Geólogo / En el presente trabajo se estudian rocas basálticas de las islas Capitán Aracena y Carlos III, y del estero La Pera. El objetivo es, mediante un estudio petrográfico, geoquímico y de química mineral, responder a la hipótesis que señala que las rocas basálticas de ambas islas formaron parte del piso oceánico de la Cuenca de Rocas Verdes, y que las lavas del Complejo La Pera se correlacionan con las de la Formación Barros Arana. En las islas Capitán Aracena y Carlos III afloran metabasitas almohadilladas intruidas por diques máficos. Estos diques son más abundantes en la parte suroeste de la isla Capitán Aracena (Seno Mónica), en donde afloran rocas con características que indican que corresponden a la unidad de 100% diques (sheeted dykes) y a la unidad de lavas almohadilladas (pillow lavas) de un complejo ofiolítico. Estas metabasitas fueron afectadas por metamorfismo de muy bajo grado y de bajo grado. A diferencia de las demás rocas estudiadas, en las cuales el metamorfismo no obliteró la textura primaria ni produjo foliación, las rocas basálticas que afloran en la parte suroeste de la isla Capitán Aracena (Seno Mónica) presentan una foliación no penetrativa en la cual se midieron orientaciones promedio N76W/53SW. Esta foliación se observa también a escala microscópica junto con la presencia de indicadores cinemáticos de cizalle, indicando que en ellas los minerales secundarios se desarrollaron durante un evento metamórfico deformativo, probablemente superpuesto a un metamorfismo de tipo fondo oceánico, y que contemporáneamente a dicho metamorfismo ocurrió un evento de cizalle. Cabe destacar que en las rocas de ambas islas es común la presencia de sulfuros (principalmente pirita). En cuanto a su geoquímica, según su contenido de SiO2 las rocas de las islas Capitán Aracena y Carlos III corresponden mayoritariamente a basaltos y algunas a andesitas basálticas. En un diagrama Ti v/s Zr presentan un patrón de diferenciación característico de magmas toleíticos, el cual es el mismo que siguen los basaltos de las ofiolitas chilenas. En este mismo diagrama caen en el campo de los OFB (ocean-floor basalts), mientras que en diagramas de discriminación tectónica caen en el campo de los MORB (mid ocean ridge basalts). Además, presentan patrones de Tierras Raras bastante planos, pero con razones (La/Yb)N>1, y en un diagrama multi-elemento se observan enriquecidas en los elementos más incompatibles con respecto a N-MORB, características similares a las que presentan las rocas pertenecientes al complejo ofiolítico Sarmiento. Con respecto a las lavas del Complejo La Pera, fue estudiada una muestra de ellas, en la cual el metamorfismo no produjo foliación ni obliteró la textura ígnea. La asociación mineralógica que presenta esta roca indica que fue sometida a condiciones de presión y temperatura correspondientes a la facies ceolita. Los minerales primarios observados en ella son clinopiroxeno, anfíbola y apatita. En cuanto a su geoquímica, según su contenido de SiO2 fue clasificada como andesita basáltica, y según su contenido de K2O y razones K2O/Na2O>2, como shoshonita y como roca ultrapotásica, respectivamente. Además, presenta nefelina normativa y en un diagrama TAS (total alcalis silica) cae en el campo de las rocas alcalinas. Estas características son muy similares a las que han sido descritas para las absaroquitas (miembro máfico de la serie shoshonítica) de la Formación Barros Arana, en las cuales el metamorfismo no obliteró la textura primaria ni produjo foliación y corresponden también al muy bajo grado. Estas también presentan clinopiroxeno, anfíbola y apatita como minerales primarios, nefelina normativa y caen en el campo de las rocas alcalinas en un diagrama TAS. Sumado a lo anterior el patrón que muestra la lava del Complejo La Pera en un diagrama multi-elemento y en uno de Tierras Raras es prácticamente el mismo que el que presentan las absaroquitas de la Formación Barros Arana. Todas las características mencionadas concuerdan con las observaciones y los datos obtenidos por otros autores (estratigráficas, edades, etc.) y permiten corroborar la hipótesis evaluada, confirmando que las rocas basálticas de las islas Capitán Aracena y Carlos III formaron parte del piso oceánico máfico de la Cuenca de Rocas Verdes, y que las lavas del Complejo La Pera se correlacionan con las de la Formación Barros Arana, las cuales habrían formado parte de un evento volcánico ocurrido en el Albiano. Además, se propone una división para las Rocas Verdes en tres complejos ofiolíticos: Complejo Sarmiento, Complejo Capitán Aracena y Complejo Tortuga. Finalmente, se hace una evaluación de los modelos tectónicos existentes para explicar el origen de las rocas estudiadas, y se propone un modelo que sugiere que las rocas basálticas del Complejo La Pera y de la Formación Barros Arana, se generaron en un régimen de extensión por flexura en el margen oriental de la Cuenca de Rocas Verdes durante su cierre, por bajos porcentajes de fusión parcial de un manto metasomatizado, cuyo metasomatismo habría sido producto de una subducción dirigida hacia el este.

Durante la última década se han desarrollado numerosos estudios para establecer la posición relativa de la Península Antártica y Patagonia desde el Jurásico, mediante variadas disciplinas, entre ellas estudios de paleolatitud magnética. Dentro de las secuencias volcánicas de la Península Antártica, en especial en basaltos, que presentan diversos tipos de minerales magnéticos, se han reconocido óxidos de Fe-Ti y algunos sulfuros, los cuales a través de sus propiedades magnéticas entregan información relevante acerca de la posición paleogeográfica al momento de su formación. El estudio de la Petrología Magnética entrega una base concreta para la interpretación de los datos obtenidos a través de distintas técnicas de medición de datos paleomagnéticos. En el presente estudio se han utilizado de manera conjunta la petrografía, geoquímica, análisis de SEM-EDX, geotermobarometría, y análisis de imágenes, con el propósito de identificar la naturaleza y posible influencia de los óxidos de Fe-Ti presentes en los basaltos que afloran en las Shetland del Sur. Características relevantes al momento de interpretar datos paleomagnéticos son el tamaño de grano, la temperatura de formación y estado de oxidación de los óxidos de Fe-Ti presentes, además de la química inicial de la roca y sus posibles cambios posteriores debido a procesos de alteración hidrotermal. Los resultados muestran que las propiedades podrían ser afectadas por la variación en el tamaño de grano de los óxidos de Fe-Ti, así como también por sus variaciones composicionales. En la mayoría de las muestras analizadas existe un porcentaje considerable de óxidos de Fe-Ti submicroscópicos, correspondiente en su mayoría a cristales de Dominio Único, y además con un bajo estado de oxidación. Esto podría correlacionarse con altas estabilidades de remanencia e intensidad de magnetización.

Geológo / Las islas San Félix (26°17'30"S / 80°5'53"O) y San Ambrosio (26°20'40"S / 79°53'11"O) corresponden a fragmentos de dos edificios volcánicos separados entre sí por 20 km aproximadamente, siendo San Félix la isla más occidental. Estas islas, en conjunto con el islote González y pequeñas estructuras volcánicas, representan la parte superior de un gran volcán escudo con forma elongada de rumbo noroeste que se levanta sobre la placa de Nazca. Con el fin de identificar los procesos que han controlado la evolución magmática de la isla San Félix, se realiza un estudio geoquímico y petrográfico a partir de muestras de esta isla y se incorporan datos de geoquímica de roca total de ejemplares de la isla San Ambrosio y, además, una nueva edad Ar-Ar (ca 0,2 Ma) correspondiente a una colada de cerro Amarillo. Las muestras se analizan mediante ICP-MS e ICP OES y se estudian petrográficamente por medio de láminas delgadas. Una selección de ejemplares de la isla San Félix se analiza a través de SEM y EDS. La información incorporada corresponde a estudios realizados en el marco del proyecto FONDECYT N° 1141303 del cual forma parte esta memoria. La isla San Félix está conformada por dos cuerpos volcánicos principales: un cono de tobas, el cual representa la transición de un volcanismo submarino a uno insular, y un plateau de lavas basaníticas, construido bajo condiciones subaéreas. Sus productos volcánicos corresponden esencialmente a rocas básicas y ultrabásicas, altamente alcalinas. Particularmente, el cono de tobas se constituye de una matriz de hialoclastos palagonitizados de color amarillo, fragmentos líticos de afinidad química basanítica y traquítica (ausencia de miembros con composición química intermedia) y de bombas de material juvenil basanítico. Sobre él, se dispone discordantemente un grupo de coladas lingüiformes basaníticas rugosas porfíricas de olivino. En tanto, el plateau está conformado por una sucesión de lavas basaníticas porfíricas de olivino, en donde destacan las coladas superiores por ser las únicas rocas básicas de la isla con un contenido significativo de plagioclasa (> 20% modal). El comportamiento exhibido por MgO, CaO, Ni, Cr, Co, Sc y Sr, en unidades básicas, puede ser explicado por el fraccionamiento de olivino, clinopiroxeno y plagioclasa. A su vez, las bajas concentraciones de TiO2, MgO, FeO, CaO y P2O5 y altas de Al2O3, Na2O y K2O presentadas por la totalidad de ejemplares traquíticos, en comparación con las rocas de afinidad basanítica, se deberían esencialmente al fraccionamiento de olivino, clinopiroxeno, óxidos de Fe-Ti y apatito. Se reconocen dos familias de traquitas las que derivarían de líquidos basaníticos distintos. Estas familias se diferencian esencialmente en el contenido de HREE y en la presencia/ausencia de anomalías negativas de Eu. Particularmente, las traquitas con altas concentraciones de HREE y fuertes anomalías de Eu provendrían de líquidos basaníticos en los cuales la formación y el fraccionamiento de plagioclasa son procesos factibles, mientras que las traquitas con bajos contenidos de HREE serían los productos finales de líquidos basaníticos de mayor alcalinidad que inhibirían la cristalización de dicha fase. La proximidad espacial entre las islas San Félix (ca 0,4 Ma) y San Ambrosio (ca 2,9 Ma), sumado a un aumento en la alcalinidad en la isla más joven, sugiere que estas corresponden a distintas etapas evolutivas de un mismo complejo volcánico de intraplaca. San Ambrosio registraría la fase escudo o postescudo, mientras que San Félix correspondería a la fase de volcanismo rejuvenecido. Luego, para dar cuenta de la evolución magmática entre las islas San Ambrosio y San Félix, se propone la participación de una pluma mantélica heterogénea, la cual en su ascenso transporta litologías máficas metasomáticas recicladas capaces de explicar la alcalinidad exhibida por estas islas. Finalmente, la fuente mantélica de San Ambrosio estaría enriquecida en HREE en comparación con la de San Félix, mientras que esta última estaría deprimida en Zr y Hf.

Geólogo / Los Centros Eruptivos Menores Caburgua-Huelemolle ubicados en la Región de la Araucanía, Chile (39°15 S 71°45 W), a 15 km al noreste del volcán Villarrica, consisten en un conjunto de 21 conos monogenéticos y lavas asociadas. Poseen una composición basáltica, de carácter calcoalcalino y están asociados a un ambiente tectónico de subducción, emplazados directamente sobre la traza de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui. Los basaltos de los centros eruptivos menores contienen variados minerales del grupo de la espinela, con diferencias en su composición, morfología y relación con los minerales silicatados. Se reconocen cuatro grupos que corresponden a: (1) espinelas con zonación de Cr-Al, que muestran una disminución de Cr/(Cr+Al) de núcleo a borde sin variación en la concentración de otros elementos; (2) cristales con composición de espinela sensu stricto sin zonación; (3) espinelas con zonación denominada normal, con una variación desde hercinita hasta titanomagnetita de núcleo a borde y (4) microlitos de titanomagnetita. La primeras espinelas en cristalizar a partir del magma corresponden a los núcleos ricos en Cr de las espinelas del grupo 1, con posterioridad el crecimiento de los bordes ricos en Al de estas espinelas junto a las espinelas del grupo 2, de igual composición a dichos bordes, pero mucho más numerosas y con evidencia de rápida cristalización como son la formación de cadenas lineales de cristales de igual tamaño, son un registro del ascenso del magma hacia la superficie y del control que tiene la difusión del cromo, elemento traza en el magma pero constituyente mayor de las espinelas, en la composición en términos de Cr/(Cr+Al) de las espinelas y como esta no está solamente controlada por la composición del líquido magmático a partir del cual cristalizan. Las espinelas del grupo 3, con una composición que varía continuamente desde hercinita en el núcleo hacia titanomagnetita en los bordes registran los cambios composicionales sufridos por el líquido residual ante la cristalización de plagioclasa, clinopiroxeno y olivino, mientras que la ausencia del llamado gap de la espinela indica que el estado de oxidación del magma fue superior al buffer de fayalita-cuarzo-magnetita. Los cristales del grupo 4, microlitos de titanomagnetita diseminados en la matriz se presentan de forma euhedral o esquelética, la última indicativa de una tasa mayor de enfriamiento del flujo de lava en superficie.

Geólogo / Los análisis geoquímicos, petrológicos y morfológicos realizados a lavas y depósitos de caída eruptados por centros volcánicos basálticos menores pueden darnos información sobre el sistema magmático que los generó, desde la fuente de la que provino hasta los procesos que llevaron a su diferenciación durante su ascenso. El Complejo Volcánico Villarrica (CVV) ubicado en la zona volcánica sur (ZVS) ha generado principalmente basaltos a andesita-basáltica y cantidades menores de andesitas, dacitas y riolitas. Está formado por tres volcanes poligenéticos principales que forman un lineamiento NW, Villarrica Quetrupillán Lanín, y por una serie de centro eruptivos monogenéticos menores, en su mayoría de composición basáltica. El CVV ha sido bien muestreado por lo que puede entregarnos importante información en el estudio de sistemas monogenéticos de volúmenes menores. Nuevos análisis a centros eruptivos menores se están llevando a cabo y sumándose a los datos geoquímicos ya existentes del CVV. Se dará a conocer el caso del volcán San Jorge, que presenta un depósito de caída muy bien expuesto y una colada de lava asociada. Datos en roca total de elementos mayores y traza son usados para modelar la evolución del magma de San Jorge. Con esto se tendrá información de la fuente de San Jorge, se podrán reconocer procesos que pueden haberlo diferenciado, así como también, las razones en la variabilidad composicional entre los distintos conos menores. Los análisis realizados señalan que San Jorge es el miembro más primitivo del CVV. El desacoplamiento cinemático del CVV provoca que algunas estructuras heredadas estén sometidas a extensión, por lo que habrían servido como un puente casi directo entre la fuente del magma y la superficie. La baja tasa de suministro magmático propicio que solo un pequeño volumen ascendiera y no fuera capaz de generar una cámara magmática. Estas características produjeron una velocidad de ascenso tan rápida del magma que prácticamente no se diferenció. San Jorge habría sido generado por un único flujo magmático teniendo solo un pequeño episodio de estancamiento en su superficie que generó algunas diferencias encontradas entre sus productos (lava y depósito de caída). Esto confirma la viabilidad del concepto de volcanismo monogenético y se propone que su existencia depende de la conjugación de la tasa de suministro magmático y su interacción con el régimen de stress.