Geóloga / El Oroclino Boliviano es uno de los rasgos estructurales más notables de los Andes Centrales. Diversos estudios han constatado su historial tectónico, deformación y estrecha relación con las rotaciones tectónicas. A su vez, numerosos estudios paleomagnéticos han permitido documentar un patrón sistemático de rotaciones tectónicas, antihorarias al sur de Perú y horarias al norte de Chile, las cuales habrían ocurrido esencialmente durante el Paleógeno. Estos trabajos se han concentrado, esencialmente, en rocas del Mesozoico y Cenozioco. Hasta el momento no existen, al menos en el norte de Chile, estudios paleomagnéticos recientes, que hallan documentado las propiedades magnéticas de unidades más antiguas (de edad paleozoica o triásica). En consecuencia, al momento, poco se sabe acerca del paleomagnetismo en el basamento Paleozoico-Triásico, su rol en la construcción del Oroclino Boliviano y en el origen de las rotaciones tectónicas. En este contexto, y con la idea de aportar nuevos antecedentes, que permitan acotar la temporalidad y el origen de las rotaciones horarias del norte de Chile, en especial la existencia o ausencia de rotaciones tectónicas en unidades paleozoicas y triásicas, es que en este trabajo, se presentan los resultados de un estudio paleomagnético realizado en 20 sitios que incluyen 181 muestras perforadas y orientadas in situ, en la Formación Tuina (Permo-Triásico) y en ambos flancos del Sinclinal Barros Arana al norte del Salar de Atacama dentro del Grupo Purilactis (Cretácico Superior). Por primera vez, ha sido posible, en esta región, obtener resultados favorables en unidades pertenecientes al basamento, en la parte oriental de la Cordillera de Domeyko (Formación Tuina). Además los resultados obtenidos en este trabajo permiten reconocer, dentro de las muestras pertenecientes tanto a la Formación Tuina como al Grupo Purilactis, el patrón de rotaciones horarias descrito en trabajos anteriores. Además, 3 sitios de la Formación Tuina, más uno del miembro inferior del Grupo Purilactis (Formación Tonel), que sobreyace a los anteriores, registran rotaciones horarias que van entre los 57 a los 79° que son atribuidas a tectónica transpresiva local. A su vez, es posible descartar rotaciones significativas previas a las de edad paleógena que hayan afectado tanto a la Formación Tuina como al Grupo Purilactis. En consecuencia, es posible inferir que las faces tectónicas Peruana y K-T no habrían producido rotaciones tectónicas significativas en el área.

Geólogo / En este informe se presentan antecedentes obtenidos en geología de campo y geocronología, junto con un modelo de evolución paleogeográfica de las rocas estratificadas cenozoicas localizadas en la quebrada La Jaula, en la cuenca del Río Teno, en el flanco occidental de la Cordillera Principal de Chile central (35°S). Se realizó una caracterización de la estratigrafía y geología estructural, junto con la obtención de edades para dos unidades litológicas a través de dataciones radiométricas por el método U-Pb en circones detríticos. Los depósitos estratificados que afloran en el cerro Corona del Fraile y en la quebrada La Jaula corresponden a (1): facies sedimentarias fluvio-lacustres provenientes del retrabajo de unidades de edad Eoceno-Oligoceno y (2) una posterior acumulación de volcanitas provenientes del arco volcánico del Mioceno Inferior. Basado en los datos obtenidos en este trabajo es posible acotar la edad máxima de depositación de las secuencias volcánicas de la Unidad Corona del Fraile (González y Vergara, 1962) al Mioceno inferior (Burdigaliano) y correlacionarlas con la serie volcánica del Mioceno, la cual, al norte de los 35°S, ha sido asignada a la Formación Farellones. Se adjunta un mapa geológico a escala 1:25.000 y un perfil estructural de la zona.

Geólogo / Las bahías de Tongoy y Guanaqueros son parte de la costa semi-árida de Chile, una zona de transición climática entre el desierto hiperárido de Atacama y el clima mediterráneo de Chile Central, donde la mayoría de las lluvias están fuertemente condicionadas por la influencia del Anticiclón Subtropical del Pacifico Suroriental y El Niño-Oscilación del Sur, afectando fuertemente la disponibilidad de agua cuando éstas se ausentan y ocasionando desastres cuando son muy intensas. Estas bahías se encuentran protegidas del viento dominante del suroeste, por la Punta Lengua de Vaca y Guanaquero, y están a su vez fuertemente influenciadas por la surgencia costera adyacente a este rasgo geomorfológico. Además, las bahías reciben descargas aluviales esporádicas desde las quebradas de las hoyas hidrográficas, lo que resulta en condiciones favorables para la acumulación de restos biogénicos derivados de la productividad océanica impulsada por la surgencia, así como material litogénico por escorrentía hacia el fondo de las mismas. Por tanto, el estudio estratigráfico y sedimentológico de los depósitos del fondo marino de ambas bahías permite determinar las variaciones paleoclimáticas a escala del Pleistoceno terminal-Holoceno, lo que fue estudiado en este trabajo de título, así como la relación de estas variaciones con cambios océano-climáticos a escala regional y/o global. El estudio sedimentológico de los testigos marinos TK2 y GUK1 de las bahías de Tongoy y Guanaqueros, respectivamente, permitió definir las siguientes unidades, que de base a techo son: unidad 4 (Holoceno temprano) en GUK1, presenta un gran porcentaje y tamaño de conchillas que disminuye al techo, que se interpreta por el paso de un ambiente con hidrodinámica litoral somera a uno hemipelágico y que se asocia al alto estadio global marino post-Último Máximo Glacial (UMG) desde los 7 ka AP. La unidad 3 (Holoceno medio) presenta el menor tamaño de grano y en GUK1 aparecen múltiples laminaciones lo que sugiere sedimentación rítmica, y posibles variaciones en la surgencia y productividad primaria asociada, que generaría ambientes hipóxicos a anóxicos. Esto se evidenciaría por la presencia del foraminífero Bolivina plicata, pirita en ambos testigos y olor a ácido sulfhídrico. La unidad 2 (Holoceno tardío) registra un abrupto aumento del tamaño de grano para TK2 y un mayor tamaño y % de volumen de minerales para GUK1, que se mantiene hacia el techo y que se inicia a los 5.500-5300 años cal AP, basado en edades radiocarbónicas. Esto se interpreta como un aumento en la frecuencia de flujos de detrito esporádicos de gran energía y concuerda con otros registros que indican que para tales edades ocurriría una mayor frecuencia de intensas lluvias asociada al comienzo de El Niño, como se conoce hoy en día (Rodbell et al., 1999; Jenny et al., 2002; Vargas et al., 2006). Finalmente, para la unidad 1 (último siglo datado a través de exceso 210Pb) se identifica un aumento del tamaño y % de volumen de la moda secundaria para TK2 y un aumento gradual de la mediana d(0,5) en GUK1, que sugiere que el tamaño y aporte de líticos para TK2 y el tamaño de líticos para GUK1 arrastrados por flujos aluvionales hacia el fondo de las bahías sería mayor desde, al menos, el último siglo. A partir del análisis sismoestratigráfico se identifican 4 unidades. En el substrato estratificado subhorizontal se diferencian 2 system tracts asociados a cambios eustáticos: una unidad transgresiva post-UMG (15-7 ka AP) con probables aportes aluviales asociado al UMG (30-19 ka AP) caracterizada por terminaciones onlap, downlap y toplap, y geometría agradacional-progradacional. A esta unidad la sobreyace una unidad de alto estadio asociado al alto estadio marino global post 7 ka AP caracterizada por terminaciones downlap y geometría progradacional. Ambas unidades incorporan facies caóticas en el relleno sedimentario del fondo de la bahía de Tongoy, que son interpretadas como slumps producto de inestabilidad de sedimentos a menor profundidad. Los slumps, junto con nítidos escarpes morfológicos en el norte de la estrecha plataforma continental de la bahía de Tongoy se consideran evidencias para sugerir fallas normales secundarias ubicadas a los pies de los escarpes producto del reacomodo de los estratos ante reactivaciones normales de la Falla Puerto Aldea (FPA). Por tanto, la FPA tendría una prolongación submarina y un carácter activo a escala del Cuaternario tardío.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / Geóloga / En los últimos años, el estilo estructural involucrado en el alzamiento cordillerano de los Andes de Chile Central ha sido materia de debate, así como la vergencia de las estructuras de primer orden dominantes en la orogénesis. Asimismo, a pesar de variados estudios realizados en los depósitos volcánicos y sedimentarios cenozoicos asociados a las formaciones Abanico y Farellones, aún existen incertezas con respecto a la definición y separación de ambas. En este contexto se estudiaron las estructuras, estratigrafía y cronología de la Cordillera Principal occidental entre 34°20'S y 34°40'S. Considerando las características estratigráficas de la zona de estudio y dos dataciones U-Pb en circones nuevas, se definieron dos unidades separadas por una discordancia angular erosiva: la Unidad Volcano-sedimentaria Inferior con una edad máxima de depósito de ca. 18 Ma, la cual es correlacionable con términos jóvenes de la Formación Abanico y con una sección inferior de la Formación Farellones, y la Unidad Volcano-sedimentaria Superior, con una edad máxima de depósito de ca. 12 Ma, asignable a la sección superior de la Formación Farellones. La zona de estudio presenta estructuras de diversa consideración y variadas características, lo cual permitió dividirla en tres dominios estructurales: el dominio Occidental presenta estructuras con rumbo N50°E y de mayor magnitud que aquellas observadas en el dominio Central, que presenta una mayor densidad relativa de estructuras y un cambio de rumbo de N50°E a N20°E. El dominio Oriental presenta un amplio monoclinal con rumbo variable de N°30E en el sector norte a N15°W en el sector sur. Se construyó una sección balanceada representativa de la zona de estudio, con la cual se estimó un acortamiento mínimo de 27% equivalente a 22 km. El dominio Occidental y Central presentan una vergencia oeste de la deformación, mientras que el dominio Oriental presenta vergencia este. Este resultado sumado a las edades termocronológicas utilizadas, permiten definir tres eventos de exhumación que afectaron a la zona de estudio: Evento 1 (Eoceno Medio): exhumación del borde oriental de la Cordillera de la Costa; Evento 2: (Oligoceno Superior-Mioceno Inferior): exhumación del frente occidental de la Cordillera Principal, en particular del Dominio Occidental, asociado a la inversión de la Cuenca de Abanico; y Evento 3 (Mioceno Superior): exhumación generalizada del frente oriental de la Cordillera de la Costa y del frente occidental de la Cordillera Principal. Finalmente, considerando la progresión hacia el este de la deformación y la vergencia de las estructuras principales observadas en un perfil integrado de la Cordillera Principal entre 34°S y 35°S, se propone que la dirección de transporte tectónico dominante desde el Oligoceno tardío en la zona de estudio es hacia el este.

Geólogo / En el norte de Chile, entre los 18ºS-20ºS, la estratigrafía de la Precordillera se caracteriza por una sucesión de rocas sedimentarias y volcánicas neógenas que cubren discordantes a un sustrato de edad paleozoica a paleocena. A escala regional las unidades y estructuras neógenas han sido documentadas extensivamente. Pero la estratigrafía y constitución de la sucesión pre-neógena, en la Precordillera del área de Camiña (19º20 S y 69º 27 W) no ha sido previamente caracterizada en detalle. Este trabajo describe estos depósitos pre-neógenos y realiza una interpretación de su significado paleoambiental y regional, en el marco de la cronoestratigrafía del norte de Chile. De acuerdo a la posición estratigráfica, facies observadas y ambiente depositacional inferido, depósitos pre-neógenos del área de Camiña, son designados bajo el nombre de Formación Cerro Empexa del Cretácico Tardío. Esta unidad representa un evento depositacional asociado al emplazamiento del arco magmático durante el Cretácico Tardío. La Formación Cerro Empexa en el área de Camiña subyace en discordancia angular a la Formación Altos de Pica, y su base no aflora. A lo largo de las quebradas Camiña y Retamilla, se encuentra intruida por cuerpos plutónicos y cubierta por depósitos de remociones en masa. Litológicamente está conformada por fangolitas, areniscas, conglomerados y lavas andesíticas. Las estructuras que deforman a estos depósitos, evidencian dos eventos de deformación, uno previo al Neógeno y otro sintectónico a la acumulación de la Formación Altos de Pica. El análisis sedimentológico permite distinguir las siguientes asociaciones de facies: asociación fluvial lacustre, constituida por areniscas y fangolitas estratificadas; asociación de abanicos aluviales, que agrupa a conglomerados y areniscas amalgamados y con estratificación masiva depositados por flujos de detritos; asociación de ríos trenzados compuesta por areniscas masivas y tabulares. Estas asociaciones representan estilos fluviales de ríos trenzados que gradan desde proximales en el caso de los depósitos de abanicos aluviales, a condiciones distales en una planicie aluvial con depósitos de mantos de arena con canales pobremente definidos e intercalaciones lacustres. El modelo de facies propuesto integra estas asociaciones en un ambiente aluvial, donde estas facies se interdigitan de acuerdo a su posición distal, medial o proximal. La exposición limitada de la Formación Cerro Empexa en el área de estudio impide una reconstrucción más elaborada del ambiente depositacional. El análisis de proveniencia tectónico, de la composición modal de las areniscas de la Formación Cerro Empexa, indica una fuente de arco magmático transicional, de composición intermedia.

Geólogo / Las unidades litoestratigráficas cenozoicas del sector nororiental de los Andes Patagónicos Australes de la región de Magallanes han sido pobremente estudiadas del lado chileno de la frontera. En esta zona, el borde occidental de la cuenca de antepaís presenta una estructura monoclinal manteando hacia el este, en el dominio externo de la faja plegada y corrida de los Andes Australes (Ghiglione et al., 2009; Fosdick et. al., 2011; Likerman et al., 2013). En Sierra Baguales (50°51'24.12 S, 72°19'53.89 O), Cecioni (1957b) definió la Formación Las Flores como 160 m de depósitos de areniscas intercaladas con limolitas grises continentales. Correlacionada con la Formación El Salto (González y Tapia, 1952a) a través de improntas foliares de Nothofagus sp., se le asignó una edad oligocena superior miocena inferior. Tras los trabajos de ENAP en la década del 50' y 60', sólo estudios como Le Roux et al. (2010) y Bostelmann et al. (2013) han analizado con cierto detalle las unidades cenozoicas en este territorio. El presente trabajo revisa el estratotipo de la Formación Las Flores, para determinar su validez y sus relaciones con otras unidades litoestratigráficas del sector. La zona de estudio comprende el chorrillo Las Flores, paralelo al río Baguales, 120 km al norte de la ciudad de Puerto Natales. Se realizó una campaña de trabajo durante el mes de marzo de 2013, recorriendo localidades del río Baguales, río Bandurrias y de las estancias 3R, Baguales, La Cumbre, Los Leones y Cerro Guido. En ésta se realizó una columna estratigráfica en detalle del estratotipo de la Formación Las Flores, afloramiento escarpado y prominente en la ladera este del cañadón norte-sur tras el cerro Torta. Se midió la potencia con cinta métrica y se corrigió con brújula Brunton. Se realizaron descripciones litológicas, colecta de muestras geológicas y de restos fósiles. La columna, de 56.8 m, constó de seis sub-unidades: limolitas y areniscas macizas azules a amarillas (sub-unidad A); areniscas medias con estratificación cruzada planar de bajo ángulo y bioturbaciones (B); areniscas muy finas a medias intercaladas con limolitas, estratificación cruzada planar de alto ángulo y trazas de Spongeliomorpha isp., Thalssinoides suevicus y Ophiomorpha nodosa (C); areniscas azules con estratificación cruzada planar de alto ángulo y concreciones rojas (D); intercalaciones de areniscas amarillas y limolitas grisáceas con improntas foliares mal preservadas de Nothofagus sp. (E); areniscas medias amarillas, estratificación cruzada planar de ángulo medio, moldes de Modiomytilus mercerati, dientes de tiburón y trazas de T. suevicus, O. nodosa y Skolithos sp. (F). El techo está cubierto por depósitos glaciales cuaternarios y un filón basáltico de ca. 100 m de espesor. Se determinó un sistema deposicional de borde costero. La asociación de icnogéneros indicó la icnofacies de Skolithos. Se sugirió la interpretación de tres facies sedimentarias: planicie mareal (A, E), barra mareal (B, D, F) y un posible canal mareal (C). Se asignó un sistema estuarino dominado por mareas. No se descartaron deltas dominado por mareas ni por olas. Debido a la errónea definición y diferencias en extensión, potencia, ambiente deposicional y relaciones estratigráficas, se propone descartar la Formación Las Flores y nombrar momentáneamente las unidades con la Formación Man Aike (Piatnitzky, 1938; Feruglio, 1938; Furque, 1973; Marenssi et al., 2002), del final del Eoceno medio.

Geólogo / La presencia de depósitos sedimentarios arenosos en el sector de El Puente y el Aeródromo en la parte SO de la isla Robinson Crusoe, demuestra una variación en la monotonía litológica de la isla. Estas se componen de arenas bioclásticas de origen marino con gran contenido de fragmentos líticos volcánicos y minerales ferro-magnesianos provenientes de las secuencias volcánicas del sector, y que se encuentran sobreyaciendo una planicie de depósitos sedimentarios finos de color rojizo (Qs) con características supramareales que forman la actual superficie de erosión. Un estudio granulométrico de los sedimentos y un análisis de las estructuras y morfologías de los depósitos permiten inferir que las arenas bioclásticas fueron depositadas por el medio eólico formando dunas costeras, debido principalmente al tamaño, redondeamiento y buena selección de los granos, y por su expresión de morfologías sedimentarias (estratificación cruzada y gran presencia de rizocreciones). Estas dunas se presentan estabilizadas e inactivas, observándose capas carbonatadas de tipo calcreta por la precipitación de calcita en períodos secos, confiriéndoles una mayor cementación. Son identificadas como eolianitas (Qe) por su gran aporte de material calcáreo (>50%). Su composición y ubicación permiten correlacionarlas con los Estratos de Bahía Tierra Blanca , en tanto que las arenas bioclásticas no estabilizadas y en continuo movimiento fueron reconocidas como dunas activas (Qd) correlacionadas con las arenas eólicas activas ubicadas en el sector. Las gravas arenosas (Qa) representarían depósitos aluviales indiferenciados y los sedimentos de color violeta fueron identificados como tobas de ceniza (Qt) altamente meteorizadas, las que corresponderían a los niveles superiores tobáceos de la Secuencia de Bahía del Padre . Por otro lado, se piensa que los depósitos Qs pertenecerían a facies de trasplaya gradando a facies de dunas eólicas (Qe) evidenciando una regresión del nivel del mar. La ubicación de estas eolianitas sobre acantilados por sobre los 40 msnm sin conexión aparente (ausencia de pendiente suave) con el suministro calcáreo marino permite inferir la acción de algún mecanismo que impidió este transporte. Se descarta una variación del nivel del mar como causa, debido a la edad de 8.320 años del gasterópodo marino Nerita sp., asociada a un bajo nivel del mar, lo que permite inferir que la causa corresponde a un alzamiento de la isla, que presentaría un ritmo elevado que iría desde los 2,4 mm/a hasta los ~4,8 mm/a dependiendo del caso estimado. Este alzamiento puede ser explicado por una suma de factores, de las cuales se manejan algunas hipótesis de importancia. Principalmente, se considera que este alzamiento pudo responder a la presencia de un bulge flexural cerca de la isla, asociado a la actual ubicación del hot-spot, el que se estima no debiese estar a una distancia mayor de ~250 km de la isla para producir tal efecto. La segunda hipótesis considera que deslizamientos significativos junto a descargas de material desde el interior de la isla por efectos fluviales provocarían un ajuste isostático de la placa oceánica levantando la zona que ha perdido carga. Estudios al respecto en otras localidades, permiten inferir que para levantar el sector de la isla unos 40 m, sería necesaria una descarga de 2.000 km3. Al mismo tiempo, la erosión del acantilado pudo cortar la pendiente de unión. Sin embargo, no existe a priori evidencia alcaratoria sobre el mecanismo causante de este fenómeno, por lo que otras teorías no pueden ser descartadas tajantemente.

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Este trabajo comprende el estudio paleobotánico de los depósitos de edad pérmica que afloran en la sierra de Los Llanos, Provincia de La Rioja, y su propósito principal es ubicar estratigráficamente la flora en el contexto local y regional. Se realizaron dos viajes de campo al conjunto de las sierras de Los Llanos y se reconocieron los sitios donde afloran las Formaciones Solca y Arroyo Totoral. Se hallaron cinco localidades fosilíferas para la Formación Arroyo Totoral en la pampa de Anzulón, entre las que se incluyen aquellas mencionadas en la literatura y una nueva localidad. Se levantaron perfiles geológicos en cuatro localidades de la pampa de Anzulón, donde fueron detallados los niveles fosilíferos. Los perfiles y niveles fosilíferos fueron correlacionados con el perfil tipo de la Formación Arroyo Totoral. Se obtuvieron cerca de mil ejemplares de plantas fosilizadas como impresiones-compresiones. Los estudios sedimentológicos realizados confirman que la Formación Arroyo Totoral consiste de una secuencia fluvio-lacustre, que inicia con facies de abanico aluvial proximal medio, las cuales retrogradan hasta la generación de un sistema lacustre somero. Posteriormente aparecen barras de desembocadura y se desarrolla un sistema fluvial entrelazado distal, el que pasa en transición a un sistema fluvial meandriforme y culmina en un sistema lacustre somero. La secuencia estudiada comienza por el primer evento lacustre somero, el cual prograda a varios ciclos de sistema fluvial entrelazado. Hacia el Norte, mientras se genera el sistema fluvial mencionado, se desarrolla un sistema fluvial meandriforme con eventos lacustres, donde aparecen los niveles fosilíferos del tope de la secuencia. Esto permite verificar las hipótesis sobre la evolución de la sedimentación en la pampa de Anzulón durante el Pérmico. Se reconocieron nueve niveles fosilíferos repartidos en cinco localidades, tres de los cuales permitieron la integración de los perfiles de las distintas localidades y de éstas con el perfil tipo. El estudio sistemático de la flora permitió identificar 21 taxones. Casi todos los grupos mencionados previamente para la Formación Arroyo Totoral mostraron mayor diversidad que la previamente conocida. A nivel específico, es la primera mención de Paracalamites cf. frigidus, Cruciaetheca patagónica y Arberia cf. madagascariensis. Se describe material que resultará en nuevos taxones, dentro de Asterothecaceae, Glossopteridales y Ferugliocladaceae, y se presentan las bases para la reasignación genérica de Bumbudendron versiforme. Se presenta un análisis preliminar de agrupación basado en la morfografía del género Glossopteris, haciendo hincapié en las características de la venación secundaria. Se presenta una variante en la descripción de las venas secundarias, cuantificando su recorrido a través de una función polinómica. Sobre ésta, se realiza un cluster analysis para verificar si forman grupos. Como resultado, se caracterizan varios grupos morfológicos y se discute la posibilidad de continuar usando esta metodología para clasificar en morfotipos. Para el análisis bioestratigráfico se comparó el contenido paleoflorístico de la Formación Arroyo Totoral con el presente en otras Formaciones de la Cuenca Paganzo, en otras cuencas pérmicas de Argentina, y con los registros en Brasil, Uruguay y el resto de Gondwana. Se tuvieron en consideración las hipótesis de cambio climático postuladas para el Pérmico, y las dataciones radimétricas más recientes. Se pudo correlacionar la flora de Sierra de los Llanos con otras unidades coetáneas de la Cuenca Paganzo. Se ajustó la correlación de la Zona Gangamopteris inferior con la Zona Ginkgoites eximia de la Cuenca Tepuel Genoa, y con la Formación Melo de Uruguay. Se plantean hipótesis de correlación con la Cuenca Paraná de Brasil. Estas comparaciones permiten considerar a la Formación Arroyo Totoral como de edad asseliana o asseliana-sakmariana inferior.