jueves, 28 de junio de 2018

Isla Negra: una breve visita al batolito costero central de Chile

Isla Negra.

Es curioso cuán diferente puede ser la percepción de un lugar en función de los intereses de la persona que lo visita. Recientemente tuve ocasión de viajar a Chile y aprovechamos para dejarnos caer por Isla Negra. Se trata de un pequeño municipio de la costa, al sur de Valparaíso, cuya principal actividad, aparentemente, es el turismo. En la carreterita que atraviesa el pueblo hay multitud de restaurantes y cafeterías con sus terrazas y, en un lugar estratégico, un buen número de casetas de recuerdos, en algunos casos consistentes en artesanía local basada en el motivo de atracción principal de este lugar. Y es que la mayor parte de la gente que viene aquí lo hace atraída por la casa de Pablo Neruda. Según parece, este poeta decidió asentarse aquí en cierto momento de su vida, de vuelta de Europa. Su vivienda ocupa un lugar prominente, sobre un pequeño escarpe que recae sobre el Pacífico (un mar que no me dado muestras de serlo en absoluto en ninguna de las dos ocasiones que he tenido de verlo). He de reconocer que no habíamos planificado en absoluto la visita y que nuestro interés inicial no iba más allá de visitar esta localidad costera, ver el océano y dejarnos llevar por lo que este paisaje ofreciese.

Tras aparcar seguimos el sendero que conduce a la costa, donde algunos vendedores ambulantes estaban colocando sus puestos aprovechando su estratégica ubicación en el camino a la casa de Neruda. Entonces llegamos al océano, al monumento a Neruda y… descubrimos que en realidad, hay mucho más que ver aquí de lo que la mayor parte de los visitantes de Isla Negra imaginan.

Monumento Neruda
La costa del Pacífico en Isla Negra. La escultura homenaje a Pablo Neruda preside las tonalitas del Complejo Ígneo de Isla Negra. 

Chile es un país muy alargado encajado entre la inabarcable cordillera de Los Andes y el océano Pacífico. Una y otro no se pueden entender por separado, ya que es precisamente el movimiento de convergencia entre la placa Pacífica y la placa Sudamericana la que ha levantado la cordillera, a la vez que la corteza oceánica se hunde hacia el manto bajo el continente. Pero la historia geológica del margen oeste de Sudamérica no se limita a las estructuras que vemos ahora. Como casi todas las placas que contienen amplias extensiones de corteza continental, la placa Sudamericana es el resultado de una sucesión de acontecimientos geológicos que pasan desde el rifting (la ruptura de la placa) a la acreción por colisión de fragmentos de corteza continental de menor entidad (llamados ‘terranes’ en inglés) pasando por la convergencia de placas a gran escala. Cada uno estos procesos deja una cicatriz que puede ser empleada para reconstruir la historia pasada de una región, y en el caso de Chile (o del margen continental de Sudamérica) esta historia empezó hace mucho tiempo. Podemos rastrear esta historia hasta la ruptura de Rodinia, un supercontinente que en el eón Proterozoico reunía a todas las masas continentales de la Tierra (en un anticipo del más conocido Pangea), un supercontinente que se fracturó (hace aproximadamente 900 Ma) dando lugar a océanos como el de Japeto y a cierto número de terranes (como el de la Pampa, o el de Arequipa-Antofalla) que, posteriormente, acabaron reuniéndose de nuevo y amalgamándose con los cratones de Amazonia y San Francisco (sí, la tectónica de placas es así, lo que hoy se separa puede acabar reunido mañana en una reversión del movimiento relativo de las placas). Todo esto significa que existieron ciclos tectónicos anteriores al que dio origen a los Andes, o visto de otra manera, una sucesión de Andes ancestrales erosionados y desaparecidos antes de la formación de la magnífica cordillera que vemos ahora. Este último ciclo orogénico se inició, según las mejores estimaciones disponibles, en el Jurásico Superior, cuando Sudamérica formaba parte del aún íntegro continente de Gondwana.

Como vemos, la costa de Chile ha sido un lugar movido desde hace mucho, mucho tiempo. Y en la zona central de Chile, al sur de Valaparaíso, podemos ver las raíces expuestas de algunas de aquellas montañas desaparecidas.

El batolito costero de la región central de Chile.

Isla Negra se encuentra en la Cordillera de la Costa, sobre una estructura conocida como el Batolito de la Costa. Esta estructura es el resultado del emplazamiento en la corteza de cuerpos de rocas ígneas intrusivas generadas durante la subducción bajo Gondwana de la placa Pacífica, concretamente entre finales del Paleozoico y el inicio del Mesozoico. Es decir, es anterior al inicio del actual ciclo orogénico andino. Aclaremos un par de ideas antes de continuar:

· Un batolito es un cuerpo de forma alargada y dimensiones de decenas de kilométros formado por la solidificación de magmas en la corteza terrestre. Normalmente el batolito es paralelo a alguna dirección tectónica regional (en este caso al límite entre las placas convergentes) y está, a su vez, formado por una sucesión de cuerpos menores, de forma subesferoidal, llamados plutones (con L, que os conozco).

· El emplazamiento de un batolito (o de los plutones que lo forman) no es un fenómeno sincrónico: es un proceso prolongado en el tiempo en el cual se pueden producir pulsos magmáticos sucesivos que a su vez intruyen a los anteriores.

Geológico Santo Domingo
Mapa geológico de la región central de Chile que contiene el área del Complejo Ígneo de Santo Domingo (reproducido de [2])

Más adelante hablaremos acerca del origen de estos magmas. Lo importante ahora es visualizar que en Isla Negra nos encontramos pisando una antigua cámara magmática de enorme extensión, que ha aflorado a la superficie como resultado de los mismos procesos que están levantando los Andes actuales, un cuerpo de roca exhumado y erosionado que nos permite ver el interior de la Tierra de hace más de 200 millones de años. Pero es más impresionante pensar que es como si nos hubiésemos metido en una máquina de excavar gigante (como en El Núcleo, esa pésima película) y hubiésemos descendido hasta unos 15 km bajo los volcanes de los Andes. Pero dejémonos de introducción y echemos un vistazo al Complejo Ígneo de Isla Negra, parte del complejo de Santo Domingo (que así se conoce esta parte del Batolito Costero).

Panorámica 2 Isla Negra
Vista panorámica de la costa de Isla Negra

Las rocas que vemos en Isla Negra son granitoides de composición calcoalcalina, fundamentalmente tonalitas y leucogranitos. Lejos de ser un cuerpo homogéneo, son resultado de un proceso de mezcla de magmas de composiciones ligeramente diferentes (una mezcla no completa, como veremos). Además, las condiciones en que se produjo esta mezcla no eran precisamente tranquilas, lo que ha dejado en la roca evidencias de la deformación resultado de los esfuerzos a que la corteza estaba sometida. Las evidencias de todo ello las podemos encontrar en la presencia de enclaves microgranulares, schlieren, diques (máficos y leucocráticos) y en las estructuras de deformación que muestran. Un auténtico espectáculo.

Los granitoides.

La mayor parte de las rocas que veremos en Isla Negra son, como ya hemos dicho, tonalitas y leucogranitos. Son rocas de composición calcoalcalina, típicas de márgenes destructivos (es decir, donde se está destruyendo corteza oceánica mediante un proceso de subducción) y están relacionadas con los arcos volcánicos que se forman a lo largo de estos límites convergentes. Las tonalitas están formadas por plagioclasa, cuarzo y biotita y hornblenda como principales minerales máficos. Alternan zonas con abundantes enclaves agrupados en enjambres y zonas donde su contenido es mucho menor. También presentan una clara foliación tanto por la alineación de minerales, la orientación de los enclaves de forma lenticular como por la presencia de bandeados composicionales.

Tonalitas y enjambre de enclaves
Aspecto de las tonalitas. En el centro de la imagen es bien visible un enjambre de enclaves microgranulíticos elongados según las lineaciones tectónicas dominantes

Los leucogranitos aparecen formando diques o bolsas de forma irregular y contacto neto con las tonalitas. Contienen biotita y feldespato potásico (microclina). En ocasiones se encuentran parches pegmatíticos con grandes fenocristales de cuarzo y microclina. Los leucogranitos no suelen presentar enclaves.

Leucogranito
Aspecto de los leucogranitos. Gonzalo Che hace de escala.

Detalle Leucogranito
Detalle de uno de los bolsones pegmatíticos contenidos en los leucogranitos, en los que se aprecian grandes fenocristales de microclina y de cuarzo intersticial.

Enclaves.

Un enclave es un cuerpo de composición distitinta, generalmente más máfica y de dimensiones generalmente centimétricas a decimétricas que aparece englobado en un cuerpo de roca de composición distinta, generalmente un granitoide. En Isla Negra los enclaves son abundantísimos y muestran toda una serie de características que aportan mucha información acerca del emplazamiento del Plutón y su historia de deformación. Poseen una textura microgranular y muestran plagioclasa cálcica, hornblenda y biotita (más algo de cuarzo). En cualquier caso, la composición y la textura son variables, presentando en ocasiones fenocristales de plagioclasa y una gradación hacia la tonalita de la matriz, que en ocasiones se refleja en contactos indentados entre una y otros, lo que a su vez es un indicativo de la interacción entre los dos magmas originales cuando ambos estaban todavía en un estado plástico similar. De la misma forma, a pesar de que el tamaño de grano en los enclaves en muy inferior al de la matriz tonalítica, encontrar en el interior de los mismos y en sus bordes grandes cristales de plagioclasa que constituyen una evidencia más, junto con otros indicios, de la interacción entre uno y otra antes de la completa cristalización.

Además de los procesos de mezcla incompleta de magmas (un proceso conocido como magma mingling) hay otros factores que añaden un componente dinámico a la escena. Por ejemplo, la deformación de los propios enclaves. Hay todo un muestrario que incluye:

  • Enclaves elongados.
  • Enclaves plegados.
  • Enclaves que muestran fracturas en echelon en zonas de cizalla.
  • Enclaves boudinados.


Enclave tension gash
Enclave elongado con un sistema de fracturas de tensión desarrolladas como resultado de los esfuerzos de cizalla subparalelos a la dirección de elongación del enclave. Se aprecia como las grietas están ocupadas por un leucosoma empobrecido en minerales melanocráticos (oscuros).

Enclave boudinado
Enclave boudinado en el que la extensión paralela a la alineación del enclave ha separado los tres fragmentos (boudines) en que se ha dividido.

Enclaves plegados
Enclave plegado visible en el centro de la imagen

Aunque hay una cierta variabilidad en el comportamiento mecánico de enclaves y matriz tonalítica, el tipo de deformación observada en los primeros parece sugerir una diferente viscosidad entre magmas en el momento de producirse esta.

Contacto indentado
Contacto imbricado entre la matriz tonalítica y un enclave. Se observan varios fenocristales de feldespato en el interior del enclave y un borde difuso como resultado de la mezcla parcial de dos magmas (mingling) con una viscosidad similar.

Además, también es muy vistosa la foliación magmática evidenciada por bandas de material máfico (schlieren, básicamente zonas especialmente ricas en biotita). Esta foliación coincide en general con la mostrada por los enjambres de enclaves y sus direcciones de elongación.


Diques

Son especialmente llamativas las familias de diques máficos que cortan tanto a través de la matriz tonalítica como de los enclaves, lo que demuestra que su emplazamiento es posterior a ambos. Estos diques muestran relativamente poca deformación y su contacto con el resto de estructuras es neto, lo que sugiere que para el momento en que se produjo su intrusión el cuerpo ígneo original estaba cristalizado en un alto grado. Pueden observarse detalles como:

  • Bloques angulosos de la matriz incorporados en el interior de los diques.
  • Zonas de indentación entre matriz y diques.
  • Bordes de enfriamiento en los márgenes de los diques, a lo largo de los contactos entre ambos, evidenciados por la distinta textura entre estos márgenes y la sección central de los diques.


La datación de esto diques apunta a una edad Jurásico superior para los mismos. En Punta de Tralca, al noreste de Isla Negra, pueden verse los puntos en los que se han tomado testigos para la realización de análisis en laboratorio. Se interpreta estos diques como el resultado de un régimen extensivo establecido entre finales del Jurásico y el inicio del Triásico.

Corte diques-enclaves
Dique melanocrático que corta de forma limpia a través de los enclaves y la matriz tonalítica, desplazando los fragmentos en que divide el enclave. El contacto entre el dique y la matriz y el enclave es neto, mostrando que cuando se emplazó existía un fuerte contraste de viscosidad con la matriz tonalítica.

Dique bloque anguloso matriz
Dique que presenta un bloque anguloso de matriz incorporado. Este bloque es un fragmento de tonalita arrancado mecánicamente durante el emplazamiento del dique.

Bordes enfriamiento
Contraste textural entre los márgenes del dique (en contacto con la matriz) y el eje central del mismo, posiblemente a consecuencia del enfriamiento más rápido de los bordes al contacto con la matriz, más fría en el momento del emplazamiento. Esa diferencia textural hace que ambas zonas se meteoricen de forma distinta, haciendo que sea más visible.

Diques plugs
Puntos en los que se ha tomado muestras del dique para la realización de estudios petrográficos.

Todo ello nos muestra que la historia del complejo ígneo de Isla Negra (y, por extensión, del de Santo Domingo) es el resultado de una compleja interacción de procesos tectónicos, magmáticos y metamórficos (este último punto no lo puedo mostrar en imágenes ya que no tuve ocasión de visitar el Complejo Metamórfico de Valparaíso que actúa como encajante de estos complejos ígneos).

Otros detalles.

Además de todo lo expuesto ya, pueden observarse otros detalles interesantes relacionados con la forma en que estas rocas son afectadas por los factores ambientales meteorizando y erosionando las rocas.

Por un lado, en Punta Tralca podemos ver la típica erosión de los granitoides a lo largo de familias de diaclasas para generar un paisaje de grandes bloques de rocas redondeadas.

Vista Punta Tralca
Vista general del paisaje típico resultado de la erosión de los granitoides en Punta Tralca

Por otra parte, también vemos como los enclaves micrograníticos son más sensibles al ataque por los factores ambientales, posiblemente como resultado de su menor tamaño de grano que aumenta la superficie específica disponible expuesta al ataque químico.

Meteorización enclave
Hueco dejado por la erosión completa de un enclave. Rnteresantemente, el hueco está relleno parcialmente por arena compuesta por minerales melanocráticos, seleccionados por el viento a causa de su mayor densidad.

Y una forma extrema de erosión es, naturalmente, un tsunami. No todos los días se está en lugares en los que hay que prestar atención a las rutas de evacuación de este fenómeno geológico. Es un buen recordatorio de la compleja historia geológica del margen activo del oeste de Sudamérica.

Ruta tsunami
El autor junto a uno de los carteles que señalizan la ruta de evacuación en caso de tsunami, un recordatorio de que nos encontramos en un margen continental muy activo

Finalmente os dejo un vídeo que os permitirá tener una idea más dinámica de cómo es el paisaje de Isla Negra, además de disfrutar de la siempre impresionante fuerza del Pacífico (que aquí, de Pacífico tiene poco).



Referencias:

[1] Siña, A., and Parada, M., 1985, Los granitoides de rocas de Santo Domingo: antecedentes de terreno, petrográficos y de química de elementos mayores para una mezcla de magmas, in Proceedings, 4th Congreso Geológico Chileno, v. 3, p. 512–530.

[2] Webber, J.R., 2012, Advances in rock fabric quantification and the reconstruction of progressive dike emplacement in the Coastal batholith of central Chile [M.S. thesis]: Burlington, University of Vermont, 268 p.

[3] Webber, J. R., Klepeis, K. A., Webb, L. E., Cembrano, J., Morata, D., Mora-Klepeis, G., & Arancibia, G. (2015). Deformation and magma transport in a crystallizing plutonic complex, Coastal Batholith, central Chile. Geosphere, 11(5), 1401-1426.


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