscas medias con
meteorización esferoidal. Sobre ésta y separada por cubierto, se observa una nueva
intercalación, con lutitas de mayor potencia. La sección finaliza con un estrato de
arenisca media con gradación normal. Facies: Sm, Fsm, Sh.
56
Figura 6.3: Columna 1 Co. San Vicente.
Columna 2 Co. San Vicente
11 m de una Intercalación de areniscas finas, medias y gruesas.
Areniscas finas de color gris claro a oscuro, areniscas medias gris oscuro y
la arenisca gruesa es de color gris pardo con tonos rojizos, con niveles de lutita.
Entre los 9 y 9,5 m se aprecian lentes de arenisca fina.
Figura 6.4: Columna 2 Co. San Vicente.
57
b) Areniscas/Conglomerados/ lutitas
Las rocas de esta sub-unidad se componen principalmente por intercalaciones
rítmicas de conglomerado medio a conglomerado fino y arenisca gruesa
compuestos principalmente de cuarzo cristalino. Dichos estratos encierran hacia la
base y se intercalan hacia la parte más superior con lutitas, que varían de tonos gris,
gris blanquecino a gris-verdosas respectivamente. Las rocas detríticas presentan
en ocasiones laminaciones plano paralelas. Este miembro está representado por
las columas al NW del Co. Pillay.
En dicha unidad fue posible determinar direcciones de las capas, las que
estaban inclinadas alrededor de 20 a 30° al SE, con una orientación este-noreste.
Columna NW Cerro Pillay
Ubicada hacia el occidente del Co. Pillay en las coordenadas UTM 231797/
6037882 las capas están estratificadas presentan un espesor total de 2,9 m.
Figura 6.5: Columna NW Co. Pillay
2,9 m de una secuencia grano decreciente conformada por arcosa que
grada de gruesa a media y lutita de color pardo (hacia el techo).
58
La arcosa conglomerádica posee un color de alteración pardo rojizo, de roca
fresca pardo amarillento, de fábrica matriz soportada, selección regular, redondez
subangular y mala esfericidad. Proporción granos v/s matriz es 80 / 20. El tamaño
promedio de los granos es 1,8 mm. Mientras que su composición es: cuarzo (75%),
feldespato (20%), micas (2%) y líticos negros indif. (3%) (MM: Py-024).
Las arcosas de grano medio presentan un color de roca fresca pardo amarillento.
Los clastos exhiben fábrica matriz soportada, esfericidad regular a buena, redondez
regular, posee laminación plano-paralela.
La lutita es de color negro (roca fresca) y posee un color de alteración pardo
anaranjado. Las capas de la sección se caracterizan por tener base y techo planos
Límite superior de la columna: Cubierto
Columna 2 NW Cerro Pillay
Ubicada hacia el occidente del Co. Pillay en las coordernadas UTM 231551/
6037823 las capas están estratificadas presentan un espesor total de 18,2 m.
5 m de lutita gris clara y de arcosa conglomerádica pardo amarillenta.
La arcosa conglomerádica presenta un color de meteorización pardo rojizo. Los
granos tienen fábrica clasto soportada, selección regular, buena esfericidad,
redondez subangular, diámetro promedio es 2 mm, y composicionalmente está
caracterizada por: 63% de cuarzo, 17% de feldespato y micas (MM: Py-023). Las
capas de la sección presentan contactos plano netos.
4,2 m de una intercalación de arcosa conglomerádica parda rojiza y lutitas
parda amarillenta.
La arcosa conglomerádica tiene un color de alteración pardo rojizo, selección
regular a buena, mala redondez y esfericidad media, tamaño promedio de los
clastos es 18 mm y la composición es análoga a Py-023. Estos estratos muestran
gradación inversa y forma lenticular.
Las lutitas al parecer poseen laminación plano-paralela.
59
Las capas exhiben contactos plano-paralelos y netos.
Figura 6.6: Columna 2 Co. Pillay
c) Areniscas, sedimentos silíceos y rocas volcánicas
Corresponden a intercalaciones de areniscas finas a medias, con pasajes a
areniscas conglomerádicas y conglomerados que hacia techo se intercalan con
lavas ácidas a básicas como lo serían riolitas blanquecinas y andesitas-dacitas
porfídicas de tono gris verdosas en el Co. Caliboro. En dicho cerro además se
encuentran rocas volcánicas y silíceas aparentemente intercaladas de tono
60
blanquecino que bajo el microscopio representarían sino a rocas volcánicas y rocas
sedimentarias cuarzosas totalmente obliteradas.
Las rocas volcánicas que aquí se mencionan presentan una textura porfídica en
una matriz microcristalina compuesta por granos de Cuarzo, Plagioclasa y
Feldespato K que no superan el 10% del volumen de la roca. Mientras que las rocas
encontradas en el Co. Caliboro presentan fenocristales de piroxenos
(Microfotografía 6.1), y aquellas halladas un tanto más hacia el oriente se componen
de cuarzo impregnado por óxidos de Fe, además de mica blanca y granos de rutilo.
Bajo el microscopio es posible aun observar relictos de textura sedimentaria.
Microfotografía 6.1: Izquierda: Posible toba, en el centro un cristal de piroxeno, la matriz
compuesta por Qz y Feld K microcristalina con mica blanca, granos de rutilo y óxidos de Fe (CT:
CALL-008). Derecha: Posible roca sedimentaría compuesta por agregados de Qz además de
micas blancas y óxidos de Fe producto de alteración (CT: CALL-009).
Hacia el Sur del Co. Pillay, la poca extensión tanto lateral como vertical de los
estratos, además del alto grado de meteorización y en ocasiones de alteración y las
complicaciones estructurales del área resulto imposible realizar una columna
estratigráfica detallada. Sin embargo, en base a afloramientos puntuales, se pudo
apreciar que se componen de secuencias rítmicas de arenisca conglomerádica
(estratodecreciente), arenisca media y arenisca fina, aparentemente intercaladas
tobas con textura fragmental, además de riolitas y andesitas.
61
Imagen 6.1: Izquierda: Afloramiento de Riolita, con alto grado de alteración y meteorización) Derecha: Afloramiento de intercalaciones de areniscas (base) con lutitas (techo).
La arenisca conglomerádica es matriz soportado de grano medio a grueso, con
clastos de 0,1 a 1 cm de diámetro promedio, constituidos de cuarzo y líticos de
cuarzo con feldespato-K, ocupando un 40% en volumen. La matriz es de tamaño
arena media compuesta de cuarzo principalmente.
En general la sucesión se dispone con direcciones de rumbo NE y manteos hacia
el SE.
6.1.1.3 Edad y Correlación
En vista de las observaciones realizadas en terreno, los Estratos Pillay
sobreyacen a las rocas metamórficas de la Unidad San Vicente por lo que se le
confiere una edad máxima Triásica Media, por otra parte, las rocas estratificadas
son intruidas por cuerpos plutónicos de edad Cretácica Inferior, la que
correspondería a su edad mínima.
Si bien en las campañas a terreno fue posible hallar nada más que aparentes
improntas de troncos sobre el Co. Pillay, no se descarta la existencia de fauna
bentónica ni plaleoflora, ya que algunos autores, a través de dicho recurso, han
podido asignar a estas rocas una edad.
Fue Muñoz Cristi (1973) el primero en dar indicios sobre fósiles en la localidad
del Co. Gupo. Posteriormente Tavera (1962) realiza un listado, la que en una
62
siguiente revisión por Troncoso A y Herbsth R. (2007) a dicha colección de la
Escuela de Geología de la U. de Chile, concordarían en que dichos indicios
paleontológicos se encontrarían en la localidad de "San Vicente, Cerro Gupo". Las
asociaciones florísticas están acompañadas por invertebrados marinos de la "fauna
de Pseudomonotis ochotica" (o el género Monotis, según Westerman, 1970) y varios
otros taxones de moluscos.
En base a los fósiles marinos el rango de edad abarcaría desde el Cárnico-
Nórico Superior mientras que en base al contenido de paleoflora una edad máxima
de Rético Inferior, por lo que se afirma una edad Cárnico-Rético Inferior (Imagen
6.2).
Imagen 6.2: Paleoensambles Estratos Pillay. Referencias: Tavera, 1962; Thiele, 1965; Muñoz Cristi, 1973; Corvalán, 1976; Leppe, 2006; Leppe y otros (2003), Troncoso A y Herbsth R., (2007).
Por otro lado, con el fin de relacionar los afloramientos descritos en este trabajo
con la estratigrafía de trabajos previos, así como unificar la estratigrafía definida
para la zona de estudio y aportar antecedentes que puedan entregar una
interpretación ambiental más acabada como además comprender el área donde
estos sedimentos fueron depositados, las correlaciones se basan principalmente en
las características litológicas y paleontológicas observadas y en la similitud de los
afloramientos tanto al norte como al sur del área (Imagen 6.3).
63
Los Estratos Pillay presenta grandes similitudes estratigráficas con los Estratos
de Pocillas (Moreno et al., 1976), a unos 60 km del área de estudio y definida en
base a observaciones sobre los Co. Pocillas, Hualve y el cordón de los Cos Quilvo.
Las litofacies pizarrosas y areniscas, rocas volcánicas, pedernal y conglomerados
de cuarzo son mineralógica y composicionalmente comparables con las rocas
expuestas sobre los cerros Pillay, Gupo y Caliboro. Sin embargo, la información
obtenida sobre dichas localidades no entrega con certeza columnas estratigráficas.
Hacia el sur de Pocillas, la Fm. Santa Juana (Cucurella, 1978) de edad Nórico
Superior- Rético Inferior, presentarían además similitudes cronoestratigráficas,
tectónicas y deformacionales similares a los observados en el área, junto con otros
afloramientos Triásicos ubicados más al Sur en la IX Región como lo serían los
Estratos de Lufquentué-Huimpil (Parada y Moreno, 1980) y Tralcán (Aguirre y Levi,
1964).
Imagen 6.3: Mapa de ubicación región del Maule y Biobío
64
Por otro lado, en las localidades de Gualleco, Curepto, Hualañe y Vichuquen
entre los Ríos Maule y Mataquito, los afloramientos Triásicos representados por la
Fm. El Cisne (Corvalán et al., 1976) y Fm. Estero de la Higuera (Corvalán et al.,
1976) serían de carácter netamente marino (Thiele, 1965; Escobar, 1976; Corvalán
1976; y Gutiérrez; 1979, 1980), mientras que los anteriormente mencionados varían
de depósitos continentales, costeros, litorales y marinos (Hervé et al., 1976).
A los 36º S, cerca del límite internacional Chile-Argentina, las capas de Cajón
de Troncoso de 150 m de espesor presenta al igual grandes similitudes con los
Estratos Pillay y correspondería a una secuencia de reducida distribución
compuesta de intercalaciones de areniscas y lutitas continentales, con restos de
plantas fósiles del Triásico Superior y que estarían cubiertas por tobas y brechas
riolíticas (Davidson, 1971).
La fauna y flora recolectada y recopilada por distintos autores sobre las
localidades anteriormente mencionadas y el área de estudio (Imagen 6.4), permite
establecer una correlación lito y cronoestratigráficos con afloramientos Triásicos en
el Centro Sur de Chile.
La variedad florística y faunística presente en la zona de estudio permitiría
afirmar una continuidad paleogeográfica entre afloramientos triásicos.
Imagen 6.4: Correlación Fósil con el Co. Gupo y localidades al norte (Hualañe, Curepto, Gualleco)
y Sur (Pocillas, Santa Juana) del Área. Recopilación Tavera, 1962; Thiele, 1965; Muñoz Cristi,
1973; Corvalán, 1976; Leppe, 2006; Troncoso A y Herbsth R., (2007).
65
Por lo tanto, el contenido de los paleoensambles y litologías reconocidas en
los Estratos Pillay permite correlacionarla, a nivel regional, con los Estratos Pocillas
y la Formación Santa Juana, además con la Formación Cajón Troncoso ubicada en
la 7ª Región del Maule.
6.1.1.4 Ambiente Depositacional
Sobre el Co. Gupo, en base al registro paleontológico de carácter marino
representaría un ambiente litoral, en el que existen facies netamente marinas de
lutitas, con fósiles marinos pertenecientes a la familia Monotis lo que indicaría una
cuenca marina de mediana a poca profundidad, tampoco sería extraña la presencia
de facies deltaicas lo que indicaría una zona de transición entre regiones
continentales (lagunares o fluviales) y el ambiente marino. El Co. Pillay por otro lado,
representaría facies de carácter continental, el que estaría representado
posiblemente por sistemas fluviales, mientras que las secuencias volcánicas
posiblemente hayan correspondido a un volcanismo de tipo explosivo característico
de magmas viscoso muy ricos en sílice. Contemporáneo al volcanismo y en la
misma área, un régimen sedimentario continental con predominio de sistemas
fluviales proximales era desarrollado. Probablemente las secuencias sedimentarias
Triásicas se habrían desarrollado en un estado de sinrift evidenciada por el
volcanismo proximal y el que sería compatible con la actividad de fallas
extensionales controlada por la subsidencia tectónica.
Dicha actividad volcánica tendría posible relación con el ciclo magmático
propuesto por Rapela et al. (1991, 1992) y Rapela y Alonso (1991) de composición
granodiorita-monzonita y carácter calcoalcalino al que definen en el Batolito de la
Patagonia Central. En él se reconocen dos eventos de actividad magmática triásica
(Dalla Salda et al., 1991;) a 220 Ma (Triásico tardío medio) y 208 Ma (Triásico tardío
alto), respectivamente. Rapela y Alonso (1991) y Pankhurst et al. (1992) han
indicado que el magmatismo de arco Triásico en Chile Central y del Batolito de la
Patagonia Central, que se extiende hasta la porción austral del Batolito de la Costa
de Chile, se relaciona con un ambiente tectónico en el que se combina
66
transcurrencia con subducción y está controlado por grandes lineamientos
estructurales que limitaban a las grandes cuencas tanto de Chile como de Argentina.
Por otra parte, el registro existente de géneros tales como Dictyophyllum
caracterizarían sistemas fluviales de alta sinuosidad (Artabe et al., 2001), mientras
que, la “Flora de Dicroidium” caracteriza un régimen subtropical seco fuertemente
estacional y que configura un ambiente de carácter semiárido (Tanner, 2000;
Spalletti et al., 2003).
Es posible que una rápida transgresión depositó secuencias marinas ricas en
fósiles. Sin embargo, esta transgresión no habría alcanzado a todos los lugares de
la cuenca, desarrollándose depósitos típicamente continentales, tales como
sistemas fluviales. Es en un ambiente como este, donde se despliega un
volcanismo, generando tanto depósitos lávicos, como de caída. El cese del
volcanismo explosivo, marca una quietud tectónica reflejada en la madurez de los
depósitos continentales, comenzando la colmatación de la cuenca.
Por lo tanto, los Estratos Pillay corresponden a un ambiente de deposición
marino principalmente indicado por la fauna bentónica existente como por ejemplo
Monotis. La secuencia está constituida en su mayor parte por sedimentos terrígenos
maduros y la procedencia corresponde a rocas del basamento y rocas volcánicas
en forma muy subordinada.
Se verifica en la secuencia del área estudiada el paso de facies relativamente
profundas en la parte inferior a facies más someras. Esto último según un aumento
de tamaño granulométrico de los detritos y la disminución de material arcilloso en la
matriz.
67
6.2 CRETÁCICO
6.2.1 Formación La Lajuela (Bravo, 2001)
6.2.1.1 Definición, distribución y relaciones estratigráficas
Hacia el NE del área de estudio en el Co. Los Buitres aflora una secuencia
volcánica compuesta por andesitas porfídicas, brechas monomícticas y tobas
cristalinas de composición intermedia de un tono gris, gris violáceo y gris verdoso.
La secuencia está constituida por rocas volcánicas: brechas andesíticas,
andesitas de tono gris violáceo tobas cristalinas, brechas andesitas y tobas
cristalinas soldadas.
La relación de base y techo de la unidad es desconocida en el área, mientras
que su la inclinación de las capas es de aproximadamente 40° hacia el SE y con
dirección N-NE, sin indicios de deformación y compresión. Debido al acceso
restringido y penetrativo uso forestal en este sector, fue imposible realizar una
columna estratigráfica, por lo que se describirán las principales litologías
observadas en esta pequeña porción de área.
6.2.1.2 Litología
Techo: No se reconoce algún posible cambio litológico asociado a cambios de
ambiente u a otro indicio que indique algún cambio formacional.
L4: Toba soldada con líticos andesiticos <1 cm, además de líticos subordinados
alterados a clorita principalmente, la matriz presenta una textura cristalovitrea,
mientras la plagioclasa se encuentra como único fenocristal. (20 m)
L3: Brecha volcánica de tono gris verdoso, monolítica con fenocristales de
plagioclasas, clastos de composición andesiticos de 2 a 10 cm de tonos negros a
violáceos, además de líticos subordinados alterados a clorita epidota de entre 2 a
10 mm. (15 m)
68
L2: Toba cristalina de tono gris verdosa, con una matriz criptocristalina con
texturas de flujo, mientras que los líticos corresponden a cristaloclastos de
Plagioclasa parcialmente alterados a sericíta y epidota con tamaños entre los 0,3 y
1 mm. Los litoclastos de composición andesítica de entre 0,5 a 2 mm en donde sus
constituyentes máficos presentan alteración a epidota y clorita. Los minerales
opacos corresponden principalmente a pirita y óxidos de Fe. (230 m).
L1: Toba gris violáceas de grano fino, levemente porfídica con vetas de Qz
gruesas y pirita diseminada. El afloramiento que aquí se menciona es bastante
localizado, al igual que las brechas andesíticas posiblemente suprayaciendo a
estas, por lo que sus espesores y continuidad litoestratigráficas es incierta.
6.2.1.3 Edad y Correlaciones
Por relaciones de contacto las rocas sobre dicho sector son intruidas por diques
posiblemente de edad Cretácica Superior, mientras que, aparentemente se
dispondrían sobre rocas de edad Triásica Superior la que correspondería su edad
máxima. En cuanto al valor cronoestratigráficos, no existen datos cronológicos y
biocronológicos que permitan restringir aún más la edad de la sucesión
anteriormente nombrada.
Microfotografía 6.2: Toba cristalina compuesta por fenocristales de Plg, líticos andesiticos. Se
pueden distinguir texturas de flujo como además la alteración a Clorita + Epidota y Opacos
(CT:GUP-027).
69
Si bien los primeros depósitos volcánicos que sobreyacen a las secuencias
sedimentarias del Triásico y Jurásico en la región se hallan representados por la
Fm. Alto de Hualmapu de edad Jurásico Inferior (Morel, 1981), la unidad descrita
tendría similitudes litológicas y de distribución con la Fm. La Lajuela de edad
Jurásico Superior- Cretácico Inferior (Bravo, 2001) caracterizada por la ausencia de
una sucesión de lavas andesíticas porfídicas y afaníticas de piroxeno y rocas
sedimentarias marinas como lo describe Morel (1981) a los ⁓ 35°S para las
secuencias volcánicas del Jurásico Inferior.
La Formación La Lajuela como se mencionó sería correlacionable, según su
distribución estratigráfica y litología, con la Formación Lo Prado observada hacia el
norte. Ambas formaciones corresponderían a depósitos marinos y continentales
expuestos en la Cordillera de la Costa, los cuales pertenecerían a la antigua cuenca
de antearco desarrollada durante el Jurásico tardío Cretácico temprano (Charrier et
al., 2007). Por lo tanto, basándose en las relaciones de contacto y el desarrollo
estratigráfico, esta formación sería correlacionable con la sección superior de la
Formación Lo Prado constituida por rocas volcánicas y volcanoclásticas
andesíticas.
Imagen 6.5: Cuadro comparativo de las diferentes edades propuestas para la Fm. La Lajuela
6.2.1.4 Ambiente Depositacional
Las rocas expuestas en el sector se asociarían a las de un arco volcánico
continental: correspondiente al arco volcánico activo, caracterizado por las facies de
70
brechas andesíticas, andesitas porfídicas y tobas. Debido los bruscos cambios
laterales que experimenta esta secuencia, además, de la escasa visibilidad del
sector, las rocas descritas podrían corresponder al miembro medio de la Fm. La
Lajuela constituido principalmente por rocas volcánicas y restringidos niveles
sedimentarios. Las litologías principales corresponden a brechas andesíticas, tobas
vítreas, tobas líticas, andesitas porfídicas y arenisca calcárea que se habrían
depositado sobre una cuenca marina (Cuenca de Antearco Lo Padro). Las
secuencias conformaban una topografía irregular permitiendo la existencia de
ambientes muy variados lo que explicaría los fuertes cambios de facies que
experimenta dicha formación.
Imagen 6.6: Esquema paleogeográfico explicativo para la depositación de la formación La Lajuela durante el Cretácico Inferior en la cuenca de antearco
6.3 CUATERNARIO
Los depósitos no consolidados en el área de estudio se encuentran
evidenciados por sedimentos en general tamaño arena de grano fino a grueso que
se distribuyen en franjas paralelas de los cursos de aguas tanto ríos como esteros.
Se reconocen en el área de estudio depósitos detríticos no consolidados a
escasamente consolidados y de posición horizontal discordante sobre unidades
mesozoicas.
71
Figura 6.7: Distribución depósitos cenozoicos
Depósitos Fluviales
Corresponden a los depósitos más actuales asociados a cursos de agua,
como lo son cargas de fondo, barras de meandros, canales abandonados, canales
abandonados, etc. que sobreyacen a las litologías de mayor de mayor edad sobre
el área.
Dichos depósitos no consolidados cubren gran parte del sector oriental y sur
del área de estudio y comprenden a bancos de gravas, arenas, con moderada a
buena selección, polimícticos, con una esfericidad y redondeamiento regular.
Provienen de la gran variedad litológica del área de estudio. Estos depósitos se
encuentran relacionados con la cuenca del Rio Loncomilla y Perquilauquen, que
corresponden a los cursos hídricos principales de la zona.
72
Depósitos de ceniza
Corresponden a material volcánico poco consolidado, dichos depósitos se
encuentran principalmente sobre la confluencia del rio Perquilauquen hacia el
suroeste del área de estudio.
Comprenden principalmente a material de tono blanquecino, homogéneo,
macizos e isótropos, de tamaño fino. No se observa ninguna gradación en el tamaño
de grano. Los depósitos corresponden principalmente a ceniza volcánica (90-95%)
y líticos volcánicos negros (5-10%) (MM: Py-002; 004), con buena selección. Sobre
dichos depósitos es posible observar retrabajo aluvial (Imagen 5.2)
Fotografía 6.1: Afloramiento de cenizas al Sur del Co. Pillay
6.3.1 Edad y Correlaciones
Debido a su relación estratigráfica y en consideración de que gran parte de
ellos se encuentran aún en procesos de acumulación, además de encontrarse
dispuestos de manera horizontal y sin estructuras de deformación, evidenciaría una
edad cuaternaria.
Los depósitos de ceniza tendrían una edad posiblemente Pleistocena
correlacionable quizás con grandes flujos piroclasticos de composición riolítica
como el que deposito las Ignimbritas Pudahuel (Wall et al., 1996) en Chile Central,
73
donde sus depósitos presentan una gran extensión de 4460 km2 (Troncoso C, 2012)
solo en territorio chileno. Sin embargo, es necesario una datación de circones,
además de un análisis estratigráfico más detallado para precisar una edad.
6.3.2 Ambiente Depositacional
El ambiente de sedimentación se asocia a sistemas fluviales. Mientras que el
origen de los depósitos de cenizas probablemente sea el Complejo Volcánico
Nevados de Chillan (CVNC) o Nevados de Longaví (NL) (Figura 6.8), basándose en
aspectos geomorfológicos como lo son dirección de quebradas principales y
distribución de sus depósitos, además la mayoría de los volcanes activos
considerados suelen presentar edades de actividad menor a 500 ka hasta un
máximo de 2 Ma (Ramos & Folguera 2011; Stern et al. 1995). Una combinación
entre la topografía (gran diferencia de elevación); una alta tasa de descarga de
material; una elevada altura de la columna eruptiva; y la importante fluidización
adquirida por los flujos piroclásticos, serían algunas de las causas de la gran
distancia alcanzada por estos desde la fuente, hasta ser finalmente depositados
74
Figura 6.8: Distrubución de depositos de cenizas de edad Pleistocena
75
7 ROCAS INTRUSIVAS
7.1 GENERALIDADES
El reconocimiento de las rocas intrusivas que afloran en el área estudiada
han permitido separarlas en cuatro grupos principales:
a) Dioritas
b) Sienogranito
c) Pórfidos Andesiticos y Dacíticos
d) Y Diques
Figura 7.1: Distribución de rocas intrusivas
76
Los parámetros principales considerados para la diferenciación de estos
cuerpos son la morfología característica de sus afloramientos y su distribución
espacial, además, es las características texturales macro y microscópicas.
Mientras que el primer y segundo grupo lo constituyen tipos faneriticos,
equigranulares y porfídicos el tercero y cuarto lo constituyen solo tipos porfidicos,
con fenocristales de hasta 4 y 5 mm.
7.2 UNIDADES INTRUSIVAS LOCALES
7.2.1 Diorita
Dicha unidad está compuesta principalmente por Diorita de Hornblenda, y
Piroxenos que gradan a granodioritas, tonalitas de Hornblenda y Biotita en menor
proporción con un tamaño de grano medio a grueso, además de inclusiones
máficas. Dicho cuerpo se presenta con una orientación N-S en el norte del Co.
Pillay, Co. LLancahue y la porción NE del Co. Gupo.
En la roca caja de dichos cuerpos intrusivos, principalmente en la cercanía
de estos y en los mismos, es posible observar indicios de alteración hidrotermal
desarrollada de forma intensa a moderada y asociada en la gran parte a una
mineralización diseminada de pirita. Mientras que el metamorfismo de contacto a
causa de la intrusión se cree es bastante angosto ya carece de índices de
deformación.
Los intrusivos dioríticos observados en la zona N del cerro Pillay,
corresponden a cuerpos de textura holocristalina, equigranulares, faneritica, sin
ningún lineamiento preferencial de las partes minerales. Están compuestos por
Plagioclasas, mientras que los minerales ferromagnesianos son principalmente
Hornblenda (Hbl) localmente alterada a Biotita. Presenta un porcentaje no mayor
del 5% de minerales accesorios como lo son cristales de titanomagnetita de forma
subhedrales que crecen en cúmulos o como cristales aislados principalmente pirita
y en menor medida magnetita e ilmenita a veces incluidos en plagioclasa y piroxeno.
Además de apatito y Zircón.
77
Las plagioclasas son anhedrales a subhedrales de bordes rectos a curvos
con una leve alteración a sericíta. Su macla más común es la Albita-Carlsbad, pero
algunas plagioclasas presentan macla albita solamente. Las pequeñas biotitas son
subhedrales, sin extinción a puntos, y se puede observar que crecen siguiendo el
clivaje de la Hbl, lo que lleva a concluir que pueden haberse formado
secundariamente a expensas de dicho mineral lo que resulta bastante lógico
considerando que es el componente mayoritario de la roca. La Hbl se da en cristales
subhedrales a anhedrales de 1,5 a 2 mm en promedio, tienen alteración a clorita,
muscovita, con textura poikilitica que almacena inclusiones de minerales opacos,
plagioclasas y piroxenos (Microfotografía 7.1).
Microfotografía 7.1: izquierda: Textura poikilitica sobre cristal de Hnbl con inclusiones de
plagioclasa, piroxenos y opacos. Derecha: misma fotografía en nicoles paralelos. (CT: Py-018)
En cuanto al intrusivo que aflora sobre el Co. LLancahue, presenta una
textura holocristalina, equigranular de tono gris verdoso. Las Plagioclasas
anhedrales a subhedrales de tamaños entre 0,5 a 0,7 mm, equigranulares, fanerítica
con una leve alteración a arcillas presentan textura poikilíticas con inclusiones de
piroxeno y representan aproximadamente el 40% del volumen de la roca.
Los piroxenos son cristales anhedrales a veces subhedrales, se dan en sus
dos variedades, pero principalmente se observa Clinopiroxeno (Cpx), son de grano
medio en la que se pueden distinguir cristales de entre 0,5 hasta 1 mm, con bordes
de biotita y hornblenda, alterados a arcilla y cloritizados, a veces son poikilíticos con
78
inclusiones de minerales como plagioclasas y min. opacos, óxidos de Fe-Ti
especialmente. La biotita es de tipo secundaria producto de la alteración penetrativa
de la hornblenda. Los cristales de Ortopiroxeno (Opx) anhedrales de tamaños entre
0.1 a 0.5 mm con un leve pleocroísmo rosa y colores de interferencia bajos se
encuentra constituyendo aglomerados minerales junto con los Clpx. Presenta
además minerales accesorios como apatito y zircón
Microfotografía 7.2: Izquierda: Diorita con textura equigranular con cristales Cpx y Opx que hacia
los bordes se encuentra reemplazado por Biotita (Bt), además de minerales opacos incluidos en
cristales de px. (CT: CALL-003)
7.2.2 Sienogranito
A unos pocos kilómetros hacia el norte del Co, Caliboro se encuentra la
presencia de un cuerpo de carácter granítico, el que presenta una textura fanerítica
y además porfídica con fenocristales de ortoclasa, plagioclasas que en ocasiones
se encuentran intercrecidos y cristales alargados de biotita anhedrales a
subhedrales de bordes rectos de entre 1 a 3 mm y que no representan en su
conjunto más del 10% de la roca.
El intrusivo granítico, clasificado como Sienogranito que grada a granito de
feldespato alcalino, presenta una textura holocristalina, equigranular, faneritica,
porfídica y pegmatítica (Fotografía 6.1), sin ningún ordenamiento interno de sus
constituyentes minerales. Ortoclasa (⁓ 56%), cuarzo (⁓ 30%) y Plagioclasa (⁓10%),
como mineralogía primaria, mientras que la biotita como constituyente máfico solo
79
está presente en menos de un 2% de la roca junto con los minerales opacos. El
tamaño de grano varía entre fino a grueso con textura equigranular bimodal.
Petrográficamente corresponde a un agregado granular de ortoclasa y cuarzo
con textura porfídica. Dicho agregado presenta cristales con tamaño de entre 0,4 y
0,6 mm aprox. mientras que los cristales con mayor tamaño de Plg y Qz de entre 1-
1,5 mm presentarían textura mirmequítica (MM: CALL-005). Los fenocristales de
plagioclasas son anhedrales a subhedrales con bordes rectos, presentan una
alteración moderada a arcillas y sericíta. La biotita es secundaria con extinción a
puntos y levemente alterada a clorita, su forma es euhedral a subhedral, de grano
fino, sin una orientación preferencial.
Fotografía 7.1: Textura Pegmatítica en intrusivo granítico.
80
Microfotografía 7.3: Izquierda Microfotografía: Fenocristales de Plg y Qz. La Plg se encuentra
totalmente alterada a arcillas. En la parte superior de la fotografía es posible observar la textura
de intercrecimiento mirmequítica. Derecha: Misma imagen en LPP. (CT: CALL-005)
7.2.3 Pórfidos Andesíticos y Dacíticos
Se incluyen bajo esta tipología intrusivos subvolcánicos reconocidos en el
sector centro norte del área estudiada, en la ladera norte del Co. Llanquihue y sobre
el del Co. Gupo y Pillay. Dichos cuerpos describen cartográficamente formas
cerradas y en ocasiones ejercen un control estructural en la morfología. Constituyen
en ocasiones a cerros aislados de forma cónica, así como colinas alargadas de
laderas empinadas, alineados y orientados con dirección N-S.
Por el costado oriente del Co. Gupo afloran rocas de tonos gris verdoso
oscuras, porfídicas con fenocristales de Plagioclasa con habito tabular alterados a
sericíta y epidota, su tamaño es de entre 1 a 1,5 mm englobadas en una matriz
microfanerítica. En algunos sectores de esta unidad se puede encontrar pirita tanto
diseminada como en vetas.
Los cristales de hornblenda son de tamaño seriado, donde los de mayor
tamaño son euhedrales a subhedrales y los pertenecientes a la matriz son
subhedrales presentando textura glomeroporfidica. Algunos están bastante
fracturados y con embahiamiento y cavidades donde se aloja la mineralogía de
alteración, la cual comprende desde biotita y clorita, además de Óxidos de Fe-Ti.
81
Dentro de las fracturas se observa sericíta y en los bordes interestratificados de
clorita-esméctica.
La matriz presenta una textura intersectal compuesta por vidrio el que se
encuentra desvitrificada, además los microlitos de Plg y Hbl presentan una
alteración a biotita, clorita, cuarzo, epidota y minerales arcillosos y una cantidad
significativa de pirita diseminada.
En dicho intrusivo fue posible además observar muy localmente una veta de
Qz con Azufre nativo con una dirección EW, además de minerales arcillosos,
hematita y sílice, todo esto asociado posiblemente a una alteración de tipo
epitermal.
Microfotografía 7.4: Izquierda: En el centro de la fotografía un fenocristal de Plg alterado en los
bordes a sericíta y epidota, mientras que la matriz microfanerítica de microlitos de Plg y agregados
microgranulares de Hbl. Derecha: Misma Fotografía en LPP. (CT:GUP-012)
Hacia el norte del Co. LLancahue, aflora un cuerpo porfídico de similares
características al anteriormente mencionado. De un tono gris verdoso, con una
aparente orientación N-S.
La Plagioclasa constituye el fenocristal dominante, presenta un hábito tabular
con tamaños de entre 0.7 a 2 mm de largo alterados de forma moderadamente
penetrativa a arcillas y sericíta. Dichos cristales se encuentran englobados en una
matriz intergranular, aunque a veces presenta vidrio en pequeñas cantidades. Dicha
matriz está formada por microlitos de plagioclasas sin una aparente orientación, en
menor cantidad piroxenos alterados a Hornblenda, y en ocasiones totalmente
82
pseudomorfizados por clorita, minerales de arcilla y minerales opacos,
principalmente pirita.
Los cristales de piroxeno, corresponden a cristales subhedrales a
anhedrales, de tamaños entre 0,5 y 0,7 mm., además de estar pseudomorfizados
por Chl.
Microfotografía 7.5: Izquierda: Fenocristales de Px y Plg envueltos en una matriz intergranular
de igual composición con pequeños porcentajes de vidrio, opacos y minerales arcillosos. El cristal
de Px como se puede apreciar se encuentra totalmente pseudomorfizado por clorita (CT: CALL-
004)
Hacia la ladera NE del Co. Gupo en una cantera en deshuso (19 H
238372/6046373), se puede apreciar un corte en afloramiento, donde se encuentran
rocas de color blanquecino con un moderado grado de alteración que le otorga un
tono más parduzco al afloramiento, en roca frescas solo se observan fenocristales
de plagioclasa y cuarzo además de lo que parece ser epidota sobre una mesostasis
afanítica.
En sección delgada el pórfido Dacítico, petrográficamente corresponde a un
agregado granular de Plagioclasa y Cuarzo con textura porfídica. Dicho agregado
presenta cristales con tamaño de entre 0,4 y 0,6 mm aprox. mientras que los
fenocristales de Plg y Qz presentarían un tamaño de entre 1 a 1,5 mm. Los
fenocristales de plagioclasas son anhedrales a subhedrales con bordes rectos e
83
irregulares presentan una alteración penetrativa a arcillas y sericíta. En un menor
porcentaje, fenocristales de Clpx de 1-1,5 mm, anhedrales.
Microfotografía 7.6: Izquierda: Fenocristales de Plg y Qz. La Plg se encuentra totalmente alterada
a arcillas. En la parte superior de la fotografía es posible observar la textura de intercrecimiento
mirmequítica Derecha: Fenocristales de Qz y Clpx. (CT: GUP-019).
7.2.4 Diques
En la ladera Sur del Co. LLancahue sobre un corte de afloramiento a un
costado de la carretera se visualiza una roca de tonalidad rosa, con morfología de
dique y que intruye al cuerpo diorítico. Este dique aplítico presentaría laminación
con alternancias milimétricas (1-2 mm) de lo que se cree es Ortoclasa y
Cuarzo/Plagioclasas, además de una orientación aparente hacia el N20°W, similar
a los grandes lineamientos dispuestos en la región. Este cuerpo tendría un espesor
aproximado de 10 m. (Fotografía 7.2)
84
Fotografía 7.2: Dique con textura bandeada que intruye a cuerpo Diorítico en la ladera Sur del
Co. LLancahue.
Hacia el NE de Co. Gupo (19 H 240777/ 6048017), y cortado a secuencias
volcánicas de edad Cretácica Inferior de la Fm. La Lajuela, un dique aplítico de
tonalidad blanquecina, corta a andesitas porfídicas de tono gris-verdosas. Presenta
un espesor de 1.2 m. Este es cortado por una falla de carácter normal (Fotografía
7.3).
Fotografía 7.3: Dique Aplítico cortado a rocas volcánicas.
85
7.3 EDAD, CORRELACIÓN Y CONDICIONES DE EMPLAZAMIENTO
Si bien, en base a las relaciones de contacto existentes en la región de
estudio es posible asignar una edad post-Triásica para dichos intrusivos.
SERNAGEOMIN (2003) considera una edad Jurásica para estas rocas, mientras
que Vásquez et al., (2011) en base a mediciones de U/Pb en zircones sobre una
Tonalita del Co. “La Puntilla” en el Co. Pillay sugiriere una edad Cretácico Inferior
de 124 ±5 Ma (Barreniense-Aptiano).
Los intrusivos del Cretácico temprano en Chile Central afloran en la vertiente
oriental de la Cordillera de la Costa y corresponden a plutones epizonales que
intruyen tanto a intrusivos jurásicos como a rocas volcánicas y sedimentarias
jurásicas y cretácicas (Wall et al., 1996) y ahora Triásicas sobre el Co. Pillay. Estos
cuerpos corresponden a Dioritas y monzodioritas de piroxeno y hornblenda,
granodioritas, monzogranitos de hornblenda y biotita, que, hacia el norte, en las
regiones Coquimbo y Atacama se asociaría a importantes yacimientos de Cu-Au
como lo son Candelaria y Andacollo.
Las dioritas y Sienogranitos reconocidas en el área de estudio,
probablemente corresponden a parte del Batolito Jurásico- Cretácico de la CC en
Chile Central, cuyos afloramientos más extensos se encuentran hacia el norte.
En base a los antecedentes geológicos expuestos, además de la asociación
espacial de los cuerpos de textura porfídica con intrusivos de textura faneritica como
lo son las dioritas, tonalitas, granodioritas y Sienogranitos encontradas en los
cerros del área, además, las asociaciones de alteración y mineralización halladas,
las características petrográficas y la persistente ausencia de estratificación, nos
llevan a concluir que los cuerpos andesiticos, dacíticos corresponden
principalmente a cuerpos intrusivos subvolcánicos. En base a las relaciones de
intrusión señaladas en el área, dichas rocas (Pórfidos Andesíticos y Dacíticos)
instruyen a las Dioritas, Granodioritas y Tonalitas encontrados en los alrededores
por lo que se sugiere una edad posterior
86
Morel (1981) reconoce hacia el norte de Gualleco rocas de similares
características a los pórfidos andesíticos encontrados sobre los cerros Pillay y Gupo
compuestos por andesitas y pórfidos andesiticos de Limávida los que presentan
diferencias texturales con la Fm. Altos de Hualmapu, así como en las características
morfológicas distintiva de cada una de estas unidades, las que por relaciones de
corte y similitudes químicas con dicha formación corresponderían a facies
subvolcánicas y volcánicas sincrónicas y/o posteriores a la depositación de la Fm.
Altos de Hualmapu.
Los cuerpos menores observados en terreno se cree que corresponderían,
en la mayoría de los casos, a las fases más diferenciadas de intrusión
(diferenciación magmática, cristalización fraccionada y/o fluido residual magmático).
La edad de estos cuerpos (de composición aplítica, andesítica, dacítica y
pegmatítica) sería posterior a la edad de los cuerpos plutónicos, a los cuales
intruyen.
La textura aplítica que se observa corresponde a rocas de tamaño grano fino
cuya composición modal es equivalente a la de un sienogranito. Esta textura refleja
una tasa de nucleación muy alta en el fundido. La pérdida rápida de volátiles
conlleva que la temperatura sólidus del sistema ascienda bruscamente y se
produzca la cristalización además la migración y concentración de los volátiles, lo
que favorece a la formación de segregados pegmatíticos.
87
8 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
8.1 LINEAMIENTOS
A partir de las imágenes satelitales se logró la descripción de lineamientos
importantes presentes en el área de estudio, los que representarían las principales
tendencias estructurales, información que eficientemente complementada con los
datos obtenidos en terreno permitiría la asignación de estructuras definidas (fallas,
pliegues, entre otros).
Lineamientos Regionales
Figura 8.1: Lineamientos regionales asociados a litología y edad.
88
En el área de estudio fue posible reconocer al menos 80 lineamientos de
carácter más regionales a partir de imágenes satelitales. En el sector W de la zona
de estudio, donde se pueden apreciar mejor estas tendencias estructurales, el 90%
de los lineamientos cuyas orientaciones principales son N60°W y N25°E, destacan
además sobre el área, lineamientos de tendencia NW alcanzando longitudes de
hasta 40 Km, los que presentarían tendencias similares como grandes lineamientos
hacia el sur (Rio Biobío, Rio Itata) Figura 8.1.
Al comparar las orientaciones preferenciales correspondientes a los distintos
tipos litológicos, se puede concluir que:
1. Los lineamientos que tienen orientación N60ºW se encuentra asociados a
todos los tipos litológicos, desde rocas ígneas y metamórficas del Paleozoico y
Mesozoico.
2. Los lineamientos con orientación N20-35ºE, se presentan con mayor
frecuencia en las rocas metamórficas, intrusivas y triásicas en menor medida.
3. Se puede apreciar que ciertos lineamientos de orientación NW se
encuentran desfasados por aquellos de orientación NE.
Al comparar las orientaciones preferenciales correspondientes a los distintos tipos
litológicos, se puede concluir que:
Lineamientos Locales
Dentro del área de estudio se encuentra una serie de lineamientos, los cuales
corresponden a quebradas, ríos, cerros alineados etc (Figura 8.2)., estos pueden
ser asociados a estructuras del terreno pre existentes al actual modelamiento de la
superficie. Estos responden a acomodo de los distintos cuerpos de roca en
respuesta a la deformación.
89
.
Rocas Intrusivas y
Volcánicas
Corresponden al 60% de los datos. El 55% de los datos varía entre N5°-60°W. La orientación N5°-35°E representa el 55% de los datos.
Rocas Sedimentarias
Conforman el 40% de los datos,
con dos orientaciones
predominantes que son N60°W.
Figura 8.2: Lineamientos Locales
Como se puede apreciar en la Figura 8.2, los lineamientos de la zona de
estudio presentan 2 tendencias principales, siendo el primero, los de mayor
persistencia en el área:
N 50-60° W
N 20-30° E
Al comparar las orientaciones preferenciales correspondientes a los distintos
tipos litológicos, se puede concluir que:
90
Los lineamientos que tienen orientación NW – SE, se encuentran asociados
a todos los tipos litológicos.
Lineamientos que tienen orientación N20°-35ºE, están asociados con mayor
frecuencia a rocas intrusivas.
8.2 PLEGAMIENTO
En el área de estudio la Unidad San Vicente se encuentra afectada por un
plegamiento local, hacia al sur del Co. Gupo y norte del Co. Pillay. Estos
mesopliegues con orientaciones aproximada desde N30-50°E pueden ser
observados tanto al norte afectando a secuencias sedimentarias Triásicas como la
Fm. Estero de la Higuera en Gualleco y Hualañe, o más al sur sobre los Estratos
Pocillas y a la Unidad Patagual- El Venado, aunque en esta última es posible
observar además tendencias hacia el NW.
Estos mesopliegues se explican en un estado se deformación dúctil, debido
a que no se hallaron indicios de un quiebre en la deformación, por otra parte, dichas
estructuras podrían estar relacionados a periodos deformacionales ocurridos antes
de la depositación de los Estratos Pillay, considerando la discordancia entre ellos.
Esta marcada deformación afecta exclusivamente a la Unidad San Vicente, mientras
que los depósitos Triásicos no aparentan a simple vista tales características.
8.3 FALLAS
Las fallas en terreno son las estructuras menos visibles en el sector
estudiado, puesto que como ya se había comentado, los afloramientos son escasos
y meramente descriptivos y en general no permiten obtener con certeza datos
visibles de movimientos relativos de bloques, por lo que estas por lo general se
infieren, con respecto al cambio en la disposición de las capas y a cambios abruptos
laterales. En varios casos el fallamiento se cree estaría vinculado a un plegamiento
y/o vasculamiento local de las unidades estratigráficas afectadas.
91
En general los lineamientos presentan orientaciones que varían con leves
componentes hacia el E y W que no superan los 30°, y además existen lineamientos
muy cercanos a direcciones E-W con una variación de no más de 10°. En general
son incipientes y entregan poca a nula información a causa del estado de los
afloramientos y la frondosa maleza.
Las Fallas en rocas sedimentarias Triásicas presentan orientaciones que
fluctúan entre los N20°-60°W y aunque no fue posible mediar el buzamiento de
dichas estructuras, en terreno es posible observar, que corresponden a juegos de
fallas normales principalmente subverticales y su efecto se traduce en
vasculamiento con saltos verticales y desplazamientos horizontales que no superan
los 50 m. Las más representativas, corresponden al juego de fallas ubicadas al W
del Co. Pillay. Mientras que, existe otro tipo de fallas con menor densidad, que
presentan una orientación aproximada N°40°E.
Este paralelismo entre los ejes de los pliegues y las fallas mayores
constituye un argumento a favor de la existencia de una relación genética directa
entre ellas.
La mayoría han sido asociadas a planos de fallas pre-existentes, los cuales
son reactivados bajo el régimen de exhumación.
Hacia el noreste de la zona de estudio, Sobre la Fm. La Lajuela fue posible
en un corte de camino, bastante meteorizado, movimiento de falla normal, la que se
evidencia, gracias a la presencia de un dique aplítico (Fotografía 8.1).
92
Fotografía 8.1: Falla Normal de dirección NW afectando a secuencias Cretácicas y cortando a dique aplítico (Fm. La Lajuela).
Al comparar las fallas asociados a los distintos tipos litológicos presentes en
la zona de estudio es posible concluir, a modo preliminar que:
1) Las direcciones de fallamiento en el rango entre los N60°E y los N35°W
se asocian con mayor frecuencia a rocas sedimentarias Triásicas.
2) Fallas y lineamientos asociados a rocas intrusivas:
-Los lineamientos de dirección N60°W se pueden relacionar, según las
direcciones predominantes, a las fallas normales
-Le sigue en importancia N25°E además de un escaso desarrollo en la
dirección E-W
Cronología de eventos:
Si bien no se poseen antecedentes directos sobre la cronología relativa de
las fallas encontradas en el sector, en base a cortes en los lineamientos principales
del área, se cree que el juego de fallas noroeste correspondería al juego de fallas
más jóvenes. Por otra parte, considerando que las fallas se encuentran cubiertas
por depósitos de edad cuaternario-reciente. Por lo tanto, es probablemente pre-
cuaternaria (Cretácico (?)- Terciario (?)).
93
8.4 ANÁLISIS DE DIACLASAS
Las diaclasas muestran una amplia distribución, afectando a todos los tipos
litológicos presentes, aunque por la calidad de los afloramientos solo fue posible
medirlas en solo algunos tipos litológicos.
Rocas Sedimentarias Triásicas Análisis
-En rocas sedimentarias triásicas presentan una moderada a baja preservación, con un espaciamiento promedio de los sistemas de 30 a 50 cm. -Presentan características polidireccionales -A pesar de no mostrar una orientación predominante, se pueden destacar las orientaciones N-S, N20°E y N40°W
Rocas Intrusivas (dique)
- Presentan una gran
persistencia en el área, con
menor frecuencia sobre rocas
intrusivas plutónicas.
- Dirección principal
N65°WS65°E
- Manteos variables, aunque
por lo general presenta manteo
subvertical
- La frecuencia de
diaclasamiento varía entre 2 y
3 por metro Figura 8.3: Diaclasas sobre rocas del área estudiada
8.5 DISCORDANCIA
Discordancia entre la Unidad San Vicente y los Estratos Pillay:
El contacto basal de las secuencias triásicas no se halla expuesto en el área
estudiada, sin embargo, en terreno es posible observar cambios abruptos en la
disposición de las capas, como también las características distintivas entre ellas.
94
En el sector estudiado la discordancia angular que se presentaría entre
ambas secuencias se supone en base cambios en el manteo y disposición espacial
de las capas.
Ha surgido además la idea de que dicho plegamiento estuviese vinculado a
zonas de fallas asociadas a la inversión estructural de antiguas fallas extensionales
activas durante la etapa inicial de la cuenca, generando metamorfismo dinamo-
termal sobre las secuencias, que habrían generado un plegamiento en zonas
cercanas a dichas fracturas, consecuencias de un cambio geodinámico de régimen
extensional a compresional. Por otro lado, un modelo simple de metamorfismo
dominado por enterramiento también fue planteado, pero sin un cambio de ambiente
tectónico, ambas hipótesis resultarían inconsistente.
La teoría de que dichas estructuras estén asociados a suturas generadas
mediante esfuerzos transtensionales por movimientos de transcurrencia y tracción
a lo largo de fallas pre-existentes (figura 8.4), resulta consistente con la dirección de
los pliegues y lineamientos principales, por lo que no deja de ser descartable.
Figura 8.4: Modelo de Ridel (1929) para movimientos transtensionales sinestrales
95
8.6 ANÁLISIS DE ESFUERZOS
Una vez ya presentados todos los datos y herramientas de trabajo, se
realizará un análisis de esfuerzos de acuerdo a la deformación ya vista en terreno,
es decir, interpretar el strain para lograr el análisis de stress, esta frase es rebatida
por muchos geólogos estructurales, ya que mientras más antigua es la roca, más
es la superposición de eventos y por ende al análisis de stress es más ambiguo.
Este análisis lo realizaremos a partir de edades de rocas y litologías destacando, a
partir de argumentos sólidos, un posible campo de deformación para cada periodo.
La deformación pre Triásico Superior se evidencia en las rocas metamórficas
de la Unidad San Vicente, a partir de análisis de plegamientos. El primer set
identificado presenta ejes de pliegues NE.
Una segunda familia que se vincularía a un fallamiento normal característico
que corta a las estructuras sinestrales N 40ºE.
8.7 DISCUSIÓN
La cuenca triásica a la que se da por nombre “Pillay- Gupo” en base al
contexto de edad y área en cuestión se le asigna un régimen de formación
extensional, posiblemente con morfología de hemigraben, correlacionable con las
cuencas en el territorio argentino.
También se ha estudiado y desarrollado la idea de una cuenca de tipo pull –
apart. Teniendo en cuenta, se presentan los pro y contra de esta teoría:
A nivel mundial se habla de un régimen tectónico extensivo para el triásico
(Charrier et al., 2007), sin embargo, la zona de estudio se encuentra en el borde
activo, el cual ha sido asociado a una zona de desgarre dextral, vinculada a
estructuras creadas por episodios tectonotérmicos previos, como el desarrollo de
un cinturón orogénico carbonífero-pérmico (330–280 Ma), y a eventos a lo largo del
margen proto-Pacífico de Gondwana. (Franzese et, al 2001).
96
En el área e estudio no se pudieron observar rocas Triásicas intrusivas, lo
que sugiere una baja o nula expresión de la subducción, mientras que la existencia
de rocas andesíticas es característico de este tipo de ambiente. A su vez el Plutón
Hualpén ha sido datado Triásico Superior (Lucassen et al., 2001), y asociado a
régimen pasivo, sin un estudio de isótopos de 87Sr/86Sr para saber su real
procedencia, por lo que puede ser perfectamente de subducción.
Como se había mencionado, los tipos de depósitos sedimentarios no
permiten discernir entre un tipo de cuenca.
El trabajo desarrollado por A.P. Willner et al. 2005 data el último evento
metamórfico en el Triásico Superior correspondiente a un ambiente de subducción.
Por otra parte, Pankhurst et al. (1992) han indicado que el magmatismo de
arco triásico en Chile Central y del Batolito de la Patagonia Central, se relaciona con
un ambiente tectónico en el que se combina transcurrencia con subducción y está
controlado por grandes lineamientos estructurales.
Por lo presentado anteriormente, es discutible el origen y evolución de la
cuenca, puesto que faltan estudios como por ejemplo, geoquímicos de las lavas y
la caracterización del plutonismo Triásicos; sin embargo, basado en la existencia de
una fase extensiva en el Triásico y las características sedimentarias y estructurales
de la cuenca analizada, sugieren que el origen y evolución de la Cuenca Pillay se
realizó en un régimen predominantemente extensional posiblemente combinada
con movimientos transtensionales sinestrales, desarrollando morfologías y
estructuras características de cuencas tipo “hemigraben” y cuya orientación
principal es aproximadamente en dirección NNW-SSE.
La necesidad de un análisis estructural detallado como además comprender
la distribución de los rellenos sedimentarios permitiría afirmar ó negar si la cuenca
“Pillay-Gupo” pudo haber estado asociada con certeza a movimientos
transtensionales.
97
8.8 EVOLUCIÓN TECTÓNICA DEL ÁREA DE ESTUDIO
Durante el Paleozoico, el borde SW del Gondwana correspondía a un
margen convergente. Esto permite la acreción de secuencias detríticas de
plataforma, depositadas durante el Devónico y metamorfizadas posteriormente por
enterramiento (metamorfismo Barroviano). Episodios magmáticos relacionados al
arco, ocurren en el Carbonífero, representados por la intrusión del BCS, que
simultáneamente genera aureolas metamórficas de contacto (metamorfismo
Buchan) en las secuencias previamente metamorfizadas.
Las rocas metamórficas de la Unidad San Vicente, estarían correlacionadas
con la acreción final del prisma en el continente, en donde estarían involucrados
dichos depósitos, causando su deformación entre la tercera y primera subetapa del
ciclo Gondwánico y Pre-Andino respectivamente, durante el Pérmico Temprano al
Triásico Inferior-Medio. Los tiempos de deformación asociados a esta acreción no
parece coincidir en todas partes a lo largo del margen continental (Charrier el al.,
2007), ocurriendo incluso en el Jurásico Temprano en la región situada entre los
43°30” y 47°S, lo que permitió que la sedimentación en la cuenca de antearco halla
continuado hasta finales del Triásico.
Durante el ciclo Pre-Andino posterior al ensamble final del megacontinente
de Gondwana y antes del desarrollo del arco magmático del Jurásico Temprano, la
subducción a lo largo del margen continental fue interrumpida, o al menos
considerablemente disminuida (Charrier et al., 2007), entre el Pérmico Tardío y el
Jurásico Temprano (Vilas y Valencio, 1978). Este periodo estacionario produjo
nuevas condiciones tectónicas a lo largo del margen continental de Gondwana
favoreciendo a la acumulación de calor en el manto superior, la fusión de la corteza
inferior y la producción de enormes volúmenes de magma a lo largo de la costa
norte y central de Chile (Berg & Breitkreutz 1983; Berg et al. 1983) generando
extensión de la parte superior de la corteza, lo que condujo a la generación de
cuencas extensionales limitados por lineamientos tectónicos de primer orden que
se asocian con las suturas dejadas por la acreción de sucesivos terrenos, como
Precordillera y Chilenia (Figura 8.5).
98
Figura 8.5: Esquema del marco tectónico preandino durante el Triásico Superior - Jurásico Inferior (Tomado de Franzese y Spalletti, 2000).
Sobre las secuencias Paleozoicas se depositan en inconformidad rocas de
edad Triásico Superior. El origen y evolución de la “Cuenca Pillay-Gupo”, estaría
controlada por un régimen extensional. Temporalmente, es posible relacionar la
cuenca de Pillay con una serie de cuencas de poca extensión del tipo hemigraben,
como las cuencas argentinas de Malargüe, Paso Flores y Chacaico (Figura 8.6)
consideradas precursoras de la cuenca Neuquina (Spalletti, 2001).
99
Figura 8.6: Estructuras de rifts triásicas (Tomado de Ramos, 1994; en Jenchena y
Rosenfeldb, 2002).
En el Jurásico Inferior tardío se produce la activación de la subducción
(Figura 8.7) además del establecimiento del arco magmático andino (Ramos, 1990).
La subducción en este margen del continente es continua, pero variada,
hasta el Reciente, atravesando por periodos de convergencia altamente oblicua,
particionándose la deformación al extremo de minimizar el arco volcánico y
100
favorecer el desarrollo de elongadas cuencas extensionales orientadas NW-SE,
ubicándose el stress mínimo de máxima extensión NE-SW (Francese y Spalletti,
2001).
Figura 8.7: Evolución tectónica del margen SW del Gondwana entre el Carbonífero y el Jurásico Superior tardío (Tomado de Franzese y Spalletti, 2000).
Entre el Triásico Superior y el Cretácico Superior existe un segundo episodio
de erosión y/o no depositación. Durante este período son reactivadas las fallas
normales en las rocas sedimentarias del Triásico Superior. Dicha actividad es
atribuida a las fases compresivas Sub-hercínica y Larámica.
Estas fallas pueden agruparse según el modelo de Riedel con deformación
por cizalle simple, donde grandes lineamientos regionales como lo serían de sur a
101
norte la Zona de Falla Mocha-Valdivia, LLancahue, Biobío, Río Itata, Rio Maule
todos con una orientación NW-SE que habrían funcionado como fallas maestras.
En el Cretácico superior también se produce el evento extensional y
depositacional de las rocas de la Formación Quiriquina. Estas rocas no están
plegadas por lo que se acota la edad del plegamiento hasta este evento
depositacional. Indicios de dicho evento extensional se observa en las fallas de
carácter normal sobre la Fm. La Lajuela.
La depositación de la Fm. La Lajuela en el Cretácico Inferior marca el
comienzo de un nuevo período de acumulación sobre una cuenca de antearco.
Estas secuencias de actitud homoclinal (NE/50-60ºSE) evidencian tectonismo de
carácter extensivo.
Por último, durante el Eoceno Medio las rocas son afectadas por una fase
epirogénica llamada Incaica que duró hasta el Mioceno, la cual genera fallamientos
normales en el bloque costero de orientación preferencial NNE- SSW, esta fase se
mantuvo activa hasta el Mioceno. Donde se generó una nueva fase tectónica de
naturaleza epirogénica y compresiva, Fase Diaguita-Quechua, la que generó
nuevos fallamientos y reactivo los ya existentes y que continúan durante el
Pliocuaternario (Pineda, 1985). Durante Cuaternario se desarrolla una fase
epirogénica la cual se extiende desde el Mioceno, la que corresponde al alzamiento
andino.
102
9 GEOLOGÍA ECONOMICA
9.1 GENERALIDADES
Los recursos económicos con implicancia geológica de la región y en especial
de la zona de estudio que poseen algún interés económico no son escasos, aunque
actualmente estos son de un valor y de una importancia menor en el contexto
nacional, considerando el nivel de extracción y producción de los actuales recursos
geológicos, sin embargo, en épocas pasadas algunos de ellos tuvieron una gran
relevancia.
Según Collao et al. (2007) en la franja de la Cordillera de la Costa sobre la
región, se aprecia mineralización de oro en forma de placeres de carácter no
atractivo, además de, pegmatitas donde se extrae cuarzo, feldespatos y micas, y
canteras, las que son explotadas para el área de la construcción.
Los recursos minerales metálicos y no metálicos sobre el área de estudio,
son de un grado de importancia económicamente menor y su extracción se ha
llevado acabo de manera más bien artesanal, como lo es la extracción de minerales
en yacimientos auríferos y áridos respectivamente.
Por último, cabe señalar la existencia de recursos hídricos, los cuales se
clasifican en subterráneos y superficiales. En la zona de estudio predominan los
recursos hídricos superficiales debido a las precipitaciones anuales que mantienen
hoy en día un bajo caudal de los ríos durante todo el año. Los recursos hídricos
subterráneos en cambio se restringen sólo a las rocas sedimentarias de la zona.
9.2 MINERÍA NO METÁLICA
9.2.1 Áridos
En el área de estudio fue posible localizar sectores en los que se extrae
material, principalmente de rocas intrusivas, que consisten en material grueso a
medio. Algunas de las características de la roca incluyen su gran densidad, baja
103
porosidad, alta dureza, resistencia erosiva, bajo grado de alteración y un fuerte
diaclasamiento.
Figura 9.1: Izquierda: Cantera de extracción de arena sobre intrusivo diorítico. Derecha: Cantera
de material grueso sobre intrusivo dacítico.
9.3 MINERÍA METÁLICA
9.3.1 Yacimiento Aurífero
En la Cordillera de la Costa de la zona centro Sur podemos identificar
depósitos consistentes en vetas deformadas de cuarzo y oro, vetas polimetálicas
epitermales y mesozonales, yacimientos estratoligados, e incluso, hasta indicios de
una posible mineralización de tipo pórfido de Cu ± Au, todo encajado en rocas
metamórficas, volcánicas, sedimentarias e intrusivas que van desde el Carbonífero
al Cretácico Superior, y relacionado con diversos sistemas estructurales (Grópper
J., 2011).
Aunque los yacimientos de oro ocurren a lo largo de todo el país, su mayor
concentración está en una franja de aproximadamente 1.200 km de longitud, que
se extiende desde los 25°S hasta los 36°S y cuyo ancho es muy variable,
enmarcándose, aproximadamente, entre los 70°W y 72°W. Hacia el N y S de esta
franja, también ocurren depósitos de oro, pero ellos son escasos, encontrándose
más del 90% dentro de la franja mencionada (Camus y Duhalde, 1982).
104
Morfológicamente, parte de esta franja corresponde a la Cordillera de la Costa,
reconociéndose algunos yacimientos en la Precordillera y Cordillera de los Andes.
El dominio occidental, agrupa unidades intrusivas y metamórficas del
basamento paleozoico y a los intrusivos del Triásico-Jurásico, que poseen
mineralización en vetas y mantos, con contenidos de oro, plata y cobre de poca
importancia (Greiner, 1991). El dominio oriental comprende unidades geológicas de
la cobertura estratificada del Mesozoico e intrusivos del Jurásico Superior al
Cretácico Superior. La mineralización vetiforme de oro, plata y metales base, ocurre
en rocas intrusivas como lo sería el caso las antiguas minas de El Chivato (Mina
Colín 5) y en las secuencias volcanosedimentarias del Triásico al Cretácico como
los yacimientos Chépica y Santa Elena, emplazados a no más de 30 km del área de
estudio, y en donde la mineralización se alojaría en cuerpos vetiformes de 1 a 6 m
de potencia, con manteos subverticales, dando origen a brechas hidrotermales,
stockwork, depósitos masivos y diseminados (Rivas, 2015).
Los placeres auríferos relacionados con esquistos micáceos y/o cuerpos
intrusivos graníticos paleozoicos se distribuyen desde la franja costera de la Región
de Valparaíso hasta el Valle Central y la costa de la Región de Los Lagos en la
Provincia de Llanquihue (Ruíz y Peebles, 1988). El oro de los placeres auríferos de
la Cordillera de la Costa Sur y del Valle Central, entre la Región del Maule y la
Región de Los Lagos, se origina principalmente en la zona de contacto entre el
Batolito Costero paleozoico y la potente formación de esquistos micáceos del
Basamento Metamórfico del Paleozoico Superior (Greiner, 1991). En las zonas de
contacto entre el batolito y los esquistos se encuentran un sinnúmero de vetas y
vetillas de cuarzo aurífero tanto en los mismos esquistos como en los planos de
foliación de estos o en la roca ígnea. El oro primario, sin embargo, se encuentra en
el granito y en las vetas de cuarzo, así como en las rocas metamórficas (Muñoz,
1932).
105
Figura 9.2: Mapa geológico regional de la Cordillera de la Costa entre los 35°10’ y 35°50’S (modificado de Escobar y otros, 1977).
106
9.3.2 Alteración y Mineralización
En el siguiente apartado de describe principalmente la alteración que
presentan las rocas que conformarían los Cos Pillay, Gupo y Caliboro, y que junto
con observaciones hechas en terreno permitirían de forma tentativa especular sobre
el origen y tipo de la alteración.
Sturtz (1906) plantea la existencia antecedente de mineral aurífero situado
en el cerro Pillay para Don Alfredo Délano Rojas con el fin de generar una
comunidad minera de oro sobre sus pertenencias territoriales. Este manuscrito
presenta además la opinión de 5 ingenieros, en distintas épocas y todos ellos
concordarían en que:
- El Mineral se encuentra en la falda poniente del Co. Pillay.
- Las vetas no presentarían una dirección aparente ya que algunas van de N-
S mientras que otras de O-E con una inclinación vertical, mientras que su anchura
sería de entre 1 y 4 metros.
- Análisis Químicos a rocas ígneas revelan cantidades porcentualmente
mayores de Fe metálico y O. de Fe y cantidades menores de Azufre, Plomo, Bronce,
Plata y Oro.
- El Oro yace principalmente sobre cuarcitas en pequeñas cantidades.
En vista de las observaciones realizadas en terreno, se pudo verificar la
existencia de mineralogía de ganga compuesta principalmente por pirita y cuarzo,
además, la mineralización se encontraría en vetas comúnmente en formas
irregulares y estarían determinados por la permeabilidad de las rocas de caja y la
geometría de las estructuras controladoras de la mineralización. En cuanto a la
mineralogía de alteración principal la componen el cuarzo, hematita, arcillas y azufre
nativo, mientras que las rocas meteorizadas pueden contener abundante limonita,
en una masa fundamental de caolinita y cuarzo.
La textura más abundante dentro de las rocas es la sílice oqueroso que
representaría un producto residual de la lixiviación ácida que sufren las rocas
107
producto de la hidrolisis extrema, además de reemplazos masivos de rocas de caja
con cuarzo de grano fino.
Figura 9.3: Izquierda: Veta direccion E-W de azufre nativo. Derecha Sup: Muestra de roca
silisificada con abundantes oxidos de Fe. Derecha Inf: Laboreos de exploración de yacimiento
aurifero sobre el Co. Caliboro.
Es posible que la mineralización se encuentra asociado a los cuerpos de
edad Cretácica que intruyen en el área, posiblemente a ellos de carácter
subvolcánico provocando el ascenso de flujos hidrotermales. Estos fluidos habrían
derivado principalmente de una fuente magmática, depositando metales preciosos
cerca de la superficie cuando el fluido se enfría o se diluye mezclándose con aguas
meteóricas. Los metales preciosos en solución derivan directamente del magma o
pueden ser lixiviados de las rocas volcánicas huéspedes a medida que los fluidos
circulan a través de ellas.
108
En vista de lo anteriormente expuesto, se cree que los fluidos que habrían
penetrado sobre dichas rocas habrían sido de alta sulfuración, con una
mineralización principalmente diseminada. Según Camprubí et al., (2003) la
mineralización para dicho depósito estaría asociada habitualmente a alteración
argílica avanzada, típicamente con abundante pirita.
Se debe considerar que clasificar un deposito epitermal de tipo baja
sulfuración (pH neutro y fluidos reducidos) o alta sulfuración (pH ácido y fluidos
oxidantes) es una tarea minuciosa que requiere diversos estudios profundos, como
el de microtermometría a partir de miles de inclusiones fluidas y, en lo posible, a
diferentes cotas, abarcando la mayor distancia posible en la vertical, como el fin de
estudiar la variación en la quimicidad de los fluidos al llegar a la superficie.
Por otro lado, la información geológica disponible en la zona central de Chile
es considerablemente menor. Las cubiertas vegetales y arcillosas, la falta de mapas
geológicos de detalle, la presencia urbana y de cultivos, y en general, el relativo
poco interés en la investigación metódica de la región, llevan a desestimar el
potencial minero del sector. Esto se apoya además en factores objetivos, tales como
la diferencia en las tasas de erosión y enriquecimiento de los yacimientos debido a
los factores climáticos, elemento fundamental a considerar en la comparación de
esta zona con la de depósitos del norte del país.
Por último, pareciera existir suficientes yacimientos y condiciones geológicas
compartidas entre la zona norte y sur del país, como para plantear seriamente la
necesidad de investigar de forma más profunda la geología del centro de Chile y su
potencial para albergar cuerpos mineralizados.
9.4 RECURSOS HÍDRICOS
El agua es un recurso con buena disponibilidad en la región y de gran valor
para las principales actividades que sustentan la economía de la zona. Se relaciona
estrechamente con la agricultura, ganadería, industria y es indispensable para los
centros urbanos (I.G.M., 2001).
109
9.4.1 Recursos Hídricos Superficiales
Los principales ríos y esteros de la zona de estudio juegan un rol protagónico
en los sectores de riego y como fuentes de abastecimiento rural. Los ríos más
importantes son Perquilauquen, Loncomilla y Maule, que si bien este último no se
encuentra en la zona de estudio, es una fuente muy importante de abastecimiento
de agua. Este último constituye la Cuenca más importante de la región. Presenta un
clima templado, de allí la importancia del recurso superficial de la cuenca y en su
desarrollo agrícola. Los esteros que poseen mayor influencia en el desarrollo de
actividades económicas son Tricao Grande, Paso de Queso y El Litre.
9.4.2 Recursos Hídricos Subterráneos
Los acuíferos del área de estudio, se encuentran relacionados a las litologías
con mayor permeabilidad primaria y secundaria. Se encontrarían asociados a las
rocas sedimentarias, rocas intrusivas y depósitos no consolidados.
El principal uso de las aguas subterráneas es en la agricultura y para el
consumo personal en las áreas rurales de todas las zonas aledañas.
Los depósitos no consolidados presentan gran potencial, pero presentan un
moderado riesgo de contaminación, en cambio las rocas sedimentarías Triásicas,
debido a su mayor contenido de finos, generaría acuíferos de poco caudal, aunque
con menor riesgo de infiltración por algún contaminante.
110
10 HISTORIA GEOLÓGICA
En el área de estudio, las rocas más antiguas que afloran corresponden a
metapelitas y metapsamitas correspondientes a la Unidad San Vicente y aunque no
fue posible datarla, ni asignar un rango de edad máxima, la mínima correspondería
al Triásico Superior. Si bien las características del afloramiento no permiten
asegurar un ambiente en específico, se cree se habrían depositado en un ambiente
de abanico submarino ó delta. En cuanto a la paleogeografía, probablemente se
acumuló en las cercanías de un borde continental, mientras que la relación de base
es desconocida en el área.
La deformación que caracteriza a la Unidad San Vicente la cual presenta
grandes similitudes con la del Bm, habría ocurrido de igual manera anterior a la
depositación de los Estratos Pillay, considerando la discordancia entre ambas
unidades. Se cree que las condiciones compresivas que habrían metamorfizado el
protolito de la Unidad San Vicente ocurrieron entre la tercera sub-etapa del ciclo
Gondwánico y primera etapa del ciclo sub-andino (Charrier et al. 2007) que actúa
desde el Pérmico Temprano al Triásico Inferior-Medio. Además, el mismo evento
deformaría las rocas metamórficas de la Serie Oriental, pero debido a la mayor
competencia que éstas poseen, la deformación habría sido mucho menor. Este
evento además habría generado la exhumación del Bm, depositándose sobre ellas
en inconformidad los sedimentos que dan origen a Los Estratos Pillay, lo que implica
que entre el Carbonífero y el Triásico Superior existe un período de erosión y/o no
depositación, simultáneamente con una etapa de alzamiento.
En el Triásico se depositan las secuencias asociadas a los Estratos Pillay, la
cual está constituida principalmente por rocas sedimentarias terrígenas y rocas
volcánicas de composición intermedia. Las secuencias Triásicas, constituida por
sedimentación marina y continental, basado en la existencia de una fase extensiva
en el Triásico Superior (Frutos, 1985) y dado el contexto del área en cuestión, se
habrían depositado en un régimen predominantemente extensional, desarrollando
111
morfologías y estructuras características de cuencas tipo “Hemigraben” y cuya
orientación es aproximadamente NNW-SSE.
El relleno de la cuenca habría comenzado a inicios del Triásico Superior, con
un borde activo y otro pasivo, los cuales interaccionan en forma progresiva, tanto
en la fase de extensión y posteriormente en la etapa de deformación que sufre la
cuenca, mientras que su origen estaría ligado a accidentes profundos del zócalo.
Imagen 10.1: Morfología de la cuenca durante la Extensión Triásica
Los Estratos Pillay exhibe características tipicas de los hemigrabens tales
como: relleno constituido por el apilamiento de ciclotemas compuestos por
sedimentación lacustre, marina, fluvial, y depósitos conglomerádicos de planicies
trenzadas.
El Miembro Continental (Triásico Superior), caracterizado por la existencia de
amplios sistemas fluviales representados por ríos trenzados y minoritariamente
meandrinosos, estarían asociados a depósitos lacustres–lagunares de poca
extensión, el que engrana lateralmente con los Miembros Volcánico y Marino. El
primero de ellos posee una edad Nórico Superior-Rético Inferior, y está constituido
por depósitos volcánicos generados por un volcanismo posiblemente explosivo,
intercalados con sedimentos de origen fluvial. En cambio, el Miembro Marino de
edad Cárnico, está representado por depósitos de ambientes litoral.
112
El zocalo habría correspondido a una superficie relativamente llana con
algunos altos topográficos que permanecieron emergidos al producirse las
transgresiones. Por lo tanto la topografía era irregular, cuya inestabilidad esta
presenciada por la continua recurrencia de litofacies de material grueso y fino, por
las lagunas estratigráficas que se presentan, especialmente en el límite Triásico-
Jurásico y por la independencia paleogeográficas de algunos episodios
transgresivos el cual se habría desarrollado durante el Triásico Medio y Superior
(Corvalán, 1965).
La “Cuenca Pillay-Gupo” habría posiblemente correspondido a una pequeña
subcuenca, considerando la discontinuidad de los depósitos Triásicos al Sur de
Gualleco y a las evidencias de borde de cuenca sobre dicho sector (Morel, 1981),
con un depocentro estructural angosto, con escaso desarrollo regional y que hacia
finales del Triásico Superior habrían correspondido a un área de depositación
diferente, independiente de la cuenca de depositación Jurásica hacia el norte del
Rio Maule.
En términos globales, se habla de una sola cuenca o área de depositación
(Cuenca Curepto-Quilacoya), en la que se mantienen diversos ambientes de
depositación considerando que ésta está afectada por acontecimientos
anorogénicos que implican un pasado en común. Casos similares se han propuesto,
por ejemplo, para la cuenca Cuyana Kokogián et al., (1998, 1993) han mostrado
que se compone de 6 subcuencas o depocentros principales, separados por
intracuencales del basamento con importantes variaciones regionales en la
polaridad de los hemigrábenes en donde cada subcuenca o depocentro presenta
alguna peculiaridad, algunas con historias sedimentarias muy simples.
Posteriormente y durante el comienzo del Ciclo Tectónico Andino durante el
Jurásico Temprano tardío y que se extiende hasta el presente, tuvo comienzo la
reactivación de la subducción, lo que refleja la evolución del margen continental
activo occidental de Gondwana y Sudamérica, durante el fracturamiento y posterior
deriva continental de Sudamérica y África (Charrier et al., 2007).
113
Durante la transición del Jurásico Superior- Cretácico Inferior (transición
entre la Primera Etapa y la Segunda Subetapa) se estaba subductadando la placa
Phoenix, también conocida como Aluk, a una baja tasa de convergencia y de
manera oblicua bajo el borde occidental de la placa Sudamericana. Esta
configuración tectónica conllevó a un régimen de subducción con bajo grado de
acoplamiento. Estas condiciones de bajo estrés permitieron el ascenso de manto
astenosférico, lo que, sumado a la atenuación cortical y la subsidencia, generaron
un régimen de tipo extensivo a lo largo del margen contienental (Charrier et al.,
2007). Bajo estas condiciones y alta subsidencia se generaron profundos
depocentros en el mismo arco y extensas cuencas en la zona del trasarco. Las
unidades volcánicas existentes hacia el norte en la zona de estudio, asociadas a la
Fm. La Lajuela fueron depositadas en el dominio del arco y/o en el borde occidental
de la cuenca de antearco.
Dentro del Cretácico se reconocen dos fases compresivas Sub-hercínica
(Aptiano -Albiano) y Larámica (Cretácico Superior), las que serían responsables de
la deformación de las rocas sedimentarias del Triásico Superior, que generan
plegamiento de dirección preferencial NW-SE y un sistema de fallas transcurrentes
(Anderson, 1951), resultando el esfuerzo principal con dirección N80°W.
Con posterioridad, en el borde occidental de la cuenca Cretácica, durante el
Cretácico Inferior-Medio, habría ocurrido el emplazamiento de los intrusivos
faneriticos presentes en el área y que luego habrían dado paso a la instalación de
fases más diferenciadas de dichas intrusiones, representada por los variados
cuerpos hipabisales a subvolcánicos presentes en el área.
Durante el Paleógeno tardío los Andes Argentinos- chilenos adoptaron su
configuración actual con el desarrollo de las unidades morfoestructurales y el arco
volcánico alcanzo su posición actual. Con el desarrollo de dichas condiciones, la DC
y su carácter de cuenca activa, habría permitido la acumulación de gran cantidad
de depósitos sobre esta depresión, como lo habrían sido los depósitos de ceniza,
proveniente de los eventos eruptivos ocurridos en el arco volcánico Andino durante
el Pleistoceno y los depósitos fluviales.
114
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