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GUÍA DE TERRENO SALIDA BORDE COSTERO DE ATACAMAManuel Abad, Nicole Maldonado y Tatiana IzquierdoGrupo de Investigación Recursos Hídricos y Geología del Cuaternario de Atacama – [email protected]

LOCALIZACIÓN

INTRODUCCIÓN

ENEGeol 2017 – Encuentro Nacional de Estudiantes de Geología, sede Copiapó

La Costa de la comuna de Caldera presenta una amplia geodiversidad y

densidad de puntos de interés geológico, en lugares situados en un

radio muy cercano y de fácil acceso, lo que facilita la realización de un

circuito geoturístico. La zona, además, posee un evidente interés

turístico por su innegable belleza paisajística y el atractivo que le

confieren sus playas y gastronomía. Gran parte del área de estudio de

este trabajo está comprendida dentro del Área Marina Costera

Protegida de Múltiples Usos Isla Grande Atacama (AMCP-MU IGA). Su

territorio abarca aproximadamente 8 km de ancho y 52 km de longitud,

tiene una superficie total de 9.703 ha y comprende varios sitios de

interés por su patrimonio geológico, especialmente los relacionados

con la geomorfología, geología y paleontología, pero también

ecológicos y arqueológicos.

La zona de estudio se localiza en la conocida como Planicie Costera, al

Oeste del accidente geológico más importante del borde litoral de la

Región de Atacama, conocido como Sistema de Falla de Atacama

(González et al., 2006). A favor de esta estructura, que posee un rumbo

aproximado N-S y recorre gran parte del Norte de Chile, se produce el

levantamiento de la Cordillera de la Costa en tiempos geológicos

recientes, aunque en el sector central de Atacama su alzamiento ha

sido mucho más atenuado que en el Norte y Sur de la región,

careciendo de una expresión geomorfológica importante en este sector

(generalmente no supera los 700 m).

A escala local, la fractura más importante es la Falla de El Morro,

localizada unos 10 km al Sur de Caldera. Se trata de una falla inversa,

de manteo variable y vergencia hacia el SSE, que se

Esquema geológico del borde costero de Caldera

propaga por más de 9 Km con dirección NE-SW. Esta falla, activa

durante el Neógeno superior, pone en contacto las Granodioritas de El

Morro Copiapó con las areniscas y lutitas de la Formación Bahía Inglesa

(Marquardt et al., 2004), sobre las que se emplazan tectónicamente.

Desde un punto de vista litológico, el sustrato en el borde costero está

constituido principalmente por rocas ígneas jurásicas, agrupadas

dentro del batolito de la costa, aunque aparecen pequeños

afloramientos de rocas metamórficas paleozoicas correspondientes al

Complejo Epimetamórfico de Chañaral. Sobre este sustrato, mediante

una marcada inconformidad, se depositan las formaciones neógenas

continentales y marinas: Fm Bahía Inglesa, Fm Angostura, Und Gravas

del Copiapó y Fm Agua Amarga. Las formaciones superficiales

cuaternarias, de diversa naturaleza, se extienden por toda la zona de

estudio cubriendo casi por completo a todas las anteriores.

ITINERARIO GEOLÓGICO


Recientemente, se ha propuesto un itinerario de 17 puntos en la que

quedan recogidas la diversidad y riqueza del geopatrimonio de la región

de Atacama (Maldonado, 2017). De estos, para esta salida a terreno, se

han seleccionado sólo los 8 LIGS más significativos considerando su

interés científico y turístico. En mayor medida, este itinerario se centra

en formas y unidades geológicas recientes, de edad Mioceno superior-

Cuaternario, remarcando las características geomorfológicas,

estratigráficas o estructurales del área.

Itinerario propuesto a lo largo del borde costero de Caldera

LIG Nº NOMBRE INTERÉS PRINCIPAL

1 Los Dedos Paleontológico

2 Playa Chorillos Hidrogeológico/Estratigráfico

3 Las Tinajas Estructural

4 Salto Gato Geomorfológico

5 Bahía Cisne Geomorfológico/ Sedimentológico

6 Humedal Copiapó Geomorfológico

7 “Meteorito” Geomorfológico

8 Playa Blanca Estratigráfico


El Parque Paleontológico de “Los Dedos” ocupa una extensión de 370 hectáreas. Se localiza al sur de Bahía Inglesa y alberga un yacimiento de fósiles devertebrados marinos de importancia mundial (Suárez, 2007). Desde el año 2007 es un bien nacional de uso público. El hallazgo de una gran diversidadde ejemplares bien conservados de diferentes grupos de vertebrados (pinnípedos, cocodrilos, aves marinas, cetáceos, perezosos, etc.), la abundanciade restos de cetáceos y seláceos, así como su interés estratigráfico, hacen de este lugar un punto de referencia para la paleontología del Neógeno deChile. El entorno geomorfológico de este LIG posee además un notable interés, junto a su localización cercana al litoral, dotan al conjunto de unaenorme belleza paisajística. En la actualidad, el Proyecto FIC Los Dedos, financiado por el Gobierno Regional de Atacama, busca poner en valor todo elentorno y promoverlo como una zona de referencia para el geoturismo nivel nacional.

Imágenes del Sitio Paleontológico “Los Dedos”

PARADA 1: PARQUE PALEONTOLÓGICO LOS DEDOS


La conocida como Falla de El Morro ha sido descrita por Marquardt etal. (2004). Constituye la principal estructura geológica de la zona deestudio, con una clara expresión geomorfológica en el paisaje. Se tratade una falla inversa de alto ángulo y dirección variable, entre N-S y NW-SE, con buzamiento hacia el O y desplazamiento métrico a lo largo delplano de falla. Su longitud a lo largo del trazo de falla es superior a los 8km. El origen de esta falla, a partir de la que se emplazantectónicamente gabros y granodioritas jurásicos sobre la Fm BahíaInglesa, de edad Neógeno, se asocia a la reactivación de estructuras delbasamento con orientación similar. Su actividad parece estar selladapor las terrazas cuaternarias marinas, aunque localmente estosdepósitos pueden aparecer plegados.

Esquema estructural y corte geológico esquemático de El Morro de Copiapó. La

orientación del corte se indica en la fotografía superior.

PARADA 2: LA FALLA DE EL MORRO Y PLAYA CHORRILLOS

La aparición de una gran falla normal, que corta los materiales plutónicosen el bloque occidental de la Falla de El Morro, puede observarse desdeeste punto hacia el NE a modo de un evidente escarpe de falla. Esta fallapresenta un trazado rectilíneo y dirección NNE-SSW, ejerciendo un fuertecontrol estructural sobre la Quebrada Chorrillos y dando lugar a unaestructura de tipo semigraben que se desarrolla al pie de estos relieves.Ambas fallas convergen en el litoral, donde la compresión entre bloques yla fricción ha favorecido el triturado de las rocas plutónicas y la formaciónde una cataclasita, específicamente una “harina de falla”, de intensocolor blanco y aspecto pulverulento.

Arriba, visual hacia el Sur de la Falla de Chorrillos con expresión

geomorfológica del trazado de la falla. Abajo, detalles de la cataclasita

(harina de falla) y brecha de escarpe de falla.


El manantial de Playa Chorrillos surge de forma difusa a lo largo de una pared de

aproximadamente 30 m, conformada por lo materiales basales de la Fm Bahía Inglesa

(acuífero poroso), compuesta por lutitas, arenas, conglomerados y brechas. Su

paleorrelieve está constituido por el sustrato cristalino (acuífero fracturado),

correspondiente a dioritas y gabros. El acuífero poroso presenta una relación

geométrica lateral y suprayacente con el acuífero fracturado, fosilizándolo. Sobre

estas unidades se encuentra la Unidad, de bajo espesor, de los Estratos de Caldera

(terrazas marinas), que no constituyen acuífero pero que, debido a su gran extensión,

cualquier episodio de recarga debe atravesar (Guerrero, 2016).

Corte hidrogeológico esquemático que sintetiza el modelo hidrogeológico

propuesto para el manantial de Playa Chorrillos (Guerrero, 2016).

PARADA 2: LA FALLA DE EL MORRO Y PLAYA CHORRILLOS

Arriba, vista general desde el Sur de Playa Chorrillo, con indicación de fallas y

principales contactos; Abajo izquierda, falla inversa en la base de la sucesión

neógena en el extremo norte de la playa. Abajo derecha, Manantial de Chorrillos,

densamente poblado por vegetación.

Unos metros más al Sur del manantial, los acantilados labrados sobre la FmBahía Inglesa muestran en su mayor esplendor la estratigrafía de estaunidad, conformada por diferentes litologías que se alternan lateral yverticalmente: areniscas, limolitas, conglomerados y brechas, todas ellasdepositadas en un ambiente costero y marino somero durante el Neógenosuperior. La exposición del corte permite seguir la geometría de las capas ysu organización interna, así como la existencia de múltiples discordanciasinternas y pequeñas fallas inversas verticales sinsedimentariasrelacionadas con la formación de pliegues de propagación en rodilla.


La falla de Las Tinajas constituye un ejemplo muy didáctico, por sus magníficas condiciones de exposición de un cabalgamiento de dirección N-S y

vergencia hacia el Oeste. Esta falla se describe en el trabajo de Marquardt et al. (2004) y se incluye en la portada de la Carta Geológica de Caldera

(Godoy et al., 2003). El cabalgamiento corta los materiales neógenos de la Formación Bahía Inglesa. En este sentido, un cabalgamiento, de forma

simplificada, puede describirse como un tipo de falla definida por una superficie con ángulos de manteo inferiores a 30o, en que se produce un

desplazamiento relativo de un bloque de rocas más antiguas que son empujadas por encima de otro bloque formado por materiales más recientes,

en un contexto compresivo. Asociado a esta fractura son diferenciables pequeñas fallas normales en el bloque occidental (bloque levantado) y el

desarrollo de un pliegue sinclinal producto el arrastre de la falla en el bloque hundido. La deformación asociada a este arrastre se refleja en el suave

basculamiento de las capas hacia mar (hacia el Oeste), claramente divisable en el bloque hundido, que tiende a atenuarse de forma progresiva a

medida que nos alejamos de la fractura.

Localización y fotografía interpretada de la falla inversa LIG, con identificación de las estructura e interpretación simplificada

PARADA 3: LA FALLA INVERSA DE LAS TINAJAS

3


En este lugar pueden apreciarse los modelados de costas rocosas con desarrollo de acantilados y plataformas de abrasión costera, esculpidos sobre elsustrato ígneo jurásico y las unidades detríticas mio-pliocenas. Los cantiles, que presentan inclinaciones casi verticales, permiten observar laorganización estratigráfica y sucesión en la vertical de las distintas litologías de la Fm Bahía Inglesa, así como la geometría interna de sus capas. Estaunidad aparece fuertemente desmantelada y acarcavada por la incisión fluvial incipiente. Sobre todo lo anterior, afloran terrazas marinas pleistocenas,conformadas por conglomerados muy fosilíferos, que definen una superficie aplanada en el paisaje unos 60 m.s.n.m. La acción del oleaje y la fuertependiente de las laderas favorecen la activación de fenómenos de laderas, como desprendimientos de rocas, colapsos y vuelcos, que atestiguan elretroceso de la costa acantilada durante tiempos geológicos recientes.

Paisaje geológico y procesos gravitacionales en los

acantilados de El Salto de El Gato.

PARADA 4: ACANTILADOS DEL SALTO DEL GATO


Este LIG se basa principalmente en la belleza paisajística de este

sector costero, desde donde se divisan diferentes hitos geológicos

y geográficos de la costa de Caldera, como Isla Grande o El Morro

de Copiapó. Por tanto, su interés es eminentemente

geomorfológico. La Caleta Cisne constituye un buen ejemplo de

bahía con amplio desarrollo de cordón arenoso litoral que se

desarrolla contiguo al escarpe marino holoceno actual. Al pie del

cantil quedan grandes bloques de calcarenitas recubriendo los

depósitos de ladera, que articulan morfológicamente la superficie

de la playa actual con el techo de la una terraza marina

(Pleistoceno superior) elevada 10 m.s.n.m. La terraza aflora a lo

largo de casi toda la bahía, en su mayor parte cubierta por un

extenso por un cordón dunar litoral orientado paralelo a la costa,

un manto eólico y varios campos de dunas de tipo nebkha.

La Isla Grande está formada por rocas plutónicas y metamórficas

jurásicas y paleozoicas, respectivamente, y su alzamiento como

islote próximo a la costa está relacionado con la actividad

tectónica, durante el Neógeno superior, de la falla Inversa de El

Morro, con la presenta una clara continuidad en su traza

cartográfica. Otro interés añadido a este LIG es la reciente

descripción de un gran campo de bloques de calcarenitas sobre la

terraza marina (Abad et al, en prensa). Según estos autores, el

depósito se generó a partir de un terremoto e Mw~9, que dio

lugar a un tsunami de altura de ola superior a 20 m,

probablemente hace más de 500 años.

Esquema geomorfológico de Bahía Cisne y cortes esquemáticas con

distribución aproximada de campo de bloques originados por tsunami

de 1420 en las costas de Atacama (Abad et al., en prensa).

PARADA 5: PANORÁMICA ISLA GRANDE Y CAMPOS DE BLOQUES DEL TSUNAMI DE 1420


La desembocadura del Río Copiapó puede clasificarse como un estuario cerrado por una flecha litoral que desconecta por completo la cuenca marinadel valle fluvial la mayor parte del año. Este valle aparece en la actualidad en un avanzado estado de colmatación. La característica geomorfológicamás reseñable de la zona es la extensa planicie litoral que se extienden por todo el borde costero, producto de los repetidos ciclos transgresivos yregresivos que ha experimentado este sector durante la mayor parte del Cuaternario reciente, combinado con un alzamiento tectónico continuado. Enla zona más próxima al borde litoral se desarrollan extensos cuerpos de humedal que crecen protegidos tras los cordones dunares dentro del valle ose prolongan hacia el Norte en paralelo a la barrera dunar litoral por más de 3 Km, donde toman el nombre de Las Salinas.

Vista panorámica desde el Sur del Humedal del Copiapó y las terrazas marinas bajasen su zona de desembocadura.

PARADA 6: PANORÁMICA HUMEDAL Y TERRAZAS DEL COPIAPÓ

La desembocadura del Río Copiapó se caracterizapor la presencia de un humedal, que constituyeparte del Área Marina y Costera Protegida de UsosMúltiples de Isla Grande de Atacama (AMPCP-MU),creada en el año 2005, que incluye numerosos yvariados ecosistemas tanto marinos comoterrestres. El humedal de la desembocadura del RíoCopiapó, al igual que muchos sistemas devegetación azonal hídrica, corresponde a unsistema único, en una matriz desértica,constituyéndose en un hito fundamental para elfuncionamiento de los sistemas biológicos del áreageográfica en que se inserta


PARADA 7: EL METEORITO DE PUERTO VIEJO

El famoso meteorito supone, en realidad, uno de los pocos ejemplos deAtacama de modelado kárstico, elaborado por la disolución de lascalizas bioclásticas de la Fm Bahía Inglesa, de edad Mio-Plioceno, dandolugar una depresión con geometría en planta circular y diámetro deunos 3 m (Figura 6.39). Estos depósitos están constituidos en su mayorparte por fragmentos de balánidos y ostreidos. En este punto, la serieneógena posee un espesor muy limitado y se apoya, mediante unainconformidad, sobre el sustrato jurásico constituido por monzogranitosde edad Jurásica. Esta forma se comunica en la vertical con una cavernasubmarina, generada al pie del acantilado por la acción erosiva deloleaje sobre el sustrato rocoso. En conjunto, la convergencia de ambascavidades da lugar a una morfología compleja, por dondeeventualmente, en momentos de oleaje de altura importante, seproducen el ascenso de espuma de mar, salpicaduras y viento, a modode bufadero.

Esquema donde se explica la formación del “El Meteorito”

Desarrollo de un lapiaz en los bordes de El Meteorito de Puerto Viejo, que

funcionan como canales para las aguas de pluviales que convergen en una

zona deprimida endorreica, donde se hace más efectiva la disolución. En esta

zona, se forma una cavidad de disolución en las capas carbonatadas de la Fm

Bahía Inglesa

“…y por fin el Volcán dé Agua, pequeño hueco socavado por el embate de las olas

debajo de los conglomerados de conchilla, restos de la última formación geológica

descansando en situación horizontal sobre una base erizada de durísimas rocas de

labradorita desgastadas, redondeadas i carcomidas, dejando intersticios i conductos

por donde el mar penetra brama do e impetuoso como si pugnara por lanzar a los

aires i entregar a la acción trituradora de las olas hasta el último fragmento de las

capas calcáreas sobrepuestas.”

San Román, F.J. 1883. Desierto y Cordilleras de Atacama III, pg 14 de 410.

El Meteorito constituye un punto bien conocido por la sociedadcopiapina y calderina. Recibe este nombre por su forma circular ydeprimida, que se asemeja a la impronta geomorfológica dejada por elimpacto de un meteorito. Sin embargo, su origen dista mucho de surealidad. Su aparición se menciona en crónicas del Siglo XIX donde sedescribe el paisaje de las costas de Atacama y se explica con lucidez suorigen. A su vez, estos textos también hacen referencia a lasevocaciones que esta forma provocaba en Los Changos y, másrecientemente, en la cultura popular, que lo asemejan a un volcán acavernas que comunican con el interior de la Tierra.


La vista panorámica de Playa Blanca

constituye uno de los ejemplos más

claros y didácticos de inconformidad

que existe en la Región de Atacama y

tal vez en el Norte de Chile. En este

caso específico, esta superficie

delimita el contacto entre la Unidad

Granodiorita de El Morro, de edad

Jurásico, con los materiales

siliciclásticos y carbonatados de la Fm

Bahía Inglesa, de edad Mio-Plioceno.

Las magníficas condiciones de

observación de las relaciones

geométricas entre ambas unidades

ponen en evidencia la configuración de

un paleorrelieve jurásico, muy

irregular e intensamente denudado,

que controló la paleogeografía de este

sector costero durante la transgresión

neógena. Los afloramientos de rocas

plutónicas debieron dar lugar a

multitud de islotes y costas acantiladas

rocosas que fueron progresivamente

sumergidas ante la elevación y avance

del mar hacia el interior del continente

durante el Mioceno superior (Le Roux

et al., 2016).

En etapas más avanzadas del proceso transgresivo, este paleorrelieve quedó completamente soterrado bajo la serie sedimentaria neógena y, más tarde,

por las terrazas marinas pleistocenas. La erosión litoral asociada al Presente Interglacial (últimos 10.000 años) ha labrado los acantilados actuales,

favoreciendo las condiciones de observación desde el sur de la ensensada.

Vista desde el Norte de la Inconformidad de Playa Blanca que pone en contacto las unidades ígneas

jurásicas con la Fm Bahía Inglesa.

PARADA 8: LA INCONFORMIDAD DE PLAYA BLANCA

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