Universidad Austral de Chile Facultad de ciencias Instituto de Ciencias Ambientales y Evolutivas
Escuela de Geología
Informe de campo:
“Recorrido y observación, Sector Corral-Chaihuín”
Salvador Cassis Diego Contreras María Mosqueira Cristóbal Soto Cristian Ríos Profesor Responsable: Dr. Responsable: Dr. Alexandre Corgne
INTRODUCCIÓN: Se presenta a lo largo del presente informe el ordenamiento de las observaciones realizadas en campo, su posterior análisis y discusión frente a la investigación. Para ello se desarrolla de forma lógica la descripción general de la formación, se detallan sus características, características, y se investiga para contrastar la literatura con nuestras hipótesis, a fin de generar un idea producto veraz, basada en la discusión y no solamente en la descripción intuitiva, intuitiva, que también es una de las herramientas importantes del geólogo.
Los puntos observados corresponden a los señalados en el mapa. El orden de observación, correspondiente a la simbología del mapa fue: 5-7-2-6-3-4. Cada uno de éstos será presentado de forma individual, no en el orden de visita, sino en el orden original o riginal propuesto. Antes de entrar en detalle con respecto a las observaciones realizadas, sus análisis y ulteriores discusiones, es preferible dar a conocer y definir ciertos conceptos y métodos, en una sección de marco teórico, pero esta será omitida puesto que cada punto a desarrollar presenta el material ilustrativo suficiente para entender el contexto teórico que se presenta.
1.- BASAMENTO METAMÓRFICO DEL PALEOZOICO EN CORRAL ESTE: 1.a) Este punto no fue visitado, y por lo tanto no fue observado.
2.- BASAMENTO METÁMORFICO DEL PALEOZOICO EN PALO MUERTO: 2.a) Para comenzar con la observación de este afloramiento, debe ser necesario ubicarse en un contexto geológico que permita entregar una base a lo estudiado. En dicho ámbito se tienen vestigios de que el afloramiento surge por subducción de placas, lo que acciona al basamento para salir hacia arriba. Por otra parte es importante denotar el agente erosivo que tiene gran importancia al mantener en vista lo que hoy se puede apreciar. Fig 2.1, Mineralogía de la roca.
2.b) DESCRIPCIÓN: En palabras muy generales, lo observado son rocas ubicada en el sector costero de bahía mansa que corresponde específicamente a rocas metamórficas. De aquellas proviene el caso que promueve lo llamativo del lugar. Dicho sea esto, cumplieron métodos de observación en los que se pudieron rescatar las principales características de lo expuesto anteriormente.
Fig 2.2, Se observa una acumulación de feldespato.
Se habla de una roca foliada que presenta esquistosidad, posee minerales identificables tales como cuarzo, micas; clorita y plagioclasas. La roca presenta una gran cantidad de diaclasas alrededor de toda su estructura. Un punto a destacar fue que no se observó como grupo si existía algún tipo de foliación primitiva (independiente de si ésta hubiera existido o no). (Duhart et al., 2001). Fig 2.3, Se aprecia foliación y esquistosidad.
Para las diaclasas existió gran atención, por lo que surgió también gran cantidad de observación en cuanto contempla a sus cualidades. Siguiendo esta línea, fue posible notar que las fracturas están hechas con tendencia a ser perpendicular a la foliación (característica que solo fue observada). Otro agente cuestionable durante el proceso de investigación fue averiguar el origen de aquellas, del que se estableció como precursor a esto a la tectónica (mismo proceso que origina el afloramiento). Fig 2.4, Se aprecian episodios de foliación.
Fig 2.5, Apreciación de diaclasas perpendiculares a foliación.
Fig 2.6, Visión de las diaclasas.
En torno a la descripción también existían muchos restos de vida no fósiles (algas, raíces de árboles) encontrados al interior y entre las diaclasas en estado de descomposición. De acá puede considerarse otro factor de origen para diaclasas las raíces presentes.
Fig 2.7, Exposición de la vegetación en la roca.
Un punto muy relevante que también es necesario destacar trata acerca de las condiciones del metamorfismo, de los posibles casos se denotó que el tipo de metamorfismo presente se trataba del tipo regional dinamo termal. Esto implica que deben regirse ciertas condiciones o que ocurran fenómenos específicos, es por eso que se plantea una hipótesis en la que se busca determinar por qué se acepta esta condición de metamorfismo. Fig 2.8, A partir de la siguiente fotografía se torna clara la presencia de raíces en el basamento.
Muy cercano a esto se encuentra el término de facies metamórficas que representan repartición de minerales idénticos para composiciones globales idénticas. (Duhart et al., 2001).
Fig 2.9, Representación de las facies metamórficas. Según la publicación de referencia, se habla de facies de esquistos verdes y azules. Por medio de este dato se puede simular la condición a la que estuvo presente el basamento al momento de realizarse éste.
Fig 2.10, Muestra de esquistos presentes en el campo de estudio .
2.c) DISCUSIÓN: Para corroborar si el metamorfismo está bien definido se debe comparar en base a teoría los puntos coincidentes que presenta el terreno con lo encontrado conceptualmente. Primero que todo el metamorfismo regional se da en zonas continentales y arcos oceánicos, también ocurre en los bordes de las placas tectónicas (convergentes o divergentes) o en cuencas sedimentarias, el terreno se encuentra en un zona continental y cercana a límites de placas por el hecho de que es un factor positivo para que se llame correctamente por este metamorfismo. Fig 2.11, Visión general del complejo estudiado que muestra roca y lugar en su mayoría.
Un segundo punto es la perturbación tectónica del lugar. Como ya se ha platicado, las diaclasas tuvieron origen por tectónica, esto implica que las ya descritas evidencian la perturbación buscada. Adicionalmente se puede apreciar que el protolito del basamento es una roca sedimentaria. Esta roca puede haber sido parte de una cuenca sedimentaria profunda sometida a metamorfismo, lo que sería también un punto lógico a favor. Se han establecido puntos y avalado en base a la observación del lugar, por lo que es válida la hipótesis de presenciar un metamorfismo regional dinamo termal. 2.d) REFERENCIAS: - Publicaciones: Duhart P. et al., 2001. El Complejo Metamórfico Bahía Mansa en la cordillera de la Costa del centro-sur de Chile (39°30'-42°00'S): Geocronología K-Ar, 40Ar/39Ar y U-Pb e implicancias en la evolución del margen suroccidental de Gondwana.
- Bibliografía: GRIEM, W., et al. Geología general, Capítulo 2.1 [en línea]. Geovirtual.cl. [Consulta 3 junio 2013]. Disponible en: http://www.geovirtual.cl/geologiageneral/ggcap06a.htm
3.- DEPÓSITO CRETÁCICO DE GRANODIORITA EN HUIRO: 3.a) En playa Huiro se encuentra un depósito y afloramiento de granitoides (fig. 3.1), principalmente granodioritas y en menor medida granitos. Antes de entrar en describir, cabe mencionar que en el acceso a la zona de observada tiene lugar un depósito artificial de detritos que van de medidas en metros a otros de unos pocos centímetros. Además de esto, existe un afloramiento natural de cuerpos intrusivos que ocupan gran parte de la costa. Fig. 3.a1, Vista panorámica del complejo de granodiorita en la playa Huiro en península de Corral. En cercanía se encuentra el depósito artificial de granitoides. A distancia se ve el afloramiento del Plutón.
3.b) DESCRIPCIÓN: Los cuerpos plutónicos han sido datados previamente con edad correspondiente al Cretácico Superior (Martin et al., 1999; Quiroz et al., 2006), y son producto de actividad magmática anómala en la zona del ante-arco (ver tema 3.d). En términos generales, las rocas son de textura fanerítica (fig. 3.b1), aunque se observaron pegmatitas (fig. 3.b3). Los distintos tipos observados son: - Granodiorita: Principal roca encontrada en el complejo (fig. 3.b2). Presentan cristales de tamaños variables medidos en milímetros. Mineralógicamente se observa feldespato (principalmente de la familia plagioclasa, y anortoclasa en menor medida), anfíbol, piroxeno, micas (biotita) y unos ligeros cristales de cuarzo. Cabe mencionar la presencia de diques en algunas muestras (fig. 3.b2), que por sus característica, se identifican como sin-magmáticos (ver tema 3.c). Fig. 3.b1, Granitoides faneríticos. Se identifica un xenolito.
Además existen rocas que han asimilado xenolitos: parte de la roca caja que contenía al magma (Fig. 3.b1).
Fig. 3.b2, Granodiorita con intrusiones de diques sinmagmáticos. Estos intruyen al cuerpo cuando este aún está en formación; es decir, aún tiene alta plasticidad, lo que explica la forma sinuosa de los diques. Además la composición de estos diques es aplítica, es decir granítica de grano fino.
- Granito: En menor cantidad que las granodioritas, se encuentran granitos (fig. 3.b3) de menor tamaño (decímetros), con cristales visibles (faneríticos) y que macroscópicamente parecen tener la composición mineralógica típica de estos: Cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, mica biotita y anfíbol principalmente. Fig. 3.b3, Granito con pegmatitas de feldespato. Estas se forman bajo condiciones de gran movilidad molecular, principalmente debido a la alta presencia de volátiles en el magma.
- Pegmatitas: Fue posible encontrar gran cantidad de rocas con textura pegmatítica, de variables tamaños (medidas en centímetros y otras en decímetros). Mineralógicamente, se describieron pegmatitas de feldespato y cuarzo, tanto como parte de granitoides (fig. 3.b3), o como rocas por si solas.
- Afloramiento natural: A lo largo de la costa (fig. 3.a1) aflora una serie de plutones graníticos. Estos se encuentran altamente meteorizados en su capa externa, razón por la cual se dificulta observar su composición mineralógica en incluso su textura. Además, se complica determinar si una roca es similar o se diferencia de otras en estos sentidos. Estructuralmente, se describe gran cantidad de diaclasas lineares (fig. 3.b4). Por otra parte, también se observan bloques con tendencia a formas esféricas en algunos sectores del afloramiento, con diaclasas circulares en sus bordes (fig. 3.b5). El primer grupo, se explica por descompresión, mientras que el segundo, por meteorización diferenciada. Otra característica es la presencia de diques post-magmáticos (fig. 3.b6). Todas estas características serán explicadas en el tema 3.c. Fig. 3.b4, Diaclasa por descompresión en granitoide.
Fig. 3.b5, Bloque esferoidal por meteorización diferenciada. Se observan fracturas por toda la roca, además de diaclasas que siguen la zona de meteorización circular. No se conoce realmente el proceso que provoca la forma en bolón, sin embargo se conoce bien su estructura.
Fig. 3.b6, Dique post-magmático en granitoide. El dique está compuesto principalmente de feldespatos. Se puede observar además la alta meteorización de la roca, producto de la oxidación y la exposición al oleaje.
- Granitoides meteorizados: Como fenómeno curioso, producto de la meteorización, se observa una serie de granitoides altamente meteorizados que presentan pérdida de sus cristales en las caras externas (fig. 3.b7) Fig. 3.b7, Granitoide que ha perdido sus cristales en la superficie expuesta, producto de meteorización. Se aprecian agujeros que corresponden a la traza de los cristales desaparecidos.
3.c) FENÓMENOS OBSERVADOS: Al describir estos plutones, se ha puesto de manifiesto una serie de fenómenos que afectan su composición (diques) y su estructura (diaclasas). Estos eventos aportan interrogantes sobre procesos magmáticos y de meteorización fundamentales para comprender la historia de estás rocas: - Diques sin-magmáticos: Se han descrito formaciones de este tipo (fig. 3.c1). Macroscópicamente, se aprecian diques de textura y composición aplítica. Esto se interpreta como una intrusión de un magma félsico en un momento en que el magma máfico que formará a la granodiorita aún no se ha enfriado. Ahora bien, la existencia de este magma félsico se debe principalmente a la cristalización fraccionada (Bowen): A medida que desciende la temperatura del magma, Fig. 3.c1, Dique sin-magmático félsico en granodiorita. los minerales máficos cristalizan, dejando una masa de magma intermedio en solidificación, y otra de magma félsico residual aún en fusión. Al disminuir el volumen del cuerpo intermedio, se producen fracturas por fuerzas de tensión al dejar espacios vacíos en la roca caja (si esta es rígida), por las cuales intruye el magma félsico. Cabe matizar que el cuerpo intermedio sigue siendo relativamente dúctil al no estar completamente enfriado, por lo que estas fracturas son más bien espacios maleables de menor densidad. Por lo tanto, se puede decir también que estos diques se forman en el mismo espacio temporal que la roca que los contiene.
- Diques post-magmáticos: Otro grupo de estructuras similares son diques formados luego de que la granodiorita solidificara por completo. Estos diques post-magmáticos presentan una composición félsica (fig. 3.c2), principalmente de feldespatos y cuarzo. Estos se forman cuando intruye una masa de magma félsico por fracturas en la masa sólida de granodiorita. Una característica diferenciadora en relación a los diques sinmagmáticos, de forma sinuosa, es que los post-magmáticos son de forma recta, ya que las fracturas suelen seguir una misma línea. Fig. 3.c2, Diques post-magmáticos félsicos. - Diaclasas lineares: A lo largo de todo el complejo se observa una serie de diaclasas sin dirección preferencial (fig. 3.c3), que rompen la roca en varias secciones por sus capas externas (para verificar si continúan profundamente habría que realizar investigaciones). Estas diaclasas son principalmente producto de la descompresión: Al aflorar el plutón, la presión disminuye drásticamente en relación a la presión a la que estaba sometido en el momento de su formación (presión de confinamiento).
Fig. 3.c3, Serie de diaclasas sin dirección preferencial.
- Meteorización esferoidal y diaclasas circulares: Un fenómeno interesante observado en el afloramiento, es la formación de bloques que al meteorizarse han adquirido formas que tienden a lo esferoidal. Esto se puede explicar por la meteorización de los bordes expuestos por diaclasas: Cuando el plutón aflora, este se fractura en múltiples direcciones por descompresión (ver fig. 3.c3), aunque existen otros mecanismos productores de fracturas (fallas sísmicas, fractura por tensión al enfriarse el plutón, entre otros). Estas diaclasas representan zonas de fácil meteorización (mucho mayor que un plano) y están expuestas al ambiente, y por lo tanto, a meteorización intensa (su ubicación costera en un clima húmedo favorece la erosión marina, pluvial, y alta oxidación). De esta manera, a largo plazo, la roca en principio angulosa se irá redondeando, e igualmente, se producirán fracturas en las zonas de debilidad estructural que se irán desarrollando. Además de esto, cabe mencionar la degradación en capas (onion, o cebolla) de estos bloques esferoidales. Esta es producto de la meteorización de las capas expuestas (por oxidación, absorción de agua, entre otros), para luego ser desprendidas (erosionadas).
- Xenolitos: La presencia de xenolitos (fig. 3.b1) en algunos granitoides se debe a la asimilación de partes de la roca caja: Al entrar en contacto la masa magmática con la roca caja, esta última puede fundirse parcial o completamente, o bien perder estabilidad al expandirse por acción térmica, y desprender trozos de sí misma. Cuando ocurre esto, se pueden explicar 2 eventos extremos: Si la roca desprendida es más félsica que el magma, normalmente será fundida y asimilada. Por el contrario, si la roca es más máfica, está no podrá ser fundida completamente y se integrará al magma, quedando este último como su cama. Esto ocurre ya que los minerales máficos funden a mayor temperatura que los minerales félsicos (cristalización fraccionada, serie de Bowen).
3.d) DISCUSIÓN: La disposición geográfica del afloramiento plantea incógnitas sobre un evento anómalo de magmatismo en la zona del ante-arco: Normalmente la actividad magmática ocurre en la zona del arco, y el ante-arco tiene generalmente un comportamiento amagmático. Este suceso es intrigante y no se ha logrado explicar del todo. Se conoce que en esta zona, la placa continental ha subducido, y está subduciendo, zonas de dorsal meso-oceánica: - Producto de la subducción de una dorsal: En el Cretácico Medio, según reconstrucciones geotectónicas, se produce la subducción de la Chile Triple Junction (De la Fuente et al., 2012), fenómeno que generaría una slab-window (fig. 3.d1), y finalmente, la fusión de corteza oceánica o continental en la zona del ante-arco. Esto último debido a que al abrirse una slab-window, las cortezas oceánica y continental quedan altamente expuestas al manto, produciendo condiciones de Fig. 3.d1, Slab-window por subducción de zona de ultrametamorfismo, o la fusión de algunas zonas divergencia entre placas Nazca-Antártica. de estas (fig. 3.d2). En el marco de esta hipótesis, se puede plantear que en esta zona de metamorfismo han ocurrido procesos de anatexia, fundiéndose parcial o completamente rocas metamórficas de composición similar a granitoides, explicadas por un protolito de turbiditas (de manera análoga a la formación Orca en Alaska [Barker et al., 1992]). De esta manera se explicaría la composición intermediafélsica de los plutones en cuestión. Como dato, cabe destacar que el margen continental de Chile es una zona de continuos y grandes deslizamientos (como ejemplo: The Reloca slide, Völker et al., 2009), que generan gran cantidad de prismas de acreción en la zona del ante-arco. Fig. 3.d2, Metamorfismo de alta temperatura y baja presión sobre slab-window al ocurrir una subducción de una dorsal mesooceánica.
En otra postura, siempre dentro del marco de la subducción de la dorsal, se puede plantear que ocurra una subducción rápida de parte de la corteza oceánica a profundidades de 20 a 30 kilómetros por debajo del ante-arco (Fig. 3.d3), aumentando su temperatura niveles de fusión de la misma (Guivel et al., 2003), explicando así el origen de los plutones. Fig. 3.d3 Subducción anómala de corteza continental a gran profundidad en zona de antearco. Esto podría ser producto de corrientes magmáticas en la astenósfera u otros fenómenos.
3.e) REFERENCIAS: - Publicaciones: De la Fuente D. et al., 2012. Los intrusivos de Antearco del Cretácico Superior de Chile Centro Sur (39°S 40°S): Petrografía y Geoquímica.
Barker F. et al. 1992. The 50-MA Granodiorite of the Eastern Gulf of Alaska – Melting in an accretionary prism in the Fore-Arc.
Guivel C. et al. 2003. Very shallow melting of oceanic crust during spreading ridge subduction: Origin of near-trench Quaternary volcanism at the Chile Triple Junction.
Völker D. et al. 2009. Mass wasting at the base of the south central Chilean continental margin: the Reloca Slide.
- Bibliografía: LLAMBÍAS, Eduardo, et al. Geología de los cuerpos ígneos, Capítulo 8 .1 [en línea]. La Plata: INSUGEO. [Consulta 5 junio 2013]. Disponible en: http://www.insugeo.org.ar/libros/cg_15/000_indice.htm
4.- MIEMBRO INFERIOR DE LA FORMACIÓN SANTO DOMINGO EN PLAYA SAN CARLOS: 4.a) En la visita a la playa San Carlos, se observaron diferentes litologías las cuales fueron identificadas como litologías pertenecientes al miembro inferior de la formación Santo Domingo (Fig. 4.1) y litologías pertenecientes al afloramiento de un basamento metamórfico (Fig. 4 .2), posiblemente del complejo metamórfico Bahía Mansa (CMBM).
Fig. 4.1, Litología de formación Santo Domingo
Fig. 4.2, litología de CMBM
4.b) DESCRIPCIÓN: El complejo metamórfico Bahía Mansa se desarrolla en el Paleozoico/Triásico y se genera por el metamorfismo regional dinamo termal que ocurre a lo largo de la costa chilena explicado anteriormente, mientras que el miembro inferior de la formación Santo Domingo (Msd1) observado también en la playa se forma en el inicio de la transgresión marina ocurrida durante el Mioceno y se encuentra ubicado sobre este basamento metamórfico. Dentro de las litologías pertenecientes a la formación Santo Domingo se observaron bastantes conglomerados presentes en los cortes visibles del lugar y en el piso de la playa (Fig. 4.3, 4.4 y 4.5)
Fig. 4.3, Conglomerado perteneciente a F. Santo Domingo.
Fig. 4.4, Conglomerado en la playa
Fig. 4.5, Corte de conglomerado visible en la playa
De estos conglomerados se determinó que estaban constituidos por clastos de esquistos máficos redondeados, matriz de esquistos pelíticos redondeados y cuarzo presente como clasto y como matriz. El cemento fue indeterminable por medio de observaciones macroscópicas por lo que para determinar esa información se debe analizar en laboratorio. Además se observó una estructura, cuya base visible estaba formada por conglomerado (el mismo descrito anteriormente) en una segunda capa poseía clastos angulosos y finalmente una capa de conglomerado (Fig. 4.6) Junto a esta última litología descrita se encontraba el afloramiento del basamento metamórfico que se encuentra bajo las estructuras descritas (Fig. 4.7) que en características se asemejaba bastante al afloramiento costero del complejo metamórfico de Bahía Mansa observado en Fig. 4.6, Conglomerado en la base, capa de clastos angulosos y conglomerado cubierto por vegetación el punto 2, lo que afirmaría la idea de que la Formación Santo Domingo se encuentra sobre el complejo Bahía Mansa. Sobre el afloramiento se alcanzaba a apreciar nuevamente conglomerado.
Fig. 4.7, Afloramiento de basamento metamórfico CMBM
4.c) DISCUSIÓN: - Paleozoico/Triásico: Metamorfismo regional de areniscas, limos, basaltos y peridotitas en la zona de convergencia de la placa de Nazca con la Sudamericana que genera como producto esquistos pelíticos, máficos y ultramáficos que luego forman el complejo metamórfico Bahía Mansa (Duhart et al 1997) o la también llamada ‘’Formación Piedra Laja’’ (Illies et al 19 60). - Mioceno: Comienzo de una transgresión marina producto de la inter glaciación ocurrida en este período. Ingreso lento del mar al continente formando ambientes de playa que no se encuentran en conexión directa al mar si no que con diferentes ríos delta etc. los cuales tienen energía alta suficiente para erosionar, transportar y finalmente depositar, aportando material a los conglomerados observados en la base de la formación Santo Domingo además del aporte de laderas, deslizamientos del terreno entre otros, siendo el mismo complejo metamórfico Bahía Mansa que se encuentra bajo la formación la fuente de los sedimentos de los conglomerados del miembro inferior de ésta ya que los materiales presentes en los conglomerados (esquistos máficos, pelíticos etc.) se encuentran también en el complejo metamórfico Bahía Mansa (Duhart et al 2001). Con respecto a las condiciones de erosión, transporte y deposición la energía del medio de transporte es alta, ya que debido al tamaño de los clastos y a la redondez de éstos no pueden ser transportados ni redondeados por un río con flujo de energía bajo, lo mismo ocurre con las condiciones de erosión, para erosionar grandes clastos como los vistos de esquisto máfico por ejemplo se necesita un flujo de energía alto. Además no se depositan partículas pequeñas que en el caso de que la energía fuera baja se produciría deposición de éstas solamente. Durante el proceso de la formación Santo Domingo ocurre también un deslizamiento en lámina observado en la estructura de los clastos angulosos ya que al no estar redondeados indica que no fueron depositado por un rio y al estar separados los clastos pequeños de los clastos grandes nos sugiere un tipo de deslizamiento en lámina en el que se desprende un bloque y los clastos más pequeños descienden quedando los más grandes sobre éstos como se aprecia en la Fig. 4.6 Ocurren también fracturas que impulsan los afloramientos del basamento metamórfico hoy visibles junto a lo que se reconoce como conglomerado de la formación Santo Domingo. El grado de intemperismo que se aprecia hoy en la playa se clasifica como alto ya que en ambientes costeros la meteorización se favorece bastante, ya sea química o física debido a la salinidad del agua, a la energía de choque del oleaje etc. 2.d) REFERENCIAS: - Publicaciones: Duhart P. et al., 2001. El Complejo Metamórfico Bahía Mansa en la cordillera de la Costa del centro-sur de Chile (39°30'-42°00'S): Geocronología K-Ar, 40Ar/39Ar y U-Pb e implicancias en la evolución del margen suroccidental de Gondwana.
- Bibliografía: Illies H. 1960.
5.- MIEMBRO SUPERIOR DE FORMACIÓN S. D. EN CUESTA CERRO EL MORRO: 5.a) La formación santo domingo corresponde a un depósito sedimentario que nace en la época del mioceno de la era Cenozoica al Este de Valdivia, Chile. Se origina principalmente por la depositacion de sedimentos ocurrida en la transgresión marina lo que explica la presencia de fósiles marinos a lo largo del corte analizado. Esta acumulación de sedimentos se puede observar a lo largo de la cuesta cerro el morro, debido a los trabajos realizados por el ser humano en la construcción de la carretera a Chaihuin. Se procederá a describir el afloramiento y ponerlo en su contexto geológico.
5.b) DESCRIPCIÓN:
Fig. 5.1, Corresponde al afloramiento de la Formación Santo Domingo ubicado en la cuesta Cerro el Morro.
Las principales rocas presentes en la formación corresponden a una mezcla entre areniscas y conglomerados debido al tamaño de los granos que son relativamente grandes evidenciando una coloración amarilla media marrón en la parte inferior del corte que es debido a la gran meteorización presente en el lugar. Otro color distintivo es el gris azulado, que puede corresponder a sedimentos muy finos tales como el limo. También hay partes donde se distingue un color rojo. Esto se debe a la meteorización que sufren los minerales ferromagnesianos tales como las micas, olivinos, piroxenos, etc. A pesar de que el corte entero está expuesto a los mismos agentes de erosión, sólo en algunas partes se distinguen con claridad. Justo en la parte media de la formación, se distinguen “agujeros” provocado por la erosión de agentes naturales, principalmente la lluvia. Esto significa
que los sedimentos presentes a ese nivel no están 100% consolidados, todo lo contrario a las otras partes que no son afectadas por la lluvia debido a una mejor compactación. Se puede apreciar una falla de tipo inversa, pero no es muy indispensable para la formación general. En la parte media del depósito, asociado a un ambiente de gravas, se pudo observar distintos minerales asociados a rocas sedimentarias tales como micas, cuarzo,. Todo esto en una matriz que corresponde a arenisca.
Fig. 5.2, Imagen que evidencia la presencia de minerales en la grava . Fig. 5.3, se observa una capa de grava en la parte inferior, concreciones en la parte media y mucha erosión pluvial en la parte superior.
En la parte inferior de la imagen anterior se aprecia la existencia de gran cantidad de grava que se encuentra a lo largo de todo el afloramiento, en ella se encuentran rocas compuesta por grandes trozos de cuarzo y esquistos. En la parte superior se observa la consecuencia de la erosión pluvial, que ocasiona agujeros en las zonas con sedimento menos consolidado. Y en la parte media se encuentran grandes “bolones ” de roca sedimentaria llamadas concreciones. Las concreciones se forman a partir de la acumulación de sedimento sobre algún organismo que alguna vez estuvo vivo. En este caso el fósil corresponde a un molusco bivalvo el cual es atrapado por una capa que corresponde a arenisca. Estos entran en contacto ocasionando un intercambio de minerales entre la arenisca y el molusco, formando mediante litificación una roca de gran tamaño y peso, correspondiente una arenisca cementada con calcio producto del fósil. El origen del vestigio es producto de Fig. 5.4, se observa un fósil que corresponde a un bivalvo. las subidas y bajadas del nivel mar, ya que el afloramiento corresponde a la última
depositación de sedimentos de la formación Santo Domingo, que es producto de la transgresión marina en la época del mioceno, ya que todo esto estaba en el fondo del océano.
Fig. 5.6, falla normal del segundo afloramiento
Fig. 5.5, falla normal del primer afloramiento.
Existe una falla normal muy visible en el primer afloramiento que corta las capas de sedimentos presentes en el depósito.(Fig. 5.5) Esta es muy importante para la formación en general ya que se junta con otra falla normal presente en otro afloramiento de más adelante. La segunda falla normal se encuentra en el afloramiento 2, el cual está compuesto principalmente por un conglomerado de esquistos.(Fig. 5.6) En general, el primer afloramiento está compuesto por una mezcla entre areniscas y conglomerados, pero en ciertas partes sólo se distinguen grava muy gruesa o material muy fino similar al limo. Esta variación en la depositacion de sedimento o más bien dicho, secuencia sedimentaria corresponde a los cambios de energía ocurridos en ciertos periodos de tiempo del mioceno. Las gravas corresponden a ambientes de mucha energía que ta mbién se puede asociar a un violento oleaje del mar. Por el contrario, los depósitos de sedimento fino corresponden a ambientes de baja energía, un oleaje pasivo.
5.c) DISCUSIÓN: Como anteriormente se mencionó, existen dos fallas normales paralelas observadas en el primer y segundo afloramiento de la formación Santo Domingo. Esto nos lleva a concluir que estamos en la presencia de un graben o fosa tectónica que corresponde zona hundida a consecuencia de la actividad tectónica (Fallas) (Orlando Ribeiro). (Fig. 5.7)
Fig. 5.7, graben tectónico
5.d) REFERENCIAS: - Publicaciones: Martinez-Pardo R. et al., 1979. Edad, paleoecología y sedimentología del Mioceno marino de la cuesta Sto. Domingo, provincia de Valdivia, X Región . - Bibliografía: IES Alquibla. Vocabulario de geografía [en línea]. [Consulta 5 junio 2013]. Disponible en: http://www.iesalquibla.net/selices/modules/Historia/vocabulario.pdf
6.- DUNAS EN PLAYA CHAIHUÍN: 6.a) CONTEXTO: Se visita Playa Chaihuin, depósito litoral del holoceno (8.000 años), ubicado al Suroeste de Corral. 6.b) OBSERVACIÓN: Se observa, a nivel general, la dominancia de una mineralogía granítica (rica en cuarzos, micas, feldespatos), que es lo que se espera de un depósito alimentado por productos de erosión en una zona caracterizada por su magmatismo félsico, y con presencia de plutonismo en los alrededores. Presenta también un buen grado de selección (por eso forma dunas) puesto que el mar no solo alimenta, si no también selecciona el grano.
Fig. 6.1 Vista Satelital del depósito y su contexto. (Google Photos, 2013)
Llama la atención el notorio y abrupto paso de una capa grisácea oscura, probablemente rica en materia orgánica, a una capa de tonos grisáceos más clara, incluso un poco verdosos, de litología distinta. Horizonte A en formación, depositado sobre un horizonte B ya formado.
Fig. 6.2 Nótese gradación inversa (ver Discusión)
También se puede observar una discordancia angular entre planos de estratificación, donde éstos se disponen de forma tabular, cortándose entre si con cierta inclinación (ver Fig. 6.4). Esta observación corresponde a una estratificación cruzada tabular (Dunbar y Rodgers, 1963), típica de ambientes de deposición eólica. Este tipo de estratificación se relaciona con la migración de dunas u estructuras ondulares de gran escala, bajo condiciones de un régimen de flujo menor. Las capas presentan un espesor del orden de centímetros, lo que corresponde con lo descrito en la teoría (e.g., Boggs, Jr., 2001)
Se encuentran restos de actividad humana: fragmentos de cerámica, y carbón, probablemente vestigio de un fogón.
6.c) DISCUSIÓN: Observando el depósito en su extensión desde arriba (Fig. 6.1), se puede reconocer una fuerte influencia de los vientos Oeste, dirección SW-NE, formando médanos longitudinales. No obstante, no es de importancia geológica determinar el tipo de duna que forma el depósito, o su dirección, pues estos elementos han sido alterados por actividades antrópicas. Estas actividades de han desarrollado con propósitos extractivos (extracción de áridos), viales y de asentamiento. Es en este mismo punto donde la vegetación juega un rol importante, pues la disposición de ésta no tiene un origen natural, sino que ha sido distribuida por el hombre con el fin de fijar la duna y evitar su movimiento. Se especuló en terreno una menor importancia del viento como agente formador, debido a la ausencia de ondulitas (ripple marks), priorizando al factor antrópico nombrado anteriormente. No obstante, esta especulación intuitiva es insuficiente, pues, según Selley (2000, pág 101) la ausencia de ondulitas se debe a una mayor velocidad del viento, sobre un sedimento formado por granos de tamaño menor. Al observar nuevamente la inclinación de los estratos discordantes, se halla que éste ángulo se relaciona estrechamente con el ángulo de apoyo del grano, la dirección del flujo de corriente, y la proporción la laminación, como lo indica la figura 6.3. En la observación de terreno se halla que el sedimento circundante a la vegetación presenta una litología macroscópicamente idéntica al resto del depósito, pero presenta un comportamiento diferenciado frente a procesos de meteorización, generando láminas de consolidación diferenciada, como se aprecia en la figura 6.5. Este intemperismo diferencial es producto del intercambio químico de sales y agua que ocurre entre el sistema vegetativo y el suelo en formación.
Figura 6.3 Esquema ilustrativo de la dirección de corriente en relación a la laminación.
Fig. 6.4 Estratificación cruzada. Observar dirección de transporte de derecha a izquierda.
En la diferencia estratigráfica presentada en la figura 6.2, lo que se observa es el horizonte B un paleosuelo, cuyo horizonte A fue erosionado por distintos procesos, y sobre el cual se genera la deposición de un nuevo flujo sedimentario, que se instala y genera un suelo (Horizonte A en formación) En el paleosuelo se hallan fragmentos de cerámica, además de carbono, que permite evidenciar la presencia de paleosuelo.
Fig.6.5 Estratos superiores más consolidados que estratos inferiores, por intercambio químico suelovegetación
6.d) REFERENCIAS: - Bibliografía: Dunbar O., Rodgers J. Principios de Estratigrafía. México: Continental, 1963. Buggs S. Principles of sedimentology and stratigraphy. Upper Saddle River: Prentice Hall, 2001. Selley R. Applied Sedimentology. San Diego: Academic, 2000.
7.- DEPÓSITOS NO CONSOLIDADES DE REOMCIONES EN MASA EN RUTA CORRALCHAIHUÍN: 7.a) DESCRIPCIÓN: Una remoción en masa es un movimiento ladera abajo de una masa de roca, detritos o suelo. En el camino Corral-Chaihuín se observaron diferentes depósitos no consolidados de remociones en masa, en particular se observó un deslizamiento que se determinó como un deslizamiento rotacional cuya estructura es la siguiente mostrada en la figura (Fig. 7.1 y 7.2)
Fig. 7.1, esquema de deslizamiento rotacional
Fig. 7.2, Deslizamiento rotacional observado
Dentro de lo que se observó en el deslizamiento se pudo determinar que el material que lo compone se basa fundamentalmente en sedimentos no consolidados del Holoceno lo que son depósitos fluviales y litorales (limo y grava) como se aprecia en la Fig. 7.3.
Fig. 7.3, Vista del material del depósito no consolidado camino Corral/Chaihuín
7.b) DISCUSIÓN: Se produce la deposición fluvial y litoral del material durante el Holoceno, años después, en el periodo actual (año 2004) se produce el deslizamiento rotacional de los sedimentos no consolidados hoy visibles en la extensión observada, principalmente debido a la alta actividad pluvial de la zona sobre este depósito como ya fue mencionado no consolidado y que cruzaría el camino pavimentado llegando hasta la costa. El suceso conlleva un impacto social en el que el camino permanece clausurado durante un mes por lo tanto se clausura el paso por ese periodo.
7.c) REFERENCIAS: - Seminarios: Derch P. Peligros geológicos y problemas para obras civiles. Seminario SERNAGEOMIN por presentación de nuevos mapas geológicos. 29 de abril de 20 13.
CONCLUSIÓN: En base a la investigación realizada en todos los puntos destinados a visitarse durante la experiencia de terreno, se puede demostrar que los objetivos planteados se cumplieron de manera virtuosa, al punto de lograr establecer relaciones entre cada uno de los complejos visitados. Dígase de otro modo, se encuentra una conexión entre todo lo visto mientras se recorrían los lugares. Un fuerte punto de esto tiene que ver con la comprobación de la última playa analizada, como la base total de la formación Santo Domingo. Esto se apoyó en su origen (primero que los otros) y las ideas descritas en el punto del cual se habla. Cabe destacar que un factor muy importante a lo largo del terreno fue notar el proceso de erosión y la tectónica de placas (visibles principalmente en el depósito de granodiorita y el afloramiento bahía mansa), dado que resulta muy didáctico notar este tipo de procesos a lo largo del camino a la geología. Siempre se resguarda la teoría cuando es aplicada en el día a día. Hablando de las remociones en masa, se puede concluir en que varían de acuerdo al tipo de sedimento y grado de consolidación que exista en este para formar el suceso de acuerdo a como ha acontecido en lo que se he logrado describir. Si se da paso al tema de las dunas, también se encontraron ideas importantes. Es el caso de la independencia de características de acá con respecto a la intervención antropogénica, citando ejemplos descritos en el mismo tema; la gradación inversa, el paleosuelo y estratificación cruzada. Esto refleja que los procesos naturales siempre tendrán efectos a lo largo de la vida del planeta, dejando de lado cualquier tipo de acción en la que intervengan realizaciones humanas.
