Magíster en Ciencias, Mención Geología / Geóloga / Desde la década de 1940 se ha reconocido la importancia de los sistemas de fallas como estructuras que hospedan mineralización. Esta tesis busca establecer las relaciones estructurales entre los procesos de deformación y de mineralización de plata y oro, para determinar blancos de exploración en el Distrito Cerro Bayo (DCB), región de Aysén, Chile. El área en estudio se ubica en el sector Laguna Verde del DCB, donde afloran las secuencias volcánicas del miembro inferior de la Formación Ibáñez de edad Jurásico (154 144 Ma). Éstas hospedan las vetas de cuarzo subverticales con mineralización de plata y oro (114 111 Ma), emplazadas en un ambiente epitermal de baja a intermedia sulfuración a través de sistemas de fracturas con orientación N S a NO SE. Sistemas de fallas con orientación NE SO a E O cortan las secuencias mineralizadas con desplazamientos principalmente normales, y menores componentes de rumbo, que habrían provocado una caída de los bloques occidentales al este de Laguna Verde. En las inmediaciones de Laguna Verde se estima que la orientación del eje de apertura principal del sistema de vetas (T), equivalente el eje mínimo de deformación (σ3), es horizontal y presenta una orientación de N57°E. Esta apertura fue definida según la actitud y potencia de las vetas. La orientación de apertura no habría variado para el sistema hidrotermal sincrónico y posterior a la mineralización de plata y oro. Esto permite determinar que las vetas principales presentan orientaciones de N33°O ± 10°, y las vetas secundarias presentan orientaciones entre N69°O N43°O y N23°O N11°E. Estas orientaciones permiten determinar siete zonas probablemente mineralizadas con plata y oro dentro del DCB, las que se establecen a partir de un análisis geométrico de fotolineamientos en las secuencias volcánicas de la Formación Ibáñez del DCB. Éstas se enumeran del 1 al 7, donde 1 corresponde a la que presenta una mayor frecuencia y largo de lineamientos asociados a la apertura principal. Estudios anteriores de inclusiones fluidas proponen que el sector Laguna Verde es el más erodado del distrito. Esto, junto al comportamiento de las fallas NE SO, indica que al oeste de Laguna Verde la mineralización de plata y oro, debería encontrarse más somera.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / La Sierra Limón Verde (SLV), ubicada al sur de Calama (22,5º- 22,8°S) es el elemento topográfico más elevado de la Cordillera de Domeyko. Se caracteriza por la ocurrencia de afloramientos de rocas metamórficas, sedimentarias, volcánicas e intrusivas paleozoicas, que forman una serie de slivers o lentes de cizalle limitados por fallas con una probable componente de rumbo y cuya actividad se mantuvo en parte hasta el Cenozoico superior. Aunque la geología de la SLV ha sido motivo de numerosos estudios, el significado tectónico y regional de las unidades que allí afloran es aún incierto. En esta Tesis se presenta un estudio detallado de las unidades pre-mesozoicas de la SLV, basado en un mapeo regional a escala 1:50.000 acompañado de nuevas dataciones U-Pb en circones (por el método LA ICP - MS) de las unidades intrusivas y análisis de las poblaciones de circones detríticos de las unidades metamórficas. La mayor parte de la SLV está constituida por un complejo intrusivo del Paleozoico superior que incluye desde gabros hasta granitos y pórfidos riolíticos, cuyas edades U-Pb en circones permiten separarlos en dos grupos principales: Carbonífero Inferior, (ca. 322 - 325 Ma) y Carbonífero Pérmico (ca. 287 - 300 Ma), estas últimas similares a las obtenidas en los niveles volcánicos de la Formación Agua Dulce, emplazadas en forma sincrónica. Las rocas ígneas de la SLV, que representan eventos reconocidos en otros sectores del cinturón magmático del Paleozoico superior del Norte de Chile, intruyen o cubren en discordancia a secuencias metasedimentarias más antiguas. Éstas fueron consideradas, anteriormente, parte del Complejo Metamórfico Limón Verde formado por rocas de alto grado metamórfico. Esta unidad constituida por esquistos micáceos de granate y anfibolitas afectadas, según estudios recientes por metamorfismo de alta P/T en el Pérmico (ca. 288 Ma) aflora exclusivamente al oeste de la SLV y de la Falla Limón Verde. La unidad más antigua expuesta dentro de la SLV corresponde, en cambio, a una serie de conglomerados monomícticos matriz soportados (Diamictitas de Limón Verde) con edad máxima de depósito de ca. 1.060 Ma (U-Pb LA ICP - MS en circones detríticos) y que probablemente corresponden a depósitos de origen glaciar de edad Neoproterozoica (Criogénica), los cuales representarían los primeros depósitos de este tipo reconocidos en Chile. Junto a ellas, formando también enclaves dentro de los intrusivos del Paleozoico superior, aflora una unidad de metacuarcitas foliadas y metabasitas (Estratos de Pampa Quenante) y otra constituida por grauvacas y conglomerados (Estratos de Cerro Limón Verde) afectadas por metamorfismo de bajo grado y cuyas poblaciones de circones detríticos indican una edad máxima de depósito Ordovícica (ca. 470 - 480 Ma). Su espectro de edades de circones detríticos se puede comparar al de sucesiones sedimentarias del Devónico Carbonífero inferior aflorantes en la Cordillera de la Costa de la región de Antofagasta, aunque una edad más antigua no puede ser descartada del todo. La Tesis incluye, como capítulo final, una discusión en cuanto al significado de las unidades expuestas en la SLV para los modelos tectónicos propuestos para la evolución paleozoica del norte de Chile.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / La cuenca del Salar de Atacama, ubicada en la Región de Antofagasta, es un lugar primordial para el estudio de la tectónica de los Andes Centrales, esto por el completo registro estratigráfico y estructural desde el Cretácico hasta el presente que ahí se encuentra, además de las condiciones de hiperaridez que imperan en la región lo que permite la preservación de esta información. Con estos antecedentes, elementos como su estructura interna siguen siendo aún materia de debate. Con el fin de comprender la estructura interna de la cuenca del Salar de Atacama, además de las condiciones que dieron paso a la formación de la Cordillera de la Sal, rasgo estructural de primer orden dentro del área de estudio, se realizó un estudio que implicó la integración de datos estructurales junto con datos de reflexión sísmica, con los que fue posible desarrollar un modelo 3D de las principales estructuras del Salar de Atacama. Se realizó un detallado análisis de la amplia grilla de perfiles sísmicos dentro de la cuenca, especialmente en su vertiente occidental, con especial énfasis en el estudio de la Formación San Pedro, unidad principal que constituye la Cordillera de la Sal. Se trabajó, además, en la elaboración de una serie de perfiles estructurales en el área de la Cordillera de la Sal, los que fueron elaborados y compilados en el software Move (© Midland Valley Exploration Ltd) para la generación del modelo 3D, el que fue posteriormente restaurado también en 3D. El análisis de datos sísmicos muestra que en largos depocentros se acumularon durante el Oligoceno facies aluviales y miembros evaporíticos de la Formación San Pedro, relacionados con procesos de extensión. Esta extensión estuvo controlada por una falla normal de primer orden, ubicada en el flanco occidental de la cuenca. Esta falla aparenta ser un rasgo clave de la estructura interna del Salar de Atacama. Durante el Mioceno medio a superior, el alzamiento de la Cordillera de la Sal involucró compresión y movimientos de rumbo sinestrales en su dominio sur, en combinación con diapirismo salino en su dominio norte. Esta transición está relacionada a cambios en la profundidad del nivel de despegue de 4.000 a 6.000 metros de sur a norte, la asociación de este nivel de despegue con los niveles evaporíticos de la Formación San Pedro permite entender el control que ejercen las series evaporíticas sobre los procesos de deformación Neógena registrados en la cuenca del Salar de Atacama, así como también ocurre en otros cordones orogénicos como los Pirineos y los Cárpatos.

Magíster en Ciencias, Mención Geofísica / La cuenca de Santiago se localiza en Chile Central, en la Depresión Intermedia, unidad geomorfológica ubicada entre la Cordillera de la Costa y el frente de la Cordillera Principal de Los Andes. En ella, se encuentra la ciudad de Santiago, siendo el principal núcleo urbano del país con una extensa área que supera los 900 [km²]. A esta latitud la depresión central está rellena por depósitos aluviales, fluviales y lacustres asociados a los ríos Mapocho y Maipo y a los esteros Colina, Lampa y Angostura. En el sector poniente hay depósitos volcánicos denominados Ignimbrita de Pudahuel. El basamento rocoso, inferido a partir de los principales cerros isla que se encuentran en la cuenca, corresponde a rocas intrusivas volcánicas y sedimentarias que datan desde finales del Oligoceno al Mioceno temprano. En este estudio se utiliza el método de Transiente Electromagnético en diferentes lugares de la ciudad de Santiago para caracterizar el relleno sedimentario de la cuenca y se realiza un análisis utilizando como parámetro de estudio la resistividad eléctrica. Para esto, parte de este trabajo consiste en adquirir una base de datos utilizando 47 mediciones, las cuales se procesan analizando el comportamiento de las curvas de resistividad aparente, y luego se realiza un modelado 1-D, para finalmente obtener la variación de resistividad eléctrica v/s profundidad. Los resultados muestran que gravas y/o arenas tienen resistividades entre 30 (secas) y 200 [Ωm] (húmedas); ceniza volcánica 200 - 1500 [Ωm]; sedimento consolidado y/o suelo residual y/o basamento rocoso meteorizado entre 200 - 1000 [Ωm]; limos y/o arcillas y/o arenas saturadas < 30 [Ωm] y el basamento rocoso, resistividades > 1000 [Ωm]. Por otra parte, los resultados expuestos se contrastan con trabajos de gravimetría, información de niveles estáticos y la estratigrafía obtenida de diversos estudios en la zona. Los modelos 1-D muestran profundidades de alcance entre los 100 y 250 [m], en los que se interpreta basamento en estaciones situadas a los bordes del valle. La existencia de estratos resistivos a profundidades importantes (> 150 [m]), ubicadas especialmente al centro de la cuenca, puede deberse a la presencia de depósitos de sedimento consolidado y/o suelo residual y/o basamento rocoso meteorizado, los cuales pueden considerarse como una zona de transición a un basamento rocoso cristalino. A partir de las estaciones restantes, se obtienen modelos en que se entregan espesores de relleno mínimos para diferentes sectores de la cuenca. En general, profundidades someras de la cuenca presentan depósitos de sedimento fino (limo y/o arcilla), arenas o sedimento saturado hacia el nor-poniente, depósitos de gravas y/o arenas húmedas hacia el norte y depósitos de gravas y/o arenas secas hacia el sur del sector de estudio. Los depósitos del relleno se asocian a un amplio rango de resistividades eléctricas y, con base en la geología de la zona, se revela la existencia de una cuenca heterogénea, con una distribución del relleno sedimentario asociada a la forma y etapas de depositación de los abanicos aluviales, principalmente los abanicos del Maipo y Mapocho. / Santiago basin is located in central Chile, in the Central Depression, which is a geomorpholo-gical unit placed between the Coastal Cordillera and the Western Andes Cordillera. Santiago city is the main urban area of the country, it has an areal extension of about 900[km2] and it is enti-rely settled over this basin. At this latitude the Central Depression is filled by deposits of alluvial, fluvial and lacustrine associated with Mapocho and Maipo rivers and the estuaries Colina, Lam-pa y Angostura. In the western sector there are volcanic deposits called Ignimbrita de Pudahuel. Underneath, there is a bedrock, whose composition is possible to infer by the main isolated hills of the basin which corresponds to intrusive volcanic and sedimentary rocks, dating from the Late Oligocene to the Early Miocene. This study uses Transient Electromagnetic method in different sites of Santiago city in order to characterize the sedimentary infill of the Santiago basin and a data analysis is performed using the electrical resistivity as a study parameter. To accomplish the latter, part of this work consisted in acquiring a data set of 47soundings, which were processed by analyzing apparent resistivity curves behaviour and by 1-D modelling, in order to get the variation of electrical resistivity as a function of depth. The results shown gravel and/or sand with resistivities between 30(dry) and 200[Ωm] (wet); volcanic ash 200-1000[Ωm]; silt and/or clays and/or wet sand lower than 30[Ωm] and the bedrock with resistivities greatest than 1000[Ωm]. On the other hand, this results were compared with the gravimetry surveys, static water level depth information and stratigraphic information from several previous studies in this zone. The 1-D models showed depths ranging between 100-250[m], where the presence of bedrock may be interpreted in soundings located at the edges of the valley. The existence of resistive layers at deep-rooted depths (>150[m]), specially found at the center of the basin, could be explained independently but not exclusively, by the presence of consolidated sediment deposits, residual soil or weathered bedrock, which could be considered as a transition stage to crystalline bedrock. In the case of the remaining stations, minimum thickness were established based upon 1-D modelling results, allowing a sedimentary infill characterization. In general, shallow depths north-westward of the basin present fine sediment and/or sands and/or saturated sediment fills, deposits of wet gravel and/or wet sands towards the north and dry gravel and/or dry sands deposits southwards of the study zone. Fill deposits were associated with a wide range of electrical resistivity which based on the geology of the area, reveals a heterogeneous basin and a distribution of the sedimentary infill linked to the form and depositional stages of the alluvial fans, mainly of Maipo and Mapocho alluvial fans.

Geóloga / El pozo PTe-1, de 813,15m de profundidad, fue realizado por Energía Andina S.A. dentro del área de concesión de exploración geotérmica del Proyecto Tinguiririca ubicado en la precordillera de la VI Región. El objetivo de estudiar en detalle la mineralogía de alteración exhibida en los testigos del sondaje es establecer las condiciones físico-químicas y la distribución de alteración asociadas al campo geotérmico existente en el área. Para ello se trabajó con datos obtenidos mediante petrografía óptica, SEM, SEM-EDX y DRX, además de termometría de inclusiones fluidas y valores de δ13C y δ18O para cristales de cuarzo y calcita. Las rocas encontradas corresponden a productos pleistocenos del Complejo Volcánico Tinguiririca en las que se reconocen principalmente tobas, lavas andesíticas y niveles brechosos de lava. En cuanto a la mineralogía de alteración es posible diferenciar principalmente dos zonas: la primera caracterizada por la presencia de calcedonia y minerales de arcilla ricos en esmectita hasta los 440 m de profundidad y la segunda, desde los 440m de profundidad, por cuarzo, ceolitas, prehnita, epidota, titanita y minerales de arcilla cuyo contenido de esmectita oscila en profundidad. Mediante termometría de inclusiones fluidas se obtuvo que a los 470m los cristales de cuarzo se formaron a 221°C y los de calcita a 225°C, y a los 663,6; 705,3 y 804,1m la temperatura de formación para cristales de calcita es de 241°C, 237°C y 243°C respectivamente. La composición isotópica del fluido responsable de la formación de dichos cristales muestra que los valores obtenidos para δ13C y δ18O están por debajo de los considerados como fluido geotérmico, sugiriendo una fuente de fluido meteórico o una posible mezcla de aguas, entre fluidos de ambos orígenes. Según la distribución de los minerales de alteración, es posible sugerir que en los primeros 500m la temperatura aumenta hasta 150-200°C aproximadamente. A partir de esta profundidad la temperatura se estima por sobre los 200°C y, en algunos casos, hasta por sobre los 250°C según la aparición de fases como prehnita, wairakita y epidota. Una excepción ocurre a los 640m donde se observa cristales de analcima, fase estable a partir de los 125°C, lo que sugiere una disminución de temperatura asociada a un influjo (input) de agua fría debido a la interacción con un acuifero frío o de menor temperatura. En cuanto a los minerales de arcilla se reconoce un estancamiento e, incluso, una disminución del porcentaje de clorita en el interestratificado clorita-esmectita en profundidad, de modo que niveles de tobas (e.g. 408m) presentan mayores porcentajes de clorita que los niveles de lavas (e.g. 786m) a mayor profundidad. De lo anterior se desprende que el nivel de tobas, probablemente debido a su mayor permeabilidad primaria aumenta la interacción agua-roca, sugiriendo que, en este caso, la proporción de clorita-esmectita es mayormente dependiente de la cinética de reacción que de la temperatura a la que ocurre el proceso de alteración. Estas conclusiones son respaldadas por los valores de temperatura de formación de cristales de cuarzo y calcita obtenidos mediante termometría en inclusiones fluidas. Sobre la base de los resultados obtenidos es posible sugerir que la alteración encontrada en las rocas del pozo PTe-1 se ha producido por la interacción con un fluido de pH neutro calentado gracias a la transferencia de calor desde un reservorio geotérmico, con o sin traspaso de masa. Este fluido coincidiría con las manifestaciones presentes en el sector de Los Humos ya que, además de encontrarse en la misma cota topográfica, presentan características isotópicas similares. Debido a la alta correspondencia obtenida entre los datos termométricos estimados mediante mineralogía de alteración y los medidos directamente desde el pozo, y debido también a la gran similitud en la composición isotópica de los fluidos presentes en la zona y los responsables de la alteración, es posible sugerir que la alteración mineral estaría reflejando el evento más reciente de alteración geotérmica y que, además, la temperatura ha permanecido prácticamente constante, al menos, desde la formación de los cristales de alteración.

Geólogo / En el norte de Chile, a lo largo del flanco occidental del Altiplano, se encuentran depositadas una serie de mega-remociones en masa distribuidas en el interior de los valles transversales, desde la latitud de Arica hasta los Altos de Pica. De esta evidencia surge el interés por generar un mapeo detallado de dichas remociones, así como también por establecer la influencia de los factores condicionantes y gatillantes (tanto geológicos como geomorfológicos) que podrían haber contribuido en el desencadenamiento de las mismas. La zona de estudio se ubica entre el límite oriental de la Depresión Central y la Precordillera, al interior de la cuenca de la quebrada de Aroma (19º50 S - 19º65`S). Las mega-remociones en masa de la zona de estudio, se dividen en 2 dominios: remociones de quebrada, ubicadas principalmente entre las flexuras Calacala y Aroma, y remociones frontales, ubicadas exclusivamente entre la flexura Soga y los Cerros de Sotoca. El primer dominio consta de 24 ejemplares mapeados, y se define porque sus remociones caen en dirección ~ N-S, hacia el fondo de las quebradas; el segundo, consta de 2 ejemplares mapeados, y se define porque los escarpes de sus remociones se ubican al este de los depósitos. En términos de la clasificación tradicional, se identificaron 19 deslizamientos rotacionales (slumps) de roca, 1 deslizamiento compuesto de roca y 6 avalanchas de roca. El área y volumen total removidos consta de 76,15 km2 y 8,37 km3 respectivamente. Las dos remociones mayores (las avalanchas de Chiapa y Sotoca), aportan con el 55,8% de dicho volumen. Estas dos remociones son de dimensiones comparables a los deslizamientos de Miñimiñi y Latagualla (región de Camiña), pero menores a los de Lluta (región de Belén). En términos morfométricos, las avalanchas de roca alcanzan en promedio dimensiones más grandes que el deslizamiento compuesto de roca, el que a su vez es mayor que el tamaño promedio de los slumps de roca. Se reporta una posible evidencia de ground water sapping (GWS) en las quebradas de Aroma y Sotoca, y se proponen los contactos entre el Miembro Superior e Inferior de la Formación El Diablo, y entre las formaciones El Diablo y Altos de Pica, como los niveles semi permeables que habrían permitido el flujo de aguas subterráneas para generar la socavación. En la zona de estudio no se observa un vínculo genético claro entre la cabecera de los canales de erosión por GWS y las remociones en masa del sector oriental. Con ciertas observaciones geomorfológicas y mediante la aplicación del modelo de incisión por knickzone retreat (se trabajó con el supuesto de que las remociones se desencadenaron solo posteriormente al paso de la onda erosiva), se estimó la edad máxima de las remociones del sector occidental en ~ 3 Ma (Plioceno tardío). La edad de las remociones del sector oriental no pudo ser acotada a través del mismo análisis, aunque se estima que son recientes. Se sugiere un vínculo entre el mecanismo de erosión por GWS con el modelo de incisión por knickzone retreat, en el sentido de que los canales de erosión del GWS acompañarían la propagación de una franja de knickzones , irradiando lateralmente la incisión, y aportando en el ensanchamiento de las quebradas. La influencia directa de las flexuras Soga, Aroma, Calacala, otras flexuras menores y del Anticlinal de Guasquiña sobre la calidad geotécnica de la roca in situ, si bien existe, se considera de carácter local, y se descarta como un factor condicionante en la generación de las remociones en masa de la zona de estudio. Se avala la hipótesis de la sismicidad cortical como gatillante de las remociones, con Mw > 6,3 para slumps, Ms > 6,5 para avalanchas de roca. Considerando un rango de PGA entre 0,6 g y 1,2 g para generar las remociones, se propone que tal input sísmico pudo haber sido suministrado por cualquiera de las fallas asociadas a las flexuras, aunque con mayor probabilidad por las de Aroma y Calacala. De estas fallas, cada una por sí sola pudo haber desencadenado la totalidad de las remociones, destacándose la posibilidad de una contribución de ambas. Los sismos corticales no generarían remociones como las de la zona de estudio más allá de ~ 20 km de distancia epicentral.

Geólogo / El objetivo de este trabajo fue estimar la influencia de la producción de calor radiogénico (RHP por sus siglas del inglés Radiogenic Heat Production), en el flujo calórico total que llega a la base del relleno sedimentario de la cuenca de Santiago. La cuenca de Santiago corresponde a una depresión irregular, ubicada entre los 33-33.9°S y 70.5-71°W. Sus límites son: hacia el norte el cordón de cerros de los Altos de Polpaico y los Cerros de Colina, hacia al oeste la Cordillera de la Costa, hacia el este la Cordillera de Los Andes y hacia el sur la Angostura de Paine. La RHP se estimó en base a la concentración de elementos productores de calor radiogénico (RHPe: U, Th y K; por sus siglas del inglés Radiogenic Heat Production elements), de las diferentes litologías que componen el basamento de la cuenca de Santiago. Los RHPe, fueron medidos en numerosos afloramientos de rocas mesozoicas y cenozoicas, que rodean a la cuenca de Santiago, con lo que se logró determinar la concentración de RHPe en las litologías que componen la corteza superior. Las concentraciones de RHPe de las capas inferiores de la corteza y manto litosférico fueron obtenidas de la literatura. Las RHP promedio que componen la corteza superior, variaron entre 0,33 y 2,17 uW/m3, con un promedio de 1,3 uW/m3. Los componentes que se necesitaron para estimar el flujo calórico fueron: estructura de la litósfera, propiedades físicas y termales de las unidades que la componen, entre ellas la RHP. La estimación del flujo calórico se realizó en base a una modelación de transferencia de calor en sólidos, ocupando elementos finitos, en el software COMSOL Multiphysics (versión 4.3). El flujo calórico que llega a la base del relleno sedimentario de la cuenca de Santiago fue estimado en 61-67 mW/m2. El aporte de la RHP de toda la litósfera, en el flujo calórico que llega la superficie, estuvo entre 28,5 a 30 mW/m2, constituyendo un 45-48% del total, mientras que aporte del RHP de la corteza superior fue 12 mW/m2, constituyendo un 18% del flujo calórico total que alcanza la superficie. El relieve afectó de la siguiente manera al flujo calórico: en altos topográficos, porque el calor se distribuye en un área mayor, se produce una disminución del flujo calórico que llega a la superficie, en cambio en bajos topográficos sucede todo lo contrario, es decir, disminuye el área y aumenta el flujo calórico que llega a la superficie. Finalmente, el gradiente geotermal, en las rocas cercanas a la superficie de Santiago, fue estimado en 24°C/km. Esto implica que las temperaturas necesarias para algún uso geotérmico de muy baja entalpía se encontraron alrededor de los 200 m de profundidad; y para uso de geotermia de alta entalpía, la profundidad requerida es alrededor de 6 km.

Geóloga / A los 33°S, en territorio chileno y argentino, existe una fragmentación de las franjas batolíticas representativas del arco magmático del Paleozoico tardío. Al norte de 33°S, en la Cordillera Frontal, aflora el Batolito Elqui-Limarí, de edad Misisípico Superior - Triásico Superior, mientras que al sur de 33°S, en la costa, aflora el Batolito Costero, entre 33°-39°S, de edad, esencialmente, Pensilvánico. La presencia de enclaves graníticos de edad Carbonífero tardío, incluidos en un dique máfico mesozoico emplazado en el Complejo Metamórfico del Choapa, en el sector costero de Huentelauquén (31°30 S), podría sugerir la prolongación del Batolito Costero hacia el norte, bajo la cobertura meso-cenozoica. Este trabajo presenta un estudio detallado de las características petrográficas y geoquímicas, además de dataciones U-Pb e isotopía de Hf en circones, mediante el método LA-ICP-MS, de una muestra de enclave, con el fin de aportar nuevos antecedentes para la evolución tectono-magmática del margen occidental de Gondwana, durante el Paleozoico tardío. El enclave corresponde a un monzo-sienogranito, hololeucocrático, con microclina, sin máficos primarios frescos y con texturas de intercrecimiento y magmáticas tardías. Los resultados geoquímicos en roca total de elementos mayores y elementos traza indican que correspondería a un granito desarrollado en un ambiente de margen típico de subducción, con magmatismo de arco asociado, fraccionamiento de piroxeno y plagioclasa durante su cristalización, sin la influencia de granate, a partir de un protolito ígneo. Las dataciones U-Pb en circones de la muestra de enclave arrojan una edad de cristalización pensilvánica de 318.6±2 Ma, con un rango de edades entre 305 y 335 Ma. Las determinaciones isotópicas de Lu-Hf en la muestra de enclave entregan valores ℇHf(i) entre 0 y +7, mostrando una componente juvenil predominante y edades modelo tDM desde el Mesoproterozoico tardío al Neoproterozoico temprano (tDM=1.22-0.85 Ga). La concordancia de estas características, excepto en las isotópicas, con las conocidas para el Batolito Costero parecen confirmar la idea de una prolongación de éste hacia el norte, bajo la cobertura meso-cenozoica y el basamento metamórfico. Asimismo, mediante el estudio geocronológico e isotópico en circones heredados en lavas y plutones cenozoicos en la Alta Cordillera (34°S), se sugiere que las componentes pensilvánicas del Batolito Elqui-Limarí se extenderían hacia el sur, en subsuperficie, hasta, por lo menos, estas latitudes. Se propone que, durante el Misisípico Superior-Pensilvánico, se habrían desarrollado dos arcos simultáneos, paralelos e independientes, representados por el Batolito Elqui-Limarí, en la Alta Cordillera, y el Batolito Costero, en la costa, emplazados en la litósfera como una zona de tipo MASH, cuya fuente principal sería una corteza continental antigua y reciclada, con pulsos discretos provenientes de la astenósfera, en zonas de debilidades corticales heredadas, representadas, por ejemplo, por los magmas de los enclaves graníticos. Estos dos arcos simultáneos se habrían desarrollado por la migración de un terreno alóctono o para-alóctono desde el W hacia el margen occidental de Gondwana, que correspondería al Terreno X, o Terreno de Atacama o de Domeyko, como se lo nombra en este estudio, separado de Chilenia por una sucesión alineada de afloramientos de metamorfitas interpretadas como remanentes de un prisma de acreción. El arco de la Alta Cordillera se habría desarrollado en el borde trasero de Chilenia, mientras que el arco de la Cordillera de la Costa se habría desarrollado en el borde W del Terreno Atacama o Domeyko.

Varios modelos han sido planteados para explicar la ubicación de la Península Antártica en relación a Patagonia. Éstos, sustentados principalmente en anomalías magnéticas de fondo oceánico proponen, a grandes rasgos, 3 posiciones para la Península respecto de Patagonia: al oeste, inmediatamente al sur, o bien en el margen oriental (Ghidella et al., 2007; Suárez, 1976; Norton y Sclater, 1979). Durante las últimas décadas numerosos estudios paleomagnéticos han sido efectuados en la Península Antártica. Éstos se han concentrado principalmente en rocas de edad Cretácica, aunque también han sido consideradas rocas del Jurásico. Los estudios muestran que la Península Antártica ha formado parte del continente Antártico desde 100 Ma. Por otro lado sugieren que la forma actual de la Península fue adquirida con anterioridad al Cretácico (Grunow, 1993; Watts, et al., 1984; Dalziel, et al., 1973). En este trabajo se presentan los resultados de un muestreo paleomagnético realizado en el extremo norte de la Península Antártica y las islas Shetland del Sur, con el fin de precisar la paleolatitud de la Península Antártica con anterioridad al quiebre de Gondwana y su posterior evolución, así como identificar posibles rotaciones entre los diferentes bloques que se han definido en esta zona. Las rocas muestreadas corresponden a intrusivos y lavas de edad principalmente Cretácica y, en menor medida, de edad Jurásica y Paleógena y rocas sedimentarias de edad Permo Tríasica y Jurásica. Los resultados muestran que no es posible determinar una paleolatitud para la Península Antártica con anterioridad a 100 Ma, debido a una remagnetización generalizada a lo largo de la Península en las rocas más antiguas. La remagnetización puede ser resultado de un importante evento tectonomagmático gatillado por un movimiento de las placas hacia el oeste. Este evento se ve reflejado en las áreas adyacentes como la orogenia de Palmer (al sur) y el cierre de la Cuenca de las Rocas Verdes (al norte) que se inicia durante el Cretácico medio. Por otro lado se pudo determinar que, a partir del Cretácico medio, no han existido rotaciones entre los diferentes bloques que conforman la Península Antártica. Lo anterior permitió obtener un paleopolo a 90 Ma y otro a 60 Ma. Ambos sugieren que la Península Antártica ha tenido poco movimiento latitudinal y rotacional desde, al menos, 100 Ma y que su forma de “S” fue adquirida con anterioridad a esta edad. En síntesis, las direcciones características obtenidas en rocas cretácicas y paleocenas sugieren una magnetización primaria para estas. Por otro lado, se observa una remagnetización en las rocas permo-triásicas y jurásicas que impide obtener un paleopolo a esta edad. No obstante, la similitud con los datos cretácicos sugieren un origen común para la adquisición de esta magnetización. Estos resultados, en conjunto con otros previamente reportados, indicarían que la Península Antártica no habría tenido importantes movimientos latitudinales y de rotación.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / Geólogo / Una sección sísmica de reflexión 2D, de alta resolución en el sector sur de la Cuenca de Arauco muestra rasgos estructurales relacionados a la compresión cenozoica andina y a los procesos tectónicos de subducción. La Cuenca de Arauco presenta secuencias sedimentarias cretácicas superiores-pliocenas y se posiciona en el antearco, sobre la zona de subducción de Chile. La falta de estudios asociados a las unidades pre-miocenas en el valle central y en el intra-arco andino, hacen de la Cuenca de Arauco, sea el primer lugar donde se han registrado evidencias de deformación pre-miocenas en el antearco sur andino (34°-45°S). Esta línea sísmica ha sido utilizada para revelar y constreñir la evolución cinemática de la Cuenca de Arauco, mediante un análisis estratigráfico-sísmico y cinemático de las secuencias y estilos estructurales presentes. En este estudio se han identificados tres dominios estructurales: Inversión Tectónica, Extensión y Acrección, como también siete secuencias cinemáticas que sobreyacen el basamento pérmico-triásico y sus relaciones, con las cuatro tradicionales unidades tectono-estratigráficas de la Cuenca de Arauco: (S1) sin-Extensión, Cretácico Superior; (S2) sin-Extensión y (S3-S4) sin-Inversión, Eoceno; (S5-S6) sin-Inversión, Mioceno, con estructuras extensionales de mediana escala; (S7) pos-Inversión y sin-Compresión, Plioceno-Cuaternario. Dentro de la Cuenca de Arauco el acortamiento comenzó en el Eoceno Tardío coetáneo a un reajuste mayor en las placas tectónicas (34 Ma), lo cual es representado por geometrías y secuencias cinemáticas de inversión tectónica positiva. Una marcada discordancia erosiva (33.9-23.03 Ma) evidencia un subsecuente evento de erosión/alzamiento durante el Oligoceno Tardío. Un posterior evento de deformación contraccional mioceno realzó la inversión tectónica positiva de los antiguos depocentros y generó estructuras extensionales de mediana escala. Sumado al comienzo de un margen acrecionario o no erosivo desde el Plioceno, la colisión oblicua de la zona de fractura de Mocha a los 3.6 Ma (~38°S) y la rápida exhumación de la cordillera de Nahuelbuta (Plioceno a Reciente), dejaron como resultado la emergencia parcial de la Cuenca de Arauco, el carácter compresivo de las secuencias pliocenas-cuaternarias y la inversión tectónica positiva de algunas estructuras extensionales miocenas. El análisis de las geometrías estructurales presentes en el sector sur de la Cuenca de Arauco, permite entender los estilos de deformación y estimar una medida de acortamiento mínimo (~ 4%) de la porción occidental del antearco (~38°S) en respuesta al solevantamiento de los Andes. Por otra parte, este estudio confirma un desarrollo común dentro de las cuencas andinas (~38°S) atribuido a las fases tectónicas, incluso en sectores donde los procesos de transferencias de masa ocurren.