GEOLOGIA DEL AREA ORIENTAL DE LAS HOJAS COCHRANE Y VILLA O’HIGGINS

Región Aisén del General Carlos Ibáñez del Campo

Servicio Nacional de Geología y Minería

Carta Geológica de Chile

Serie Geología Básica No XX

Mapa escala 1:250.000

Rita de la Cruz, Daniela Welkner, Manuel Suárez y David Quiroz

Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Santiago, Chile.

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CONTENIDO

RESUMENABSTRACTINTRODUCCIONESTRATIGRAFIA

PALEOZOICOComplejo Metamórfico Andino Oriental OCcm

JURASICOComplejo Plutónico Lago Plomo JmgpGranodioritas Ventisquero y Cabeza de León JsgvcDioritas El Halcón Jsgh

Grupo Lago La PlataFormación Ibáñez JKiTonalitas Esmeralda y Sobral JsgesHipabisales riolíticos Cochrane JhcGranitoides y dioritoides O’Higgins JTg

CRETACICO INFERIORGrupo Coihaique Kic

Formación Toqui KictFormación Katterfeld KickFormación Apeleg KicaTobas Flamencos KifBatolito Patagónico: Segmento del Cretácico Inferior KgbpComplejo Hipabisal Calluqueo KihcDiorita Tamango KigtStocks dioríticos Kigd

CRETACICO SUPERIOR Complejo Plutónico Tranquilo-Del Salto Ksgts

PALEOCENO–MIOCENO MEDIOFormación Ligorio Márquez PlmHipabisales basálticos EOhbDomos de Lago Chacabuco EdchFormación San José EsjFormación Guadal OMgFormación Santa Cruz MscTonalitas del Río Nef MgnHipabisal dacítico de Nacientes del Chacabuco Mhch

MIOCENO SUPERIORGranito San Lorenzo Mgsl

HOLOCENO

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Depósitos glaciales antiguos HgaDepósitos fluviales antiguos HfaDepósitos deltaicos antiguos HdaDepósitos glaciales actuales HgDepósitos fluviales actuales HfDepósitos deltaicos actuales HdDepósitos de abanicos aluviales actuales HaDepósitos coluviales actuales HcDepósitos lacustres actuales HlDepósitos de remoción en masa Hrm

GEOLOGIA ESTRUCTURALEVOLUCION TECTONICA

RECURSOS MINERALESREFERENCIAS

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ANEXOI DATACIONES RADIOMETRICAS

Tabla 1. Edades RadiométricasTabla 2. Datos analíticos K-Ar de este trabajoTabla 3. Datos analíticos Ar/Ar de este trabajo

II FOSILESTabla 4. Localidades Fosilíferas

III YACIMIENTOSTabla 5. Yacimientos Metálicos y no Métalicos

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RESUMEN

Las rocas más antiguas y también las más abundantes del sector oriental de las hojas Cochrane y Villa O’Higgins escala 1:250.000, son las rocas paleozoicas del Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm), que revelan un alto grado de exhumación de la corteza en esa región. Sólo localmente se ha conservado el registro de rocas volcánicas que representan el evento efusivo del Jurásico Medio alto al Berriasiano, y que esta representado por la Formación Ibáñez (JKi). El Cretácico Inferior esta representado, localmente, por los depósitos marinos del Grupo Coihaique (Kic) y por las rocas piroclásticas subaéreas de las Tobas Flamencos (Kif). Los primeros indican la prolongación de la Cuenca Austral en la región de estudio. En esta zona se ha determinado la ausencia de rocas estratificadas del Cretácico Superior. La sedimentación continuó durante el Cenozoico con depósitos fluviales que cubrieron las unidades Mesozoicas y Paleozoicas. Las unidades cenozoicas se conservan únicamente en el margen norte de la Hoja Cochrane, y están representadas por los depósitos fluviales de las formaciones Ligorio Márquez (Plm) y San José (Esj), del Paleoceno Superior y Eoceno Inferior, respectivamente. Esta última esta sobreyacida por las capas marinas someras de la Formación Guadal (Omg). Considerando que estas últimas rocas han sido asignadas al Oligoceno Superior-Mioceno Inferior en base a invertebrados fósiles, se infiere entonces la presenciaa de un hiatus a su base, lo cual indica, a su vez, que el contacto con la unidad infrayacente es una paraconcordancia. Depósitos fluviales sinorogénicos de la Formación Santa Cruz (Msc), que contiene vertebrados fósiles del santacrucence (Santacrucian Land Mammal Ages, de 16,3-17,5 Ma), correspondientes al Mioceno Inferior tardío-Mioceno Medio temprano, cubren a la Formación Guadal (Omg).

La actividad magmática ha sido continua, en forma intermitente, desde el Jurásico Medio hasta el Mioceno, y esta representada por plutones asignados a los siguientes períodos: i) plutones asignados al Jurásico Medio-Superior, que incluyen al Complejo Plutónico Lago Plomo (Jmgp), las Tonalitas Esmeralda y Sobral (Jsges), las Granodioritas Ventisquero y Cabeza de León (Jsgvc) y las Dioritas El Halcón (Jsgh); ii) plutones y cuerpos hipabisales de edad incierta incluyen a los Hipabisales riolíticos Cochrane (Jhc) y los Granitoides y dioritoides O’Higgins (JTg); iii) plutones del Cretácico Inferior, compuestos por el Segmento del Cretácico Inferior del Batolito Patagónico (Kgbp), el Complejo Hipabisal Calluqueo (Kihc), la Diorita Tamango (Kigt) y Stocks dioríticos (Kigd); iv) intrusivos asignados al Cretácico Superior que conforman el Complejo Plutónico Tranquilo-Del Salto (Ksgts); v) intrusivos asignados al Eoceno y Mioceno y que incluyen Hipabisales basálticos (EOhb), los Domos de Lago Chacabuco (Edch), las Tonalitas del Río Nef (Mgn), el Hipabisal dacítico de Nacientes del Chacabuco (Mhch) y, vi) el Granito San Lorenzo (Mgsl) del Mioceno Superior.

En la zona de estudio se destacan fallas NE, NS y NNW, y fotolineamientos con similar orientación. En la parte norte de la Hoja Cochrane y sur de la Hoja Villa O’Higgins se ha reconocido varios sistemas de falla con orientación N-S a NNE-SSW de carácter inverso, en general, vergentes al este, algunas de ellas con un componente de rumbo, sugerentes de transpresión. Localmente se ha inferido la presencia de fallas de rumbo.

Con excepción de las rocas paleozoicas, las capas son en general, subhorizontales o suavemente plegadas, cortadas por fallas. Localmente en el sector centro-norte de la Hoja Cochrane, las rocas de la Formación Ibáñez se presentan monoclinales al este.

ABSTRACT

The oldest and more widespread rock unit in the eastern part of Cochrane and Villa O’Higgins 1:250.000 sheets is that of the Paleozoic Eastern Andean Metamorphic Complex (OCcm), revealing a higher degree of exhumation in this region. Only locally the volcanic rocks of the Ibáñez Formation

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(JKi), dated as Middle Jurassic to Berriasian north of the area, were preserved. The Lower Cretaceous is represented by marine deposits of the Coihaique Group (Kic) and subaerial pyroclastic rocks of the Flamencos Tuffs (Kif), only locally exposed. The former indicates the geographic continuity of the Austral Basin marine accumulation in those regions. An absence of Upper Cretaceous stratified rocks characterizes the region. The sedimentation continued during the Cenozoic, when fluvial deposits covered the above units, indicating an Upper Cretaceous hiatus. The Cenozoic beds are restricted to the northern part of the Cochrane sheet, and include the fluvial deposits of the Ligorio Márquez (Plm) and San José (Esj) formations, of Upper Paleocene and Lower Eocene ages, respectively. The latter is overlain by shallow marine deposits of the Guadal Formation (Omg). As the latter has been assigned to the Upper Oligocene-Lower Miocene based on fossil invertebrates, then a hiatus is inferred at its base, indicating that the contact with the underlying formation is a paraconformity. Fluvial synorogenic deposits of the Santa Cruz Formation (Msc), with vertebrate fossils of the Santacrucian Land Mamal Ages (16,3-17,5 Ma), overlie the Guadal Formation (Omg).

Intermittent magmatic activity took place from the Jurassic to the Miocene, and is represented in the region by the plutons assogned to the following ages: i) plutons assigned to the Middle-Upper Jurassic include the Lago Plomo Plutonic Complex (Jmgp), the Esmeralda and Sobral Tonalites (Jsges), the Cabeza de León and Ventisquero Granodiorites (Jsgvc) and the Halcón Diorites (Jsgh); ii) plutons and hypabyssal bodies of uncertain age include the Cochrane rhyolitic hypabyssals (Jhc), the O’Higgins granitoids and dioritoids (JTg), iii) plutons assigned to the Lower Cretaceous include the Lower Cretaceous Segment of the Patagonian Batholith (Kgbp), the Calluqueo Hypabyssal Complex (Kihc), the Tamango Diorite (Kigt) and Dioritic Stocks (Kigd); iv) intrusives assigned to the Upper Cretaceous are included in the Tranquilo-Del Salto Plutonic Complex (Ksgts), v) intrusive bodies assigned to the Eocene and Miocene include the Basaltic Hypabyssals (EOhb), the Lago Chacabuco Domes (Edch), the Río Nef Tonalites (Mgn), the Nacientes del Chacabuco dacitic hypabyssal (Mhch) and, vi) and the Upper Miocene San Lorenzo Granite (Mgsl).

NE, NS and NNW-trending faults and photolineaments stand out in the studied area. Reverse faults, usually verging to the east and with a NS to NNE-SSW orientation, have been identified in the northern part of the Cochrane sheet and south of the Villa O’Higgins sheet. Some of these faults have a strike-slip component, suggestive of transpression. Locally, strike-slip faults have been inferred to exist.

With the exception of the Paleozoic rocks, most beds are subhorizontal or weakly folded and cut by faults. In the central part of the northern side of the sheet, the Ibáñez Formation conforms a monocline dipping to the east.

INTRODUCCION

La parte oriental de la Hoja Cochrane, escala 1:250.000, se ubica entre los 47º-48º LS y 71º40'- 73º00’ LW y de la Hoja Villa O’Higgins, escala 1:250.000, entre los 48º-49º LS y los 71º40’-73º15’ LW. La mayor parte de la superficie de estas hojas (70% aproximadamente), está cubierta por rocas metamórficas del Paleozoico (Complejo Metamórfico Andino Oriental). Cerca de un 15% está cubierta por rocas volcánicas Jurásicas, 8% de rocas intrusivas, 5% de depósitos cuaternarios, y aproximadamente 2% de rocas sedimentarias y volcánicas del Cenozoico y del Cretácico Inferior.

El mapeo geológico se realizó utilizando cartas topográficas a escala 1:50.000, principalmente y en forma discontinuada entre los años 1997 y 2001. Se utilizó fotos aéreas SAF (1981)-CH-60, escala aproximada 1:70.000 y, CHILAY (1971) escala 1:30.000 e imágenes satelitales Landsat a escala 1:100.000 y 1:500.000.

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Este trabajo es el resultado de un Convenio con el Gobierno Regional de la XI Región, consistente en un estudio geológico sistemático de toda la región oriental de la Región de Aisén (Proyecto Aisén), entre las latitudes 44º y 49ºS y entre la frontera internacional y, aproximadamente la longitud 73ºW, que se ha desarrollado durante los años 1993 a 2002. Se suma además, el apoyo dado por los proyectos FONDECYT Nº193-0246, Nº196-0097 y Nº1000-125 y por los investigadores asociados a estos proyectos.

La escala de tiempo utilizada es la de Gradstein y Ogg (1996).

ESTRATIGRAFIA

PALEOZOICO

La región cubierta por las hojas en estudio se caracteriza por la predominancia de rocas metamórficas paleozoicas, en las que se ha reconocido varios pulsos de deformación principal, que probablemente son el resultado de un evento compresivo continuo que tuvo lugar en niveles corticales diferentes.

Complejo Metamórfico Andino Oriental OCcm (Ordovícico - Carbonífero) (Hervé, 1993)

Definición, distribución y relaciones estratigráficas. Se denomina Complejo Metamórfico Andino Oriental a rocas metamórficas pre-Jurásico Medio - Superior, expuestas en la región centro-oriental de la Cordillera Patagónica, al este del Batolito Patagónico y entre la zona nor-occidental del Lago General Carrera (46ºS) y el extremo norte del Campo de Hielo Sur (49ºS)(Hervé, 1993). Comprenden, principalmente, esquistos, filitas y niveles de mármoles, de bajo grado metamórfico (prehnita-pumpellyita a esquistos verdes) y polideformadas, cuyo protolito principal fueron rocas sedimentarias con intercalaciones subordinadas de rocas volcánicas. Cubren aproximadamente el 70% de la Hoja.

En las Hojas Cochrane y Villa O’Higgins, el Complejo Metamórfico Andino Oriental infrayace en discordancia angular a la Formación Ibáñez. En la Hoja Cochrane, además, infrayace a la Formación Ligorio Márquez. Este complejo se encuentra intruído por rocas plutónicas del Jurásico Superior, Cretácico y Mioceno (Suárez y de la Cruz, 2001).

Litología. Este complejo metamórfico esta compuesto de esquistos y filitas de cuarzo-muscovita, y en forma subordinada, de mármoles y esquistos verdes. De acuerdo al grado de deformación y, la subsecuente preservación u obliteración de las estructuras sedimentarias de las rocas de este complejo, se reconoce tres asociaciones de rocas metamórficas, que no se diferenciaron cartográficamente en el área de estudio. La predominante (1), está compuesta de rocas metamórficas fuertemente plegadas como resultado de varias etapas tectónicas o de un tectonismo progresivo. Esta deformación ha obliterado las estructuras sedimentarias originales, generándose esquistos y filitas con metamorfismo que alcanza hasta la facies de esquistos verdes. Esta asociación fue denominada inicialmente por Lagally (1975) como Formación Lago General Carrera. Incluye esquistos micáceos, filitas, metacuarcitas, y ocasionales intercalaciones de mármol y esquistos calcáreos (a), metacherts (b) y, metabasitas (c). Afloramientos de estas últimas, expuestos en la Península de la Florida, al norte de Bahía Pescado, en el área del Lago O’Higgins (Hoja Villa O’Higgins), exhiben estructuras almohadilladas y químicamente tienen características de basaltos de intraplaca (Hervé et al., 2000). La segunda asociación de rocas metamórficas (2) se expone ocasionalmente; corresponde a metasedimentitas de menor grado metamórfico y, si bien están fuertemente deformadas, preservan estructuras sedimentarias que permite identificarlas como turbiditas. Estas rocas estarían incluídas en la Formación Lago Cochrane de Lagally (1975). La litología de las rocas con estructuras sedimentarias preservadas, se caracteriza por la presencia de metareniscas cuarcíferas (d) con gradación normal,

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bases erosivas, marcas de flauta (“flute marks”), laminación cruzada, estructuras de pérdida de agua y diques sinsedimentarios. Localmente las meta-areniscas alcanzan espesores de hasta 30 m, y se caracterizan por abundantes vetillas de cuarzo. Esta asociación incluye, muy ocasionalmente, intercalaciones de metaconglomerados (e) clasto- y matriz-soportados. La fracción clástica de las metareniscas y metaconglomerados está formada principalmente por cuarzo y subordinadamente feldespato monocristalino y líticos (metacuarcitas, esquistos, fragmentos de rocas volcánicas porfíricas silíceas, con fenocristales de cuarzo, y de granitoides). En sectores se reconocen sucesiones en que alternan metareniscas y metapelitas (f) finamente estratificadas, donde las metareniscas son cuarcíferas, con laminación cruzada, pliegues convolutos, ondulitas, ondulitas de crecimiento, trazas fósiles y marcas de flauta (“flutes”) a la base, y las metapelitas están finamente laminadas. Localmente, se reconoce, además, metapelitas (g) con delgadas intercalaciones (menores a 5 cm) de areniscas muy finas. Esta segunda asociación de rocas metamórficas (2), con menor grado metamórfico, se interpreta como un sistema de canales y levee. La relación entre las rocas metamórficas sin estructuras sedimentarias preservadas (1) y aquellas con estructuras preservadas (2), es por contacto tectónico entre sí. Si bien, la relación no está bien determinada, se reconoce ya sea dos unidades diferentes o dos facies metamórficas diferentes en la misma unidad, lo cual constituye la opción más probable. Una tercera asociación de rocas metamórficas (3), corresponde a metasedimentitas bandeadas con bajo grado metamórfico, en “capas” de diferentes litologías, alternando meta-areniscas con metapelitas, y en contacto a lo largo de planos de la foliación principal, que representan la transposición tectónica de la estratificación (bien expuesta en las costas de la Bahía Oeste, del Lago O’Higgins). En ocasiones, sucesiones finamente bandeadas (<10 cm de espesor), en que alternan meta-areniscas con metapelitas, están transformadas en brechas tectónicas bandeadas paralelamente a la foliación principal, por fragmentación de las capas más competentes de areniscas, cuyos fragmentos están inmersos en una matriz de metapelita foliada (por ejemplo, en la costa suroccidental del Lago O’Higgins).

Edad. Partiendo de la base que el Complejo Metamórfico Andino Oriental es anterior al Jurásico Medio alto - Superior, edad de la Formación Ibáñez sobreyacente y de los plutones que lo intruyen, y, considerando la totalidad de los datos radiométricos obtenidos en las metamorfitas, tanto en la zona de estudio como fuera de ella, este complejo aparentemente incluiría protolitos de edades distintas: (1) del Ordovícico-Carbonífero Tardío bajo, el cual habría experimentado metamorfismo regional antes del Carbonífero Tardío (310 Ma) y, (2) del Pérmico Tardío-Jurásico Temprano (Thomson et al., 2000).

Protolito Ordovícico-Carbonífero Superior bajo: En rocas expuestas en la Hoja Cochrane, análisis U-Pb SHRIMP de circones detríticos han dado valores entre 2056 24 y ca. 460 Ma (Hervé et al., 2000; Thomson et al., 2000), representando este último valor una edad máxima para el protolito. En las mismas rocas se obtuvo valores U-Pb más jóvenes, de 35410 (Sepúlveda, 2000) y 3915 Ma (Thomson et al., 2000), que muestran indicios de pérdida de Pb y pueden, en consecuencia, no ser representativos de una edad de la fuente de origen (Thomson et al., 2000).

El complejo al oeste del lago General Carrera, al norte de la zona de estudio (Hoja Guadal-Puerto Sánchez, de la Cruz y Suárez, en edición) está intruido por un plutón tectonizado y metamorfizado, con valores 40Ar/39Ar y K-Ar cercanos a 310 Ma (Westfaliano, Carbonífero Superior bajo), obtenidos en muscovita secundaria y que indicarían una edad mínima para esta unidad, probablemente cercana al metamorfismo de estas rocas (de la Cruz y Suárez, en edición).

Si se considerara que todos los datos arriba señalados provendrían de un mismo protolito, los valores radiométricos máximos (ca. 460 Ma) y mínimos (ca.310 Ma) indicarían para este complejo, una edad en el rango Ordovícico-Carbonífero Tardío bajo para el protolito.

Por otro lado, análisis de trazas de fisión en circones detríticos obtenidos de muestras de meta-arenisca expuesta cerca de Villa O’Higgins, dieron valores de 51360 y de 30123 Ma. El primero sería concordante con una edad de SHRIMP U-Pb de 533 Ma obtenida en circones detríticos de esa misma muestra (que en esa muestra también dieron valores de hasta ca. 460 Ma), pero el segundo no tiene correspondiente en las edades de SHRIMP U-Pb (Thomson et al., 2000). Esta edad más jóven

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podría representar una edad cercana a la edad de metamorfismo que afectó a las meta-sedimentitas, considerando que ellas se habrían metamorfizado a temperaturas cercanas a 38030ºC y a 4,61,3 kbar (Ramírez, 1997), condiciones que habrían bastado para rejuvenecer las trazas de fisión en circones (Thomson et al., 2001).

Otras dataciones en rocas de este complejo, al norte y sur del área, han dado valores K-Ar entre 38928 y 2287 Ma (JICA/MMA/SNGM, 1991; Yoshida, 1981; Niemeyer et al., 1984). Valores K-Ar de 2468,6 y de 30948 Ma, obtenidos en filones básicos plegados junto a los metasedimentos, también representarían una edad mínima (Yoshida, 1981).

Protolito Pérmico Tardío-Jurásico Temprano (fuera de la zona de estudio): Circones detríticos obtenidos de un afloramiento de meta-arenisca expuesto en la parte oriental del Canal Baker, al este del Batolito Patagónico y al oeste de la Hoja Cochrane, dieron, por el método de U-Pb SHRIMP, una edad de 265 Ma (sin error), del Pérmico Inferior alto (Thomson et al., 2000). Además, estas meta-areniscas fueron intruidas por la Tonalita Esmeralda (Jsges(a)) de edad Jurásico Superior (158,861,52 Ma en 40Ar/39Ar, este trabajo; y 15510 Ma en U-Pb, Parada et al., 1997). Lo anterior señalaría una edad con el rango Pérmico a Jurásico Superior para el protolito.

Correlaciones. Las rocas que preservan sus estructuras sedimentarias se correlacionan en Argentina con la Formación Bahía La Lancha (Riccardi, 1971), en parte asignada al Devónico Superior-Carbonífero Inferior (edad discutible según Riccardi y Rolleri, 1980; Giacosa y Marquez, 2002), mientras que las rocas mas metamorfizadas y deformadas del Complejo Metamórfico Andino Oriental se correlacionan con la Formación Río Lácteo (Leanza, 1972), a las que, provisoriamente, se les asigna la misma edad (Giacosa y Márquez, 2002).

Ambiente depositacional. El protolito del Complejo Metamófico Andino Oriental en la zona de estudio, particularmente de las rocas en que es posible distiguir estructuras originales, se interpreta como correspondiente a turbiditas, identificándose en lugares, una asociáción de canales y “levee” representada por la alternancia de potentes paquetes de meta-areniscas (hasta 15 m de espesor) alternando con facies finamente estratificadas (capas menores a 10 cm de espesor), en que alternan meta-areniscas y metapelitas.

Ambiente tectónico. Si bien, durante años se ha considerado que el Complejo Metamórfico Andino Oriental representaría un complejo acrecionario (Hervé et al., 1998), esta interpretación ha sido recientemente cuestionada (Bell y Suárez, 2000). Los primeros análisis de pizarras y filitas de este complejo, usando la cristalinidad de la illita y medidas bo, han dado condiciones P-T de 4,61,3 kbar y 380º30ºC (Ramírez, 1997; valle del Río Chacabuco), y de 31 kbar y 360ºC (Hervé et al., 1998; lago O’Higgins), que indican gradientes P/T para el metamorfismo de 25ºC/km, las que son consideradas muy altas para un complejo de subducción típico (Hervé et al., 1998). Sin embargo, estudios más recientes sobre la cristalinidad de la illita realizados por Ramírez (com. personal, 2001) en rocas expuestas en el valle del Río Chacabuco, al N del área de estudio, estarían señalando que las condiciones de metamorfismo habrían sido de presiones altas a moderadas, lo cual no descartaría un origen en una zona de subducción.

Análisis petrográficos y geoquímicos de 20 metagrauvacas de este complejo, expuestas entre Cochrane y Villa O’Higgins, indican un ambiente tectónico mixto (algunas asociadas a un margen activo y otras, a un margen pasivo; Lacassie, 2000). Lo anterior avalaría la interpretación de depositación del protolito de este complejo en un margen pasivo señalado por Hervé et al. (1998). Lo anterior ha sido apoyado por Augustsson y Bahlburg (2002), quienes sobre la base de estudios de catodoluminiscencia en cuarzo detrítico de estas rocas, concluyeron que los sedimentos fueron depositados en un margen pasivo pero su fuente de origen eran rocas generadas en un margen activo.

Geología estructural. En rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental expuestas fuera del área de estudio, en la parte occidental del Lago General Carrera, se ha reconocido cuatro fases de deformación principal (Bell y Suárez, 2000) durante el Paleozoico Tardío: (D1)una fábrica planar penetrativa y transposición de la estratificación, con bandeamiento metamórfico y esquistosidad; (D2)

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una fábrica linear penetrativa paralela a ejes de pliegue; (D3) planos de clivaje extensionales aislados (que responderían a extensión horizontal o al fallamiento inverso de dirección este-oeste) y (D4) pliegues “chevrón” y brechas cataclásticas relacionados a fallas, por deformación frágil o semi-frágil en amplias zonas de cizalle. Estos elementos estructurales probablemente representan los productos de un evento compresivo continuo operando a niveles corticales diferentes.

Elementos y secuencias estructurales comparables se reconoce en la zona de estudio. En general, la foliación principal es una foliación F2, plano axial a pliegues isoclinales desarraigados que pliegan a una foliación F1 y solo ocasionalmente identificados. En particular, en el islote oriental del grupo de Islas Carlos Campo, en el Lago Cochrane, se ha reconocido una primera deformación D1 correspondiente a la generación de una foliación cataclastica nítida en un metaconglomerado, de orientación NNW-SSE, con una lineación dada por clastos elongados buzando al norte y con generación de sigmoides y zonas de presión que indican un movimiento de rumbo sinistral en extensión. Una deformación D2, que da pliegues con planos axiales de manteo variable y de orientación cercana a norte-sur, probablemente asociados al desarrollo de napas vergentes al este. A su vez, D2 esta plegado por una deformación D3, de planoaxial con manteo alto y orientación aproximada este-oeste. Localmente, se identifica deformación extensional, a la que se sobreimpone un plegamiento con plano axial de manteo bajo y cercano a EW, reconociéndose también, un fallamiento frágil tardío.

Los afloramientos en la zona del Lago O’Higgins, se caracterizan por presentar un bandeamiento litológico bien marcado que, en la mayoría de las veces corresponde a una foliación de transposición de la estratificación y, solo localmente a estratificación preservada. Estas rocas exhiben amplios pliegues incluso observables en fotografías aéreas y en muchos casos con ejes subverticales. En la zona del embarcadero de El Pascua, en la costa SW del Brazo El Desague del Lago O’Higgins, se ha reconocido un gran pliegue que deforma a la foliación principal, con eje subvertical, en cuya ala oriental se midió, en filitas negras, estrías de falla a lo largo de los planos de foliación principal que indican un movimiento de rumbo sinistral. Un pliegue comparable se ha identificado en la costa norte del Brazo el Desague, al norte y oeste de la Bahía Esperanza. Esta deformación es previa a los depósitos asignados a la Formación Ibáñez, del Jurásico Medio alto - Superior, que en la zona se presentan por lo general subhorizontales o con manteos bajos.

(a) Mármol y esquistos calcáreos; (b) Metacherts; (c) Metabasitas; (d) Metareniscas cuarcíferas; (e) Metaconglomerados; (f) Metareniscas y metapelitas; (g) Metapelitas.

JURASICO MEDIO ALTO –CRETACICO INFERIOR BAJO

Durante el Jurásico Inferior a Superior, y parte del Cretácico Inferior, se produjo una importante actividad volcánica, principalmente silícea en Patagonia, agrupada en la Provincia de Chon-Aike (e.g. Gust et al., 1985; Pankhurst et al., 1998, 2000). En la parte extra-Andina de Patagonia, se ha demostrado que este volcanismo estuvo asociado a tectonismo extensional. Se ha reconocido tres eventos volcánicos principales en la Provincia de Chon-Aike (Feraud et al., 1999; Pankhurst et al., 2000): el más antiguo del Jurásico Inferior (187 Ma), otro en el Jurásico Medio (166 Ma) y el tercero en el Jurásico Superior, que localmente alcanzó el Cretácico temprano (Covacevich et al., 1994). Este último evento volcánico está representado en la zona de estudio por la Formación Ibáñez (Niemeyer et al., 1984; Suárez et al., 1996; de la Cruz et al., 2003). Las raíces de este volcanismo se manifiesta en la Hoja Cochrane, por la presencia de numerosos intrusivos jurásicos, como el Complejo Plutónico Lago Plomo (Jmgp), las Granodioritas Ventisquero y Cabeza de León (Jsgvc), las Dioritas El Halcón (Jsgh), las Tonalitas Esmeralda y Sobral (Jsges) y los Granitoides y dioritoides O’Higgins (JTg). Estos cuerpos constituyen una franja jurásica discontínua, expuesta al este

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del segmento del Cretácico Inferior del Batolito Patagónico (Kgbp), que indicarían una migración al oeste del plutonismo. Unicamente la Granodiorita del cerro Cabeza de León (Jsgvc (a)), se encuentra formando parte del Batolito Patagónico, el resto constituye plutones aislados.

Complejo Plutónico Lago Plomo Jmgp (Jurásico Medio; ca. 161 Ma) (Suárez y de la Cruz, 2001)

Definición y relaciones de contacto. Conjunto de cuerpos de composición petrográfica heterogénea, definido por Suárez y de la Cruz (2001). Aflora en el extremo noroccidental de la Hoja Cochrane, desde el Lago Plomo, hasta el Río Nef, por el sur y se prolonga al norte de la Hoja (Hoja Guadal-Puerto Sánchez, en edición). En planta tiene forma rectangular, elongada de dirección NS y eje mayor de aproximadamente 11 km. Intruye al Complejo Metamórfico Andino Oriental, donde se reconoce una aureola de contacto de 1-3 km de esquistos cornificados, atravesados por numerosos diques graníticos, que localmente forman cuerpos mayores y, frecuentemente, siguen la foliación principal de las rocas de caja.

Litología. Petrográficamente son rocas heterogéneas, que incluyen granodioritas de anfíbola y biotita, tonalitas y monzodioritas cuarcíferas, de grano medio a grueso. Las rocas expuestas a lo largo de las costas sur y norte (Hoja Guadal-Puerto Sánchez; Suárez y de la Cruz, 2001) del lago Plomo exhiben cataclasis y una moderada a fuerte alteración. Localmente, exhiben inclusiones básicas, y están atravesados por diques aplíticos y basálticos. Los minerales máficos presentes en estas rocas son anfíbola, biotita y ocasionalmente piroxeno. Las biotitas, en la mayoría de las muestras están deformadas, parcialmente alteradas a clorita y con prehnita a lo largo de los planos de clivaje.

Edad. En muestras de estas rocas se obtuvo valores K-Ar en biotita de 1514, 1474 y 1485 Ma. Un concentrado de biotita que dio esta última edad fue analizado por el método 40Ar/39Ar, obteniéndose una edad meseta de 161,39 1,54 Ma (Jurásico Medio) que sería probablemente cercana a la edad de cristalización. Por otro lado, se interpreta que los valores entre 147 y 151 Ma representarían edades mínimas.

Granodioritas Ventisquero y Cabeza de León Jsgvc (Jurásico ¿Superior?; edad mín. ca. 147 Ma)

Se da esta denominación para representar dos plutones de color gris medio. La Granodiorita del cerro Cabeza de León (a) se expone en el sector noroccidental de la Hoja Cochrane, entre los ríos Nef y De La Colonia y la Granodiorita del estero Ventisquero (b) se expone en el área centrooccidental, entre los esteros Lago Vargas y Ventisquero. Intruyen al Complejo Metamórfico Andino Oriental. Los plutones son petrográficamente homogéneos, de grano medio, compuestos por granodioritas de anfíbola y biotita. Químicamente corresponden a granitos de arco volcánico típicos, metaluminosos.

Edad. Dos muestras de granodiorita obtenidas en distintos sectores de la Granodiorta del estero Ventisquero (b), arrojaron valores K-Ar, en biotita, del Jurásico Superior de 1463 y 1473 Ma, que se consideran edades mínimas ya que los cuerpos presentan rasgos de cataclásis. Por otra parte, una muestra obtenida en el cerro Chueco de la Granodiorita del cerro Cabeza de León (a), arrojó un valor K-Ar, en biotita, de 1433 Ma, interpretada como edad mínima. (a) Granodiorita del cerro Cabeza de León; (b) Granodiorita del estero Ventisquero.

Dioritas El Halcón Jsgh (Jurásico Superior; 150 Ma)

Definición y relaciones de contacto. Stocks de color gris claro a oscuro, con una superficie expuesta de 2 – 10 km2, constituidos por cuerpos dioríticos y localmente granodioríticos. Se exponen en el sector nororiental de la Hoja Cochrane, en el cerro Negro, al este del Estero La Calera y en el estero El Halcón. Intruyen a la Formación Ibáñez.

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Litología. El intrusivo del Cerro Negro corresponde a una diorita cuarcífera de anfíbola, intensamente cloritizada, con textura inequigranular, compuesta principalmente por plagioclasa, menor de 4 mm, feldespato alcalino, menor a 1,2 mm (2-3 %), anfíbola menor a 2,5 mm y piroxeno subordinado. En el estero La Calera, el cuerpo es un pórfido diorítico cuarcífero y en el estero El Halcón (Townley, 1996), el stock es una granodiorita (a).

Edad. En el estero El Halcón, Townley (1996) obtuvo una edad 40Ar/39Ar roca total, de 150±4 Ma, lo cual podría indicar para esta unidad una edad Jurásico Superior. Otra edad 40Ar/39Ar roca total, de 130±2 Ma, obtenida por Townley (1996) en el estero La Calera, en un pórfido diorítico cuarcífero débilmente mineralizado e intensamente fracturado, sugiere una edad mínima, lo que unido a su cercanía con la granodiorita de 150 Ma, ubicada 3 km al norte, indicaría que probablemente también forma parte del magmatismo jurásico. (a) Granodiorita.

GRUPO LAGO LA PLATA (en la Patagonia chilena: Jurásico Medio alto – Berriasiano) (Haller y Lapido, 1980)

Esta unidad fue definida en la Cordillera Patagónica Central, para agrupar las volcanitas y volcanoclastitas jurásicas que representan el inicio del volcanismo Mesozoico en la región cordillerana. Se distribuye en la Cordillera, en una franja N-S, discontinua, desde, al menos, Futaleufú (ca. 43ºS) hasta Lago O’Higgins (ca. 49ºS), y continua al sur, en Magallanes, con el nombre de Formación Tobífera (Serie Tobífera de Thomas, 1949; modificada por Stewart et al., 1971 y Suárez, 1978).

Originalmente, al Grupo Lago La Plata se le asignó una edad comprendida entre el Toarciano y el Titoniano, principalmente sobre la base de relaciones estratigráficas. En Chile, entre los 43º-48º S, se ha determinado que esta unidad es de edad Jurásico Medio alto a Berriasiano, en base a valores radiométricos entre 138-160 Ma y la presencia al norte del área de estudio, de niveles con fósiles marinos del Berriasiano Inferior intercalados en la parte superior del Grupo (Covacevich et al., 1994; de la Cruz et al., 2003).

El Grupo está representado por diferentes asociaciones volcánicas e incluye numerosas unidades: Formación Huemul (Thiele et al., 1979); Formación Lago La Plata (Ramos, 1976), Formación Arroyo Cajón (Pesce, 1979), Complejo El Quemado (Riccardi, 1971), y en la Carta, Formación Ibáñez (Niemeyer, 1975; Niemeyer et al., 1984).

En el grupo, también se reconoce asociaciones sedimentarias, principalmente a la base: la Formación Arroyo La Mina (Riccardi, 1971; en la ladera este de bahía La Lancha) y los Estratos del Río Furioso (Ramos, 1983; al este del lago O’Higgins) asignados al Jurásico Medio, que afloran al este, fuera del área de estudio, en Argentina. También incluiría las formaciones Cotidiano (Ramos, 1976; al este de Puerto Cisnes) y Chacay (Franchi y Page, 1990), según Giacosa y Márquez (1999).

Formación Ibáñez JKi (en la Carta: Jurásico Medio alto - Superior; 160 - 144 Ma) (Niemeyer, 1975)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. Esta unidad está constituida por rocas volcánicas y volcanoclásticas de caracter predominántemente ácido, muy bien expuesta en la zona de Puerto Ibáñez, su localidad tipo, y sus alrededores.

En la zona de estudio, esta formación sobreyace discordantemente al Complejo Metamórfico Andino Oriental, reconociéndose en varias localidades, a la base, una sucesión de brechas sedimentarias. En la Hoja Cochrane infrayace a las formaciones Toqui (Grupo Coihaique) y Ligorio Márquez y en la Hoja Villa O’Higgins, no presenta techo expuesto. En la Carta esta unidad cubre un área aproximada de 15%, con afloramientos que presentan hasta 1.500 m de potencia.

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Litología. Las rocas son principalmente piroclásticas y lávicas, de composición riolítica, dacítica y andesítica; subordinadamente, incluye a la base, brechas sedimentarias, conglomerados y areniscas. Muestras de rocas volcánicas de la Formación Ibáñez, expuestas al norte de la zona de estudio, dieron una tendencia calcoalcalina (Suárez et al., 1999; Quiroz, 2000).

Se distingue principalmente, 3 asociaciones de facies:(a) Asociación sedimentario-volcánica basal.

Esta asociación caracteriza la base de la Formación y se expone sólo localmente. Presenta espesor variable menor de 100 m. Está compuesta por areniscas, conglomerados, ignimbritas, brechas volcánicas y brechas sedimentarias mal seleccionadas. Se reconoce 2 unidades principales:- (a1) Asociación sedimentario-volcánica basal bien estratificada.

Esta asociación se reconoce en varias localidades:En el sector norte de la Hoja Cochrane, e inmediatamente al sur de la confluencia de los ríos

Chacabuco y Baker, en la ribera oriental del Baker y a lo largo de 4 km, se expone una secuencia de 50 m aproximados sin base ni techo expuesto, que en los niveles inferiores comprende ignimbritas riolíticas rosadas y brechas volcánicas monolitológicas dacíticas interpretadas como depósitos de colapso de domo. Infrayacen a areniscas muy gruesas conglomerádicas con clastos de hasta 2 cm, areniscas arcillosas de grano medio a muy grueso, conglomerados muy finos a finos y conglomerados brechosos gruesos mal seleccionados con fragmentos en general dacíticos y riolíticos, tobáceos, andesíticos y metamórficos (cuarcitas y esquistos). Las capas presentan estratificación cruzada y localmente base erosiva. Los clastos son de dacita, andesita, metacuarcita, toba y subordinadamente esquistos. Incluyen intercalaciones de limolitas arenosas tobáceas y tobas de lapilli, ceniza y lapilli acrecionario, levemente retrabajadas.

En el sector centroccidental de la Hoja Cochrane, en las Nacientes del Estero El Corral, al este de la confluencia del río De los Ñadis y el Estero La Tranquera, esta asociación sobreyace con discordancia angular al Complejo Metamórfico Andino Oriental y no presenta techo expuesto. En el sector El Faldeo, al este de la junta de los ríos del Salto y Tranquilo, esta unidad alcanza 30-50 m de espesor estimado y no presenta relaciones estratigráficas de contacto. En estas áreas, la sucesión está representada por brechas conglomerádicas y conglomerados gruesos rojizos, muy mal seleccionadas, areniscas de grano fino a muy grueso guijarrosas y areniscas de cuarzo arcillosas (wackas). Se reconoce una sección inferior de brechas matriz soportadas (arcillosa), sin estructura interna. La sección superior es bien estratificada, clasto soportada, con laminación plana y cruzada. Los clastos son de esquistos micáceos, metacuarcitas y subordinadamente, filitas, riolitas, andesitas y limolitas rojas. En el Estero El Corral, se reconoce estructuras peperíticas en los niveles basales, generadas por un cuerpo riolítico que intruyó los conglomerados aún húmedos.

En la Hoja Cochrane se reconoce otros tres afloramientos: 5 km al sur de la junta de los ríos Baker y Chacabuco (en la costa oeste del río Baker) y en los cerros inmediatamente al norte y al noroeste del Monte San Lorenzo. En estas áreas, esta asociación sobreyace discordantemente al Complejo Metamórfico Andino Oriental e infrayace a la Asociación lávica y piroclástica ( b ) .

En la Hoja Villa O’Higgins, al noreste, este y sureste de la localidad homónima, afloran 3 secuencias volcano-sedimentarias que sobreyacen con discordantemente al Complejo Metamórfico Andino Oriental y no presentan techo expuesto. El afloramiento noreste, se expone en el río Mayer inmediatamente al sur de la Sierra Concepción y al sur del Lago Christie, presenta un registro de 300 m de espesor y está representado por una base brechosa, volcanolitoarenitas (con detritos de pizarras y metaareniscas finas) y tufitas. La unidad oriental, aflora en el Cordón de Villa O’Higgins y la más austral se localiza al sur del río Mosco. Estas secuencias han sido denominadas Estratos de Cerro Submarino (Sepúlveda, 2000) de aproximadamente 500 m de espesor. En general, los Estratos de Cerro Submarino están constituidos por una alternancia de brechas en general clasto-soportadas y paquetes de areniscas, metareniscas conglomerádicas, conglomerados, wackas y metawackas rojas. Las brechas presentan fragmentos de cuarzo, cuarcita, pizarras, granitos y

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wackas rojas, mal seleccionados y de hasta 40 cm. Los clastos de los conglomerados y metaconglomerados son de cuarcita y pizarras; mientras que los líticos de las metareniscas conglomerádicas son granitoides, feldespatos y cuarzos. Las areniscas y metareniscas son principalmente arcósicas y de cuarzo, y de color gris y rojo. Godoy et al. (1997) mencionan además, tufitas en la secuencia de río Mayer.

En el sector noreste de la Hoja Villa O’Higgins, al este de la Sierra de la Concepción, en el Río Ventisquero, y en parte, en el límite con Argentina, se reconoce una sección de 20 m, que sobreyace discordantemente al Complejo Metamórfico Andino Oriental e infrayace a la Formación Katterfeld ( Kick ) del Cretácico Inferior. Esta unidad está constituida por conglomerados polimícticos, con clastos principalmente volcánicos de hasta 1 m de diámetro, con lentes de arenisca con estratificación cruzada (Godoy et al., 1997).

En el Brazo Norte del Lago O’Higgins, 11 km al sur de la localidad de Villa O’Higgins, se expone una sucesión sin base ni techo expuestos, de aproximadamente 70 m de espesor, de brechas y conglomerados rojizos mal seleccionados, matriz y clasto-soportados, en capas (20-80 cm) erodadas irregularmente, con niveles caóticos o localmente, con clastos imbricados (según el eje largo), los clastos son de origen metamórfico, reconociéndose fragmentos de metaareniscas (de algunos mm a 50 cm de diámetro) del Complejo Metamórfico Andino Oriental.

En en el Lago O’Higgins, en el extremo sur de la Península La Florida, en el área de Bahía Pescado, se expone esta asociación, alcanzando hasta 80 m de potencia. Sobreyace discordantemente al Complejo Metamórfico Andino Oriental e infrayace a la Asociación lávica y piroclástica ( b ) . Está representada por brechas y conglomerados con clastos exclusivamente del Complejo Metamórfico (metareniscas, filitas, pizarras, cuarzo lechoso), reconociéndose, localmente, intercalaciones de areniscas cuarcíferas, algunas con estratificación cruzada, y lutitas (Pereira, 1982).

- (a2) Asociación sedimentario-volcánica basal de brechas caóticas. Unidad caótica, sin estratificación, de 30-50 m de espesor, que sobreyace al Complejo

Metamórfico Andino Oriental y no exhibe techo expuesto. Está compuesta de brechas mal seleccionadas de color gris, clasto-soportada con fragmentos angulosos gruesos (menores de 1 m), casi exclusivamente metamórficos y subordinadamente, de rocas volcánicas silíceas, y abundantes fragmentos de cuarzo. Se expone en el sector norte de la Hoja Cochrane, al norte de la junta de los ríos Baker y Chacabuco, entre los esteros La Confluencia y El Manzano.

(b) Asociación lávica y piroclástica. Compuesta esencialmente por rocas lávicas andesíticas y piroclásticas de composición riolítica y

dacíticas. Esta asociación sobreyace directamente al basamento metamórfico Paleozoico (DCcm), y en algunos sectores, sobreyace concordantemente a la Asociación sedimentario-volcánica basal bien estratificada ( a2 ) .

En el sector centro-norte de la Hoja Cochrane, esta asociación infrayace con discordancia angular a la Formación Ligorio Márquez ( Plm ) del Paleoceno Superior y localmente, a la Formación Toqui ( Kict ) del Cretácico Inferior.

En el extremo noroeste de la Hoja Cochrane, en el cerro Pato Raro (al norte del Río Baker), la asociación presenta 250 a 1.000 m de potencia. Los niveles basales están constituidos por brechas piroclásticas con fragmentos andesíticos y dacíticos y pómez aplastadas; los niveles intermedios, por tobas de lapilli y tufitas; y los superiores, por lavas púrpuras andesíticas y dacíticas, macizas, brechosas y amigdaloidales, con intercalaciones de brechas piroclásticas y tobas cineríticas soldadas, de fragmentos andesíticos y subordinadamente, dacíticos; incluye además, abundantes cuerpos subvolcánicos andesíticos.

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En el sector noroccidental de la Hoja Cochrane, al noroeste y suroeste de la confluencia de los ríos Chacabuco y Baker, y en el área del Lago Azul, la secuencia está compuesta por lavas rio-dacíticas macizas y brechizadas, lavas autobrechizadas andesíticas macizas y brechosas, localmente amigdaloidales, de color gris parduzco, dacitas afaníticas y porfídicas (interpretadas como domos y filones), con ocasionales xenolitos metamórficos, brechas andesíticas monomícticas de grano fino a muy grueso, bien estratificadas, con ocasionales fragmentos de metacuarcita, matriz y clasto-soportadas, y localmente gradadas y laminadas (interpretadas como depósitos de colapso de domos, “block-and-ash”), e ignimbritas dacíticas y riolíticas con grandes fenocristales de cuarzo, localmente brechosas y bien estratificadas. Esta unidad se asigna tentativamente a la Formación Ibáñez.

Al sur de la confluencia de los ríos Chacabuco y Baker (Hoja Cochrane), en la desembocadura del estero Mayor en el Río Baker, la asociación presenta 500 m de espesor mínimo y sobreyace concordantemente a conglomerados de la Asociación sedimentario-volcánica basal bien estratificada (a2). Los 20 m inferiores, corresponden a ignimbritas riolíticas, de color rojizo a verde grisáceo, con base brechosa y fragmentos de metacuarcita y esquisto. El resto de la secuencia es de color rojizo marrón y está constituida por: brechas piroclásticas con fragmentos principalmente andesíticos y localmente metamórficos y riodacíticos (de hasta 20 cm de diámetro); lavas andesíticas en general, macizas y coherentes; brechas andesíticas monolitológicas matriz soportadas (con fragmentos de 5-120 cm de diámetro); brechas volcánicas clasto-soportadas (en capas de 4 m de espesor), con fragmentos de esquistos y metacuarcitas menores de 50 cm, y subordinadamente ignimbritas y riodacitas; intercalaciones (de 20-200 cm de espesor)de areniscas muy gruesas con guijarros de hasta 30 cm de esquistos y metacuarcitas, que alternan con brechas conglomerádicas matriz-soportadas (con fragmentos de hasta 15 cm de diámetro); y localmente, domos y filones riodacíticos y andesíticos.

En la Hoja Villa O’Higgins, en la Península La Florida, esta unidad está constituida principalmente por tobas, en gran parte ignimbríticas riolíticas y dacíticas, tufitas usualmente con estratificación fina (inferior a 20 cm de espesor y localmente menor a 5 cm), interpretadas como depósitos subácueos, y subordinadamente lavas andesíticas y cuerpos tabulares riolíticos y dacíticos, paralelos a la estratificación que podrían representar lavas o filones manto. Esta asociación alcanza un espesor mínimo de aproximadamente 700 m (Pereira, 1982), presenta alteración moderada, localmente fuerte y en lugares exhibe anomalías de color. Se apoya concordantemente sobre la Asociación sedimentario-volcánica basal bien estratificada (a1) en el sector de Bahía El Pescado (en el Lago O’Higgins), y directamente, en discordancia angular sobre las rocas metamórficas paleozoicas del Complejo Metamórfico Andino Oriental, en los restantes afloramientos.

(c) Asociación piroclástica. Se expone principalmente en la Hoja Cochrane, al norte del lago Cochrane y localmente al sur,

con afloramientos de hasta 2.000 m de potencia. Sobreyace con discordacia angular al Complejo Metamórfico Andino Oriental y no exhibe techo expuesto.

Compuesta principalmente por tobas con abundantes fenocristales de cuarzo, en capas de 10 a 50 m de espesor, y de ceniza, cristales y lapilli, que corresponden fundamentalmente a ignimbritas con buen a mal soldamiento, foliación eutaxítica y pómez aplastadas, y subordinadamente, a depósitos de caída. De composición esencialmente riolítica y colores rojizos, verdosos y amarillentos. Incluye localmente, lavas andesíticas y niveles calcáreos.

(d) Asociaciones lávicas y volcanoclásticas indiferenciadas. Se incluye en esta asociación lavas y rocas volcanoclásticas, expuestos en la Hoja Villa

O’Higgins, que se asignan tentativamente a la Formación Ibáñez. Se disponen discordantemente sobre el Complejo Metamórfico Andino Oriental y no presentan relación de techo.- Sucesión volcánica subhorizontal, expuesta en los cerros ubicados al noroeste del Brazo Poniente del Lago O’Higgins (Hoja Villa O’Higgins).

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- Sucesión volcánica ácida, con zonas rojizas de alteración y meteorización, que aflora en los cerros localizados al oeste del Lago Chico (sector suroccidental del lago; Hoja Villa O’Higgins). Al sur del área de estudio e inmediatamente al oeste de la traza de la Falla Lago Chico (inversa vergente al oeste), se reconoce en esta unidad una sucesión volcanoclástica finamente estratificada y subhorizontal (345/8), probablemente subácuea, que exhibe un pliegue de arrastre generado por el alzamiento del bloque oriental constituido por el Complejo Metamórfico Andino Oriental.

(e) Cuerpos hipabisales indiferenciadosPórfidos riodacíticos, expuestos al oeste y suroeste del Brazo Poniente del Lago O’Higgins (Hoja

Villa O’Higgins). Incluyen xenolitos orientados de esquistos del Complejo Metamórfico Andino Oriental (DCcm) e inclusiones máficas y félsicas (que incluyen pórfidos andesíticos y dacíticos), que en lugares dan una foliación magmática. Se asignan tentativamente a la Formación Ibáñez.

Edad. En la asociación piroclástica (c), se obtuvo valores 40Ar/39Ar en biotita de: 159,75 1,53 Ma (ignimbrita expuesta en las nacientes del Río Chacabuco; Parada et al., 2001) y 144,04 1,39 Ma, al sur del Río Furioso (Parada et al., 2001). Otros valores K-Ar en biotita, obtenidos en este trabajo, dieron valores de 151 4 y 139 3 Ma (nacientes del Río Chacabuco), que se interpretan como edades mínimas, sobre la base del bajo contenido de K en las biotitas y la cloritización parcial de ellas. Edades K-Ar obtenidas en muestras de rocas expuestas en el lado oeste del Río Baker, al norte y sur de la confluencia con el Río Chacabuco (Hoja Cochrane), y asignadas a esta unidad, dieron edades más jóvenes de 61, 62, 79 y 97 Ma (en biotita), que se interpretan como mínimas. En la Carta los valores radiométricos indican una edad Jurásico Medio alto – Superior para la Formación Ibáñez. Al norte del área de estudio la edad llega al Berriasiano (de la Cruz et al., 2003).

Ambiente depositacional. La Formación Ibáñez representa los productos de calderas, estratovolcanes y conos, subaéreos y localmente costeros. La Asociación sedimentario-volcánica basal (a) representaría depósitos de abanicos aluviales y de ríos, acumulados probablemente en cuencas de hemi-graben contemporáneas a volcanismo ácido activo, y desarrolladas en rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental. La Asociación lávica y piroclástica (b), representa a su vez, los depósitos subaéreos de calderas y estrato-volcanes.

La Formación Ibáñez forma parte de los productos volcánicos más jóvenes de la llamada Provincia Chon Aike (Pankhurst et al., 1998), que cubre gran parte de Patagonia y constituye una de las mayores provincias de rocas ígneas silícicas del mundo (Gust et al., 1985; Pankhurst et al., 1998, 2000; Feraud et al., 1999; Riley y Leat, 1999). Esta provincia esta compuesta principalmente por ignimbritas riolíticas, que forman una asociación bimodal con intercalaciones menores de lavas máficas e intermedias (Pankhurst et al., 1998).

La Provincia Chon Aike tiene tres eventos volcánicos principales acorde a los resultados de dataciones radiométricas (Pankhurst et al., 1998, 2000; Feraud et al., 1999), todos coincidentes con tectonismo extensional relacionado a las etapas tempranas de la fragmentación de Gondwana, que ha sido identificado sísmicamente en la Patagonia extra-Andina (Gust et al., 1985; Robbiano et al., 1996): - (1) El evento más antiguo, del Jurásico Inferior (188-178 Ma) está representado por ignimbritas riolíticas con afinidad de intra-placa. Este evento se interpreta como resultado de fusión cortical asociada a la pluma Karroo (Pankhurst et al., 1998, 2000).- (2) El siguiente, del Jurásico Medio (172-162 Ma), generado por procesos de anatexis de corteza inferior y parte de la corteza superior (Pankhurst et al., 1998, 2000; Riley et al., 2001). - (3) El tercer evento corresponde al Jurásico Medio – Superior y alcanza localmente al inicio del Cretácico (Covacevich et al., 1994; Suárez et al., 1996; de la Cruz et al., 2003). Este último evento está representado en la zona de estudio por la Formación Ibáñez, la cual es al menos, en parte, de naturaleza calcoalcalina y su origen se ha relacionado a procesos de subducción (Baker et al., 1981; Suárez et al., 1999).

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(a) Asociación sedimentario-volcánica basal; (a1) Asociación sedimentario-volcánica basal bien estratificada; (a2) Asociación sedimentario-volcánica basal de brechas caóticas; (b) Asociación lávica y piroclástica; (c) Asociación piroclástica; (d) Asociaciones volcánicas y/o volcanoclásticas indiferenciadas.

Tonalitas Esmeralda y Sobral Jsges (Jurásico Superior; ca. 158-153 Ma)

Definición y relaciones de contacto. Intrusivos tonalíticos expuestos en la Hoja Cochrane. Se distingue dos cuerpos: Tonalita Sobral (a) descrita originalmente por Ramos y Palma (1981), se expone en la zona limítrofe de Chile y Argentina, aproximadamente a la latitud 47º45’ S, y cubre aproximadamente 80 km2. La Tonalita Esmeralda (b), definida por Parada et al. (1997), incluye varios cuerpos que constituyen una franja discontínua de dirección aproximada NNW y N-S, ubicada en el sector occidental del Cordón Esmeralda, al norte de la confluencia de los ríos Tranquilo y Del Salto.

Estas tonalitas se emplazaron en el Complejo Metamórfico Andino Oriental, donde se reconoce silicificación y biotitización. La Tonalita Esmeralda (b) intruyó, además, a tobas dacíticas y riolíticas pertenecientes a la Formación Ibáñez, estando el cuerpo principal en contacto por falla con el Complejo Metamórfico Andino Oriental.

Litología. La litología dominante corresponde a tonalitas de hornblenda y biotita, gris claro, de grano medio a grueso, cuyo rasgo característico lo da la presencia de grandes cristales de hornblenda. En la Tonalita Esmeralda (b), además, se reconocen granodioritas de hornblenda y biotita, y dioritas cuarcíferas. La Tonalita Sobral (a) cae en el campo de las rocas subalcalinas y representan granitos de arco volcánico, por lo tanto desarrollados en un ambiente de subducción, de tipo I levemente peraluminosa que reflejaría contaminación cortical. Químicamente corresponden a rocas calcoalcalinas, pertenecientes a la serie de potasio medio. Sin embargo, Parada et al. (1997) sugieren también, al menos para la Tonalita Esmeralda (b), un importante aporte cortical.

Edad. Para la Tonalita Esmeralda (a) se reportaron dos edades 40Ar/39Ar de 157,691,51 y 158,861,52 Ma (meseta en biotita), y una edad U-Pb en circón de 15510 Ma, interpretada como de cristalización, por Parada et al. (1997). Bruce (2001; Tabla D1 y p. 205) obtuvo una edad 40Ar/39Ar de 148,3 4,0 Ma (meseta en hornblenda) y una edad K-Ar de 147,0 3,4 Ma en muestras de estas mismas rocas. El valor 40Ar/39Ar de Bruce (2001) no se considera confiable, debido a numerosos problemas analíticos descritos por el laboratorio donde fue realizada la datación, y la utilización del patrón LP6 Biotita para los cálculos de J, el cual no es apto para análisis de Ar-Ar (Ingamells y Engels; 1976); con respecto al valor K-Ar del mismo autor, no informa mineral ni datos analíticos que permitan validación (S. Mathews, información escrita, 2003).

Para la Tonalita Sobral (a) Pankhurst et al. (2000) entregan un valor de 153,81,5 Ma (U-Pb SHRIMP en circón), edad considerada de cristalización. En otras muestras de este plutón, se obtuvo dos valores K-Ar de 1435 y 1388 Ma (biotita y anfíbola, respectivamente) y una determinación 40Ar/39Ar de 143,21 1,52 Ma (gas total en biotita). Si bien las últimas edades son concordantes entre sí, la fuerte cloritización de los minerales datados, permite interpretar como edades mínimas los valores cercanos a 143 y 138 Ma.

Sobre la base de edades U-Pb en circón, se asignan las Tonalitas Esmeralda y Sobral al Jurásico Superior.(a) Tonalita Sobral; (b) Tonalita Esmeralda.

Hipabisales riolíticos Cochrane Jhc (¿Jurásico Medio-Superior?)

Stocks y filones de 0,2 a 4 km2 de extensión, de color gris medio, emplazados en la Hoja Cochrane, en rocas de la Formación Ibáñez y del Complejo Metamórfico Andino Oriental. Se exponen

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en el cerro El Carmen (nacientes del Río Chacabuco), en el lago Cochrane (en la península que constituye frontera con Argentina) y al noreste de la junta de los ríos Del Salto y Baker.

En el cerro El Carmen (nacientes del Río Chacabuco), se distingue: un domo riolítico fluidal, localmente brechoso, asociado probablemente a las ignimbritas riolíticas circundantes de la Formación Ibáñez. En la península fronteriza del lago Cochrane, aflora un pórfido riolítico de biotita con fenocristales de hasta 7 mm y masa fundamental microfelsítica, que intruye rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm), que localmente corresponeden a brechas tectónicas generadas cataclasis. 7 km al noreste de la junta de los ríos Del Salto y Baker, se expone un pórfido riolítico de muscovita y anfíbola, levemente argilizado, con fenocristales de hasta 4 mm y masa fundamental microfelsítica.

Estas rocas son de edad incierta; se asignan tentativamente al Jurásico Medio-Superior.

Granitoides y dioritoides O’Higgins JTg (¿Jurásico -Neógeno?)

Se ha agrupado en esta unidad a plutones y stocks aislados, expuestos en la parte oriental de la Hoja Villa O’Higgins. Se encuentran emplazados en el Complejo Metamórfico Andino Oriental.

En el extremo norte del Brazo Poniente del Lago O’Higgins, en la planicie fluvial del río que nace del Ventisquero Bravo, se expone un afloramiento de color gris, de 0,2 km2 de superficie expuesta que corresponde a una microdiorita (a). Aproximadamente a 1 km al norte se reconoce a la distancia cuerpos pequeños aparentemente comparables. Otra microdiorita aflora en la costa sur del lago, inmediatamente al sur de la Isla Central, con igual área expuesta. En el sector central de la Península La Florida aflora una granodiorita de grano medio a grueso (b), con una superficie expuesta de aproximadamente 4 km2 y aproximadamente 4 km al suroeste, se expone un filón granítico (c), que podría representar una apófisis del anterior (Pereira, 1982). En el extremo noroeste del Brazo El Desagüe y al sureste del Lago Gabriel Quiroz, aflora un granito rosado (d) (Skarmeta y Di Biase, 1975).

La edad de estas rocas es incierta, por lo cual se agrupan en un amplio rango Jurásico-Neógeno.(a) Microdiorita; (b) granodiorita; (c) filón granítico; (d) granito rosado.

CRETACICO INFERIOR

Durante el Cretácico Inferior se produce en toda Patagonia la transgresión marina de la Cuenca Austral, que sin embargo en esta región casi no se encuentra representada, probablemente debido a la gran exhumación de las rocas asociada a una tectónica contraccional importante, que ha expuesto principalmente, rocas del zócalo metamórfico. Los depósitos acumulados en esta cuenca están sobreyacidos por tobas ácidas. Además, durante este periodo se emplazaron plutones que constituyen parte del Batolito Patagónico y cuerpos intrusivos aislados ubicados al este del batolito.

GRUPO COIHAIQUE Kic (¿Berriasiano-Aptiano?) (Haller y Lapido, 1980)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. El Grupo Coihaique fue definido en Argentina por Haller y Lapido (1980), quiénes elevaron de rango la Formación Coihaique, definida por Lahsen (1966) en territorio chileno, para incluir las rocas sedimentarias marinas transgresivas del Titoniano-Cretácico Inferior de la Cordillera Patagónica central. Estas rocas se han reconocido en el territorio chileno desde la zona de Palena (43º45’S) hasta Villa O’Higgins (48º 30 S), continuando hacia el sur en la zona del Campo de Hielo Sur (Sepúlveda, 2000).

Rocas de este grupo se exponen en la parte norte de la Hoja Cochrane, inmediatamente al sur de la confluencia de los ríos Chacabuco y Baker; y al norte del Paso Roballos, y en el sector nororiental de la Hoja Villa O’Higgins, al NNW de la entrada Mayer o Hito Río Mayer, 35 km al norte de Villa O’Higgins.

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En la Hoja Cochrane, al oeste del río Baker, aguas abajo de la confluencia con el río Chacabuco, y en el sector de Paso Roballos, sobreyace concordantemente a la Formación Ibáñez (JKi). En esta última localidad, a su vez, infrayace a las Tobas Flamencos (Kif). En el área de la confluencia de los ríos Baker y Chacabuco, los afloramientos se encuentran restringidos a bloques limitados por fallas, que los ponen en contacto con las rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm) y de la Formación Ibáñez (JKi). En la Hoja, los registros parciales de este grupo no superan los 50 m de espesor, cubriendo alrededor de un 0,6% del área.

En la Hoja Villa O’Higgins, las lutitas negras asignadas a este grupo se apoyan sobre rocas de la Formación Ibáñez (JKi; Godoy et al., 1997) y no presentan techo expuesto. Alcanzan 300 m de potencia, cubriendo aproximadamente un 0,9% del área de estudio en dicha hoja.

Subdivisión. En la Hoja Cochrane se registran las tres formaciones que constituyen el grupo: Toqui (Kict), Katterfeld (Kick) y Apeleg (Kica; Suárez et al., 1996). En general la sucesión vertical no se presenta expuesta y las diferentes formaciones afloran en bloques fallados e independientes.

En la Hoja Villa O’Higgins, Godoy et al. (1997) describieron una sucesión principalmente pelítica que incluyeron en este grupo y que correspondería a la Formación Katterfeld.

Edad. Sobre la base del contenido faunístico, la edad del Grupo Coihaique al norte del área de estudio, en la zona entre los 45º-47ºS, tiene un rango del Berriasiano Superior (Suárez y de la Cruz, 1992, 1994a,b; Suárez et al., 1996) al Aptiano Inferior (Skarmeta, 1976; Niemeyer et al., 1984; Bell y Suárez, 1997). Sin embargo, en Futaleufú (43ºS) se inicia en el Titoniano (de la Cruz et al, 1996). En el área de estudio se ha recolectado en rocas de este grupo escasos fósiles, que señalan una edad Cretácico Inferior.

Ambiente depositacional. Este grupo se habría acumulado en un mar epicontinental somero de una cuenca de tras-arco (Cuenca Austral), elongada norte-sur, generada durante las últimas etapas de ‘rifting’ del Jurásico Medio - Superior (Formación Toqui), y subsecuentemente, por subsidencia térmica de ‘post-rift’ (formaciones Katterfeld y Apeleg; Bell et al., 1994, 1996, 1999).

Formación Toqui Kict (en la Carta: Berriasiano - Hauteriviano) (de la Cruz et al., 1996)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. La Formación Toqui es una unidad marina litoral, definida en el Distrito Toqui (225 km al norte del área), compuesta principalmente por calizas, areniscas, lutitas y, subordinadamente tobas.

En este trabajo, esta formación sólo se reconoce localmente en el sector norte de la Hoja Cochrane, donde se distingue 2 áreas de exposición, ubicadas en las latitudes 72º38’S y 71º53’S aproximadamente, que caracterizan 2 asociaciones de facies diferentes.

Las rocas expuestas en el sector noroccidental (a), se localizan 1 km al sur de la confluencia de los ríos Baker y Chacabuco, y comprenden una unidad arenosa calcárea, fosilífera de 50 m de espesor mínimo, que sobreyace en aparente concordancia a la Formación Ibáñez y no presenta techo expuesto.

Los afloramientos nororientales (b), se exponen en las nacientes del Río Chacabuco, en el sector del Paso Roballos, y caracterizan una unidad arenosa y pelítica, con niveles fosilíferos y bancos de carbón, de 400 m de potencia estimada, que se apoyan concordantemente sobre la Formación Ibáñez (JKi) e infrayacen concordantemente a las Tobas Flamencos (Kif). Estos afloramientos, en rigor, deberían asignarse a la Formación Cerro Colorado, definida 50 km al norte, cerca de la localidad de Chile-Chico (Suárez y de la Cruz, 1996), sin embargo, se ha optado por incluirlos en la Formación Toqui, contemporánea y con ciertas similitudes litológicas, para facilitar la nomenclatura.

Litología. Los afloramientos noroccidentales (a) están compuestos por areniscas cuarcíferas calcáreas de grano grueso a muy grueso, guijarrosas y conglomerádicas (con clastos de hasta 2 cm), de color gris claro, en capas de 20-60 cm de espesor. Petrográficamente corresponden a litarenitas con cemento calcáreo, compuestas principalmente por guijarros de cuarzo de hasta 5 mm (ca. 30%) y metacuarcitas (ca. 13%), subordinadamente contienen líticos volcánicos (ca. 6%, tanto piroclásticos

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como lávicos), indiferenciados (ca. 4%) y plutónicos (ca. 1%), inmersos en abundante matriz de carbonato (ca. 46%). Incluyen niveles fosilíferos, particularmente, a la base, con fragmentos de Inoceramus, ostras, bivalvos y trazas fósiles; algunos niveles incluyen además, restos vegetales carbonizados y troncos fósiles.

Los afloramientos nororientales (b) están constituidos por paquetes (2-10 m) de areniscas de cuarzo de grano fino a conglomerádicas y bancos (0,5-3 m de espesor) de limolitas gris oscuro carbonosas, bioturbadas, con trazas fósiles, improntas vegetales y restos carbonosos. Se destaca en la sección inferior horizontes de carbón y niveles arenosos fosilíferos con ostras de gran tamaño (< 20 cm de diámetro; Alfaro et al., 1997), y en la sección superior, bancos de conglomerados de cuarzo con abundantes troncos fósiles. Las areniscas presentan base plana y erosiva, con estratificación granocreciente y laminación plana, ondulítica y cruzada (localmente, con foresets de lodolita). Los fragmentos son escencialmente volcánicos, ya sea como líticos (40-75%) o cristales de cuarzo (3-65%), subordinadamente, clastos de metacuarcitas (3-20%) y feldespatos (< 5%). La matriz se encuentra en general, calcitizada, y argilizada, reconociéndose en sectores, matriz cinerítica, que incluye esquirlas de vidrio y shards.

Edad y correlaciones. Al norte de la Carta, esta formación incluye fauna que indica un rango Berriasiano Superior-Hauteriviano (Covacevich, comun. escrita 1992). A la latitud 43º30' S, en el área de Palena (200 km al norte), se identificaron fósiles titonianos y berriasianos en esta formación (de la Cruz et al., 1996). En los alrededores de Chile Chico (46º 30’ S), la Formación Cerro Colorado, equivalente de esta unidad, es de edad neocomiana (en base a una datación K-Ar en biotita detrítica de 132 ± 3 Ma y la presencia de Steinmanella sp. del Cretácico Inferior; Suárez y de la Cruz, 2000).

En la localidad de Paso Roballos, Alfaro et al. (1997) colectaron en el techo de un manto de carbón, varios ejemplares de Ostrea sp., similares a las identificadas en Chile Chico (al noreste de la Hoja) como Ostrea stanton (Covacevich, V., com. verbal, 1997), que indicaría una edad mínima Barremiano. En la misma área, un estudio palinológico, realizado por los mismos autores (Alfaro et al., 1997), señala la presencia de esporas de Pteridophyta (helechos y afines) y polen de Araucariacites y subordinadamente, de Podocarpidites, destacando la ausencia de Angiospermas, por lo que le asignan a la asociación, una edad pre-neocomiana (?).

La Formación Toqui se correlaciona con las formaciones Cerro Colorado, de Chile Chico (Suárez y de la Cruz, 1996) y Springhill, de Magallanes (Thomas, 1949) y en la parte Argentina de la Patagonia austral (Riccardi, 1971). En Argentina, al noreste de la Hoja, la facies calcárea de la Formación Toqui es equivalente a la Formación Cotidiano (Ramos, 1976, 1981), y la facies arenosa equivalente a Formación Tres Lagunas (Ploszkiewicz y Ramos, 1977).

Ambiente depositacional. La Formación Toqui representa un ambiente depositacional tranquilo, de mar somero, localmente agitado, con tormentas locales y actividad volcánica esporádica, que constituye las etapas finales del volcanismo iniciado durante el Jurásico (Suárez y de la Cruz, 1994a y b).

La sucesión del Paso Roballos es interpretada por Alfaro et al. (1997) como acumulada en un ambiente marino somero, localmente continental, sobre la base de la presencia de niveles con carbón, la alta frecuencia de esporas de helechos y polen.

Formación Katterfeld Kick (¿Valanginiano?-Barremiano) (Ramos, 1976)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. La Formación Katterfeld constituida esencialmente por lutitas negras, fue definida en Argentina, cerca del límite con Chile y a la latitud 45º S.

En la Hoja Cochrane esta unidad se expone en el margen este del Río Baker, 2 km al sur de la junta de los ríos Baker y Chacabuco. Constituye un bloque de 50 m de espesor máximo, que se encuentra en contacto por falla con las formaciones Ibáñez y Apeleg.

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En la Hoja Villa O’Higgins, al norte de la Entrada Mayer (Hito VI del Río Mayer), entre el río Ventisquero y el Arroyo Sucio, aflora una secuencia pelítica de 300 m de potencia apoyada sobre la Formación Ibáñez (Godoy et al., 1997), que se ha asignado a esta unidad.

Litología. En la Hoja Cochrane, la Formación Katterfeld está compuesta por lutitas y limolitas negras, que se encuentran muy fracturadas y cizalladas, lo que ha obliterado las estructuras sedimentarias.

En la Hoja Villa O’Higgins, la unidad asignada a la Formación Katterfeld, descrita y referida originalmente por Godoy et al. (1997) como Formación Río Mayer, está constituida esencialmente por lutitas negras con ocasionales intercalaciones delgadas de areniscas con laminación convoluta y una intercalación de 4 m de espesor de conglomerados matriz-soportados (que conforma el núcleo de un sinclinal de eje NNE).

Edad y correlaciones. En la Hoja Cochrane, la Formación Katterfeld incluye restos fósiles de ammonites indet., belemnites y bivalvos. Godoy et al. (1997) colectaron flora fósil mal conservada en los afloramientos de la Hoja Villa O’Higgins, sin embargo, señalan que 15 km al norte del área, en Puesto Astorga (Argentina), la unidad pelítica incluye Hatchericeras sp., Sanmartinoceras africanum?, y anciloceratidos indet., propios del Barremiano. En las cercanías de la localidad de Coihaique (45º30‘ S aprox.), la presencia de Favrella sp. que indica una edad hauteriviana, y la gran potencia de pelitas bajo y sobre estos niveles hauterivianos, permite asignar a esta formación una edad ¿Valanginiano-Barremiano?. La Formación Katterfeld se correlaciona litológicamente con la Formación Río Mayer, de Argentina (Riccardi, 1971) y cronológicamente con la Formación Erezcano y Zapata de Magallanes (Hatcher, 1897; Katz, 1963).

Ambiente depositacional. Representa un ambiente marino de salinidad normal, de baja energía, anóxico, probablemente no muy profundo, en una zona de plataforma donde la depositación se habría producido principalmente por decantación. Godoy et al. (1997) interpretaron las areniscas y conglomerados reconocidos en la Hoja Villa O’Higgins, como depósitos turbidíticos.

Formación Apeleg Kica (Hauteriviano-Aptiano Inferior) (Ploszkiewicz y Ramos, 1977)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. La Formación Apeleg fue definida en Argentina alrededor de los 45ºS. Está constituida por limolitas arenosas y areniscas muy finas a gruesas de color gris medio.

Esta unidad aflora en la Hoja Cochrane, en las márgenes del Río Baker, 2,5 km al sur de la junta de los ríos Baker y Chacabuco, donde alcanza un espesor de 50 m. Presenta contacto por falla con las formaciones Ibáñez y Katterfeld.

Litología. Las areniscas se presentan en capas de 5-30 cm de espesor, tienen laminación, estratificación cruzada, pequeños paleocanales y concreciones calcáreas esféricas de 5-10 cm de diámetro, y niveles limolíticos con abundante mica blanca detrítica. Incluyen moldes y fragmentos fósiles de ammonites deformados, bivalvos, belemnites, trazas fósiles, flora y restos carbonosos.

Edad y correlaciones. En la Hoja Cochrane no se ha encontrado fósiles guías, sólo resto de ammonites indet. Sin embargo, ammonites colectados fuera del área (al norte de Baño Nuevo, en el Cerro Bayo -45º05’S- y al sur del Lago General Carrera -46º45’S-; Suárez y de la Cruz, 1994), permiten asignar esta formación al rango Hauteriviano-Aptiano Inferior. Se correlaciona al sur, en Argentina, con la Formación Río Belgrano (Ramos, 1979).

Ambiente depositacional. La Formación Apeleg que se encuentra ampliamente distribuida al norte de la zona de estudio, ha sido se interpretada como acumulada en un ambiente marino de plataforma, con depósitos de barras, generados principalmente por corrientes mareales y tormentas locales, incluyendo probablemente depósitos marinos costaneros, en un medio oxigenado de alta energía (Bell y Suárez, 1997). Al norte del área de estudio, González-Bonorino y Suárez (1995)

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reconocen facies de delta, en el Cerro Bayo, en el límite con Argentina, lo cual indica, probablemente, la continentalización de la sucesión hacia el noreste.

Tobas Flamencos Kif (Hauteriviano-Barremiano; Suárez y de la Cruz, 1996, 2000)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. Unidad principalmente piroclástica, definida originalmente 25 km al sur de Chile Chico (46º 45’ S), como Tobas Estero los Flamencos, compuesta por ignimbritas y tufitas con raícillas fósiles (Suárez y de la Cruz, 1996). Fue referida más tarde como Tobas Flamencos (Suárez et al., 2000).

En este trabajo se asigna a esta unidad, una sucesión de 50 m de espesor estimado, expuesta en el extremo nororiental de la Hoja Cochrane, en las nacientes del Río Chacabuco, al norte del Paso Roballos.

Sobreyace en aparente concordancia a la Formación Toqui (Kict) o Cerro Colorado e infrayace, en un contacto interpretado como paraconcordancia, a capas asignadas a la Formación Ligorio Márquez (Plm).

Litología. Está compuesta por tobas vítreas, de ceniza y cristales, de color verde, constituidas principalmente por cristales y esquirlas de cuarzo, shards y fragmentos pumíceos, en una matriz vítrea argilizada; subordinadamente, cristales de feldespato y biotita, líticos tobáceos y fragmentos silicificados y argilizados. Se reconoce algunos niveles con probables raicillas fósiles y capas finamente laminadas, lo que sugiere acumulación bajo agua.

Edad y correlaciones. En tobas de la localidad tipo de la Formación Tobas Flamencos se obtuvo valores K-Ar (en biotita) de 128±3 y 123±3 Ma, que indican una edad Hauteriviano-Barremiano (Suárez et al, 2000). Se correlaciona cronológicamente con parte de las formaciones Katterfeld y Apeleg.

Ambiente depositacional. Esta unidad se interpreta como depósitos subaéreos producto de un volcanismo ácido explosivo, acumulados probablemente en un ambiente de llanura fluvial y cercanos al margen oriental de la Cuenca Austral a esas latitudes.

Batolito Patagónico: Segmento del Cretácico Inferior Kgbp (114 - 133 Ma)

Definición y relaciones de contacto. El Batolito Patagónico comprende una faja plutónica que se extiende por 1.700 km, con límite norte aproximado dado por la latitud del Lago Ranco (40º S) y un extremo sur en el Cabo de Hornos (56° S), su ancho mínimo es de 20 km (en el extremo norte) hasta 200 km (a la latitud del río Cisnes; ca. 44º 30’ S).

Este batolito es uno de los complejos plutónicos asociados a subducción más grande del mundo, con una edad que varía entre el Jurásico Medio y el Mioceno e incluso Plioceno (Pankhurst et al., 1999; Suárez y De La Cruz, 2001). El batolito Norpatagónico es considerado por los mismos autores como el segmento del batolito que se extiende al norte del Golfo de Penas (ca. 47º S).

En la Hoja Cochrane los afloramientos del Batolito Patagónico o Norpatagónico tienen una edad más restringida, esencialmente cretácica inferior. Sin embargo, localmente se reconoce en su margen oriental, un segmento de edad jurásica (Complejo Plutónico Lago Plomo (Jmgp), Tonalitas Esmeralda y Sobral (Jsges), Granodiorita Ventisquero y Cabeza de León (Jsgvc) y Dioritas El Halcón (Jsgh)).

Se asigna al segmento del Cretácico Inferior del Batolito Patagónico gran parte de los afloramientos de rocas plutónicas ubicados en el extremo noroccidental de la Hoja Cochrane.

Litología. Este segmento del Batolito Patagónico, en general, está constituido por diferentes facies petrográficas que incluyen monzogranitos, granodioritas, monzonitas cuarcíferas de anfíbola y tonalitas. En el margen oriental de esta unidad se distingue: las granodioritas Colonia-Los Ñadis (a) y Barrancos (b).

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La Granodiorita Colonia-Los Ñadis (a) aflora al sur del río de La Colonia, al norte del estero Pedregoso y el lago Vargas y al oeste del río De los Ñadis. En planta es de forma elongada, con eje mayor NNW-SSE, presenta aproximadamente 30 km de largo y 15 km de ancho. La petrografía dominante corresponde a granodioritas de biotita y anfíbola, de grano grueso y medio y en menor proporción dioritas de anfíbola. Químicamente, corresponde a un granito de arco volcánico típico, calcoalcalino y débilmente peraluminoso. A lo largo del margen este intruye al Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm), con contactos en general nítidos (de forma interdentada o levemente curvada), observándose ocasionalmente roof-pendants (cerro Chorreado y sector este del Cordón Los Ñadis). En el contacto, se desarrolla una aureola de rocas córneas de hasta 2 km de ancho, reconociéndose en los alrededores de la confluencia de los ríos Baker y De los Ñadis una serie de cuerpos aplíticos alargados o subredondeados de 50 m de ancho máximo, con orientación paralela u oblicua a la foliación principal (Yoshida, 1981). El contacto occidental, con otros plutones del Batolito Patagónico es tentativo.

La Granodiorita Barrancos (b) es un plutón gris claro que en planta tiene forma triangular, con eje mayor de dirección ENE y 9,5 km de largo. Aflora entre los ríos Barrancos y De los Ñadis, e intruye al Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm). Corresponde a una granodiorita de hornblenda y biotita de grano medio a grueso, que en sectores pasa a monzogranito de anfíbola y biotita. Presenta enclaves microdioríticos de anfíbola y biotita, alargados y orientados paralelamente al margen del cuerpo. Hacia el núcleo, los enclaves disminuyen en cantidad, presentan contornos irregulares y no tienen orientación (Yoshida, 1981).

Edad. Se ha obtenido en este segmento del Batolito Patagónico edades radiométricas entre 1153 y 1333 Ma. En muestras de la Granodiorita Colonia-Los Ñadis (a), al norte del río Baker, en el sector este de los cerros Chorreado y Caña Brava, se obtuvo dos dataciones K-Ar en biotita de 1153 y 1183 Ma respectivamente; y al sur del río Baker, en el extremo suroriental del plutón, se obtuvo un valor de 1333 Ma (K-Ar en biotita), que podría representar una edad cercana a la de cristalización del plutón. En la Granodiorita Barrancos (b) se obtuvo dos edades de 1233 Ma (K-Ar en biotita) en el valle del río De los Ñadis y las nacientes del estero Las Tablas. Townley (1996) reportó para una muestra de tonalita un valor de 1141 Ma (40Ar/39Ar en hornblenda), mientras que Pankhurst et al. (1999), publicaron un valor de 1171 Ma (isócrona Rb-Sr en roca total) para el mismo cuerpo. Yoshida (1981, p.182) para esta misma unidad informa una edad K-Ar en biotita de 127 Ma.(a) Granodiorita Colonia-Los Ñadis; (b) Granodiorita Barrancos.

Complejo Hipabisal Calluqueo Kihc (Cretácico Inferior; ca. 121 Ma)

Definición y relaciones de contacto. Se define como Complejo Hipabisal Calluqueo a una serie de cuerpos hipabisales, subparalelos entre sí, con orientación general NNW-SSE, que afloran en sector oriental de la Hoja Cochrane, entre el glaciar Calluqueo (por el norte) y la Tonalita Sobral (por el sur). Se emplazaron en el Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm) siguiendo sus planos de foliación principal.

Litología. Son rocas petrográficamente hetereogéneas, reconociéndose pórfidos dioríticos cuarcíferos, dioritas porfíricas y andesitas subordinadas (a), de anfíbola y biotita con porcentajes variables de cuarzo, en afloramientos color gris verdoso; y pórfidos granodioríticos y dacitas subordinadas (b) de anfíbola y biotita, en afloramientos color amarillento.

Se distingue dos grupos: al este del valle del río Pedregoso (grupo norte), y nacientes del río Del Salto (sector El Turismo; grupo sur). El grupo norte está compuesto esencialmente por pórfidos dioríticos cuarcíferos y granodioríticos subordinados, mientras que en el sur, se reconoce principalmente, pórfidos granodioríticos y dioríticos cuarcíferos de hornblenda y biotita.

Las granodioritas y dioritas cuarcíferas que intruyen al basamento siguiendo planos preferenciales de foliación, son de forma lenticular y mucho más largos que anchos (1 km de largo y

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hasta 3 m de espesor), presentan zonas de contacto nítidas y segregación de cuarzo en los paquetes de metareniscas cuarcíferas. La interdigitación de los cuerpos hipabisales en los metasedimentos es menos evidente en los afloramientos cercanos al glaciar Calluqueo (grupo norte).

Edad. Una datación K-Ar en biotita obtenida de un pórfido granodiorítico situado en el sector de El Turismo, arrojó un valor de 1213 Ma. Además, se tienen antecedentes sobre un filón ácido (pórfido granodiorítico/ tonalítico) ubicado en la cabecera del Río Del Salto, cuya datación K Ar en roca total dio un valor de 115,0 3,8 Ma (Pino, 1976), sin embargo, no hay información acerca de la ubicación precisa de la muestra ni sobre los datos analíticos de la misma.(a) Pórfidos dioríticos cuarcíferos, dioritas porfíricas y andesitas subordinadas; (b) Pórfidos granodioríticos y dacitas subordinadas.

Diorita Tamango Kigt (Cretácico Inferior; ca. 114 Ma)

Definición y relaciones de contacto. Stock semicircular y de color blanquizco, expuesto en el sector norte de la Hoja Cochrane, en el flanco suroccidental del Cerro Tamango, aproximadamente 3,5 km al NNW del Aeródromo de Cochrane. Intruye al Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm).

Litología. Petrográficamente corresponde a una diorita a monzodiorita cuarcífera de piroxeno, anfíbola y biotita, de grano medio, muy fracturada, de color verdoso a pardo rojiza, con plagioclasas alteradas escencialmente a ceolitas. Presenta bandas concéntricas de alteración, por lo que semeja una estructura de “cebolla”, distinguiéndose bandas pardo-rojizas con máficos alterados principalmente a hidrobiotita y bandas más verdosas con máficos alterados principalmente a clorita y anfíbola actinolitizada. La roca está constituida por cuarzo fracturado; feldespato alcalino y plagioclasa fracturada, levemente alterados a esmectitas; biotita alterada a clorita y epidota; hornblenda alterada a clorita, arcillas, limonita y epidota; y augita moderadamente alterada a una mezcla de clorita, arcillas, limonita, epidota y subordinadamente calcita. Según Yoshida (1981) el hipabisal presenta diaclasas que se orientan paralelas al contacto intrusivo, junto con fragmentos alargados de la roca de caja (< 50 cm). El cuerpo fue inicialmente reconocido por Pino (1976), y posteriormente descrito por Yoshida (1981) bajo el nombre de ‘Stock diorítico de dos piroxenos de Media Luna’.

Edad. En este cuerpo se ha obtenido una edad K-Ar (en roca total) de 114.2 ± 2.7 Ma (Pelleter, 2003).

Stocks dioríticos Kigd (¿Cretácico Inferior?)

Se agrupa en esta unidad cuerpos de 0,25 a 1 km2 de superficie, de color gris medio a oscuro, constituidos por dioritas, dioritas cuarcíferas y localmente pórfidos granodioríticos y riolíticos. Se exponen en el sector norte de la Hoja Cochrane, al norte del lago Gutiérrez, en la isla Víctor (Lago Cochrane) y al noreste de la junta de los ríos Baker y Del Salto. Estos cuerpos intruyen al Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm), con excepción de un pórfido granodiorítico que corta a la Formación Ibáñez (JKi).

En el Lago Gutiérrez las rocas son dioritas de anfíbola y piroxeno, levemente cloritizadas o intensamente alteradas a esmectitas, clorita y calcita, y en menor proporción a otras arcillas y epidota. Localmente de textura inequigranular, con hornblenda de hasta 3 mm, levemente alteradas a calcita y clorita; el resto de los cristales, menores a 1 cm, son esencialmente plagioclasa. Localmente incluyen xenolitos metamórficos (esquistos) y presentan cataclasis asociada a pequeñas fallas NNW-SSE.

En Isla Víctor esta unidad está compuesta por una diorita cuarcífera de hornblenda, biotita y piroxeno, intensamente cloritizados y de grano fino a medio.

Al sur de la Laguna Azul y al norte de la confluencia de los ríos Baker y El Salto, Palacios et al. (1997b) reconocen un pórfido granodiorítico (a) muy alterado que intruye las rocas volcánicas jurásicas. Aproximadamente 3 km al sur, en rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental

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(OCcm) se expone una brecha intensamente silicificada compuesta por fragmentos metamórficos (metacuarcitas y esquistos micáceos) y fragmentos ígneos (pórfido microdiorítico a granodiorítico), moderadamente alterada a caolinita-illita y en menor proporción a sericita. 5 km al noreste y al oeste de la Diorita Tamango (Kigt), afloran pequeños cuerpos muy mal expuestos, reconociéndose una diorita de anfíbola y piroxeno, de grano medio, con leve tendencia porfídica, donde se destaca la presencia de xenocristales de cuarzo (con una corona de máficos reemplazados por arcillas y calcita) y de plagioclasa alterada a sericita y anfíbola casi totalmente alterada a clorita y la augita, con alteración leve a arcillas, calcita y epidota. Adyacente a la diorita, se reconoce un pórfido riolítico de muscovita y anfíbola, alteradas a caolinita-illita y limonita.

Se asigna a esta unidad una edad Cretácico Inferior, por su similitud litológica y cercanía (5-8 km) con la Diorita Tamango (Kigt).

Por otro lado Palacios et al. (1997b, p.88) y Townley (1996, p.227) asignan al pórfido granodiorítico (a) del Lago Azul una edad Cretácico Superior por estar, probablemente, relacionado con la mineralización del prospecto del mismo nombre, datada en 80 Ma (en sericita; no se incluyen, sin embargo, los datos analíticos ni el margen de error). (a) Pórfido granodiorítico.

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CRETACICO SUPERIOR

Este periodo esta pobremente representado en la zona, habiéndose identificado el emplazamiento de sólo un complejo plutónico, alcalino.

Complejo Plutónico Tranquilo-Del Salto Ksgts (Cretácico Superior; 90 – 84 Ma)

Definición y relaciones de contacto. Conjunto de dos plutones que afloran en el sector centro-sur de la Hoja Cochrane. Se denominan: Plutón Del Salto (a), de forma tabular, elongada en dirección NNW de 13,5 km de longitud, área aproximada de 65 km2, expuesto entre los ríos Del Salto y Barrancoso; y, Plutón Tranquilo (b), de forma elipsoidal con eje mayor norte-sur de 10,5 km de largo, área aproximada de 50 km2, expuesto en las inmediaciones de la laguna del Tranquilo, cercano al límite con Argentina.

Los intrusivos se emplazaron en metapelitas y metareniscas cuarcíferas pertenecientes al Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm), generando una aureola de contacto poco desarrollada, con presencia de turmalina y biotita en los metasedimentos.

Litología. El plutón Del Salto (a), está constituido por granito de feldespato alcalino de arfvedsonita y riebeckita, sienogranito de biotita de grano medio y facies aplíticas subordinadas. Las facies más alcalinas predominan en la parte oriental del plutón, mientras que los sienogranitos de biotita se reconocieron en la parte occidental (Welkner et al., 2002).

El plutón Tranquilo (b), es petrográficamente heterogéneo, con presencia de monzonita cuarcífera a monzogranito de biotita en el núcleo, y sienita cuarcífera y sienogranito hacia los bordes. En el margen nororiental, desde las nacientes del Río Tranquilo y prolongándose hacia el noroeste y sureste, se reconoce una agmatita (c) que conforma una franja de ancho variable (500 m a 1,5 km), compuesta por inclusiones irregulares de gabro de hornblenda y piroxeno, y monzonita subordinada, inmersas en una matriz ígnea de composición felsítica. En sectores, las inclusiones gabroicas son angulosas y encajan entre sí como piezas de un rompecabezas (jig saw texture), evidenciando intrusión de la felsita en el gabro. Sin embargo, en otros lugares, los fragmentos son elongados y de bordes subredondeados semejando diques sinplutónicos, lo que representaría una intrusión sincrónica de rocas félsicas y máficas. En consecuencia, esta agmatita ha sido interpretada como producto de mezcla inmiscible de magmas. En los dominios de la agmatita, la litología de la matriz es variada, reconociéndose monzonitas cuarcíferas, sienitas cuarcíferas y sienogranitos, siguiendo la tendencia común de los granitos alcalinos.

Químicamente, las rocas félsicas y máficas del plutón Tranquilo (b) son alcalinas, mientras que los granitos del plutón Del Salto (a) son alcalinos a peralcalinos, representando un mayor grado de evolución respecto al plutón Tranquilo. Estos plutones sugieren emplazamiento durante tectonismo extensional o transtensional.

Edad. Una determinación 40Ar/39Ar meseta en biotita de 84,3 0,8 Ma, se realizó en una muestra perteneciente al núcleo monzonítico cuarcífero del plutón Tranquilo (b). En la misma muestra, se realizó una datación K-Ar en biotita que arrojó un valor de 902 Ma, concordante con el valor de 893 Ma (K-Ar en biotita) obtenida de los gabros marginales. Para el plutón Del Salto (a), se ha obtenido dos valores K-Ar, en anfíbola y biotita, de 844 Ma (sienogranito de arfvedsonita-riebeckita) y 862 Ma (sienogranito de biotita), respectivamente. Probablemente, estos valores sean cercanos a la edad de cristalización de las rocas.(a) Plutón Del Salto; (b) Plutón Tranquilo; (c) Agmatita

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PALEOCENO–MIOCENO MEDIO

Durante este período se produjo la intrusión de pequeños cuerpos (< 1 km2) tonalíticos, basálticos, dacíticos y riolíticos (Tonalitas del Río Nef, Filón basáltico Roballos, Filón dacítico Nacientes del Chacabuco y Domos Lago Chacabuco) y la acumulación de una secuencia sedimentaria continental, con una intercalación marina, de gran distribución en la Patagonia (formaciones Ligorio Márquez, San José, Guadal y Santa Cruz). El apilamiento sedimentario se inició en el Paleoceno Tardío - Eoceno Temprano, con depósitos fluviales trenzados con material proveniente de un protolito principalmente metamórfico (Formación Ligorio Márquez); en el Eoceno Inferior continúa, con depósitos de una planicie de inundación con canales, sugerentes de un sistema fluvial meandriforme, sinvolcánico, cuyo material proviene de un protolito principalmente volcánico (Formación San José). Más tarde, en el Oligoceno Tardío - Mioceno Temprano, se produce una depositación marina somera con niveles de ostras (Formación Guadal). Finalmente, durante el Mioceno Temprano alto, se produce la acumulación de depósitos fluviales de baja sinuosidad, sinvolcánicos, con material detrítico de origen volcánico (Formación Santa Cruz).

Formación Ligorio Márquez Plm (Paleoceno Superior) (Suárez et al., 2000)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. Unidad de areniscas y conglomerados de cuarzo, con intercalaciones de limolitas y algunos horizontes de lutitas carbonosas y carbón. Definida al norte de esta Hoja, 25 km al sur de Chile Chico, en los cerros al norte de la laguna Los Flamencos (46º45’ S, Suárez et al., 2000a), donde presenta un espesor expuesto de 60 m. Ray (1996), incluyó las rocas de la Formación Ligorio Márquez en la Formación San José, sin embargo, su composición litológica, contenido paleoflorístico y edad, permiten considerarla como una formación diferente.

Se asigna a esta formación una sucesión de areniscas y conglomerados de cuarzo, comunmente con estratificación cruzada, de color gris claro a medio, expuesta en el sector superior-central de la Hoja Cochrane donde alcanzan 100 m de potencia; además afloran localmente en el extremo nororiental de la Hoja, inmediatamente al norte del Paso Roballos, en el límite con Argentina. Sobreyacen con discordancia angular al Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm) y a la Formación Ibáñez (JKi) y, en paraconcordancia, a las Tobas Flamencos (Kif). Infrayacen concordantemente a la Formación San José (Esj).

Litología. Los conglomerados son de grano muy fino a grueso (en general <6 cm y localmente, hasta 16 cm) y las areniscas de grano medio a muy grueso. Los estratos presentan bases planas y erosivas, estratificación paralela y cruzada (plana y tipo cuenca), e imbricación. Las medidas de paleocorriente, realizadas en el sector de la Mina Furioso, indican paleoflujo al oeste-noroeste. Las limolitas y areniscas muy finas de color gris medio, con abundantes moldes de hojas, troncos fósiles (de hasta 20 cm de diámetro) y madera carbonitizada. Presenta muy buena estratificación, laminación horizontal, ondulitas y estructura “flaser”.

Estas rocas están compuestas principalmente por clastos de cuarzo (20-50%; con predominio de cuarzo metamórfico sobre el volcánico, en un porcentaje estimado superior al 70%) y fragmentos metamórficos (metacuarcitas y esquistos: 10-85%), subordinadamente contienen líticos volcánicos (5-30%; principalmente tobas y subordinadamente, lavas) y muy ocasionalmente, líticos sedimentarios (15-20%). Se destaca además, fragmentos de jaspe rojo.

Edad y correlaciones. Los resultados paleobotánicos permiten postular afinidades de la paleoflora con la de Concepción-Arauco, y que la edad más probable de la formación sea Paleoceno Superior, con un paleoclima húmedo, de altas temperaturas medias anuales y bajo rango de variaciones medias (Troncoso et al., 2002; tropical a subtropical según Suárez et al., 2000 a). Se correlaciona con

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el Grupo Río Chico del Paleoceno Superior (formaciones Peñas Coloradas, Las Flores y Koluel Kaike), que se exponen en el área del Río Deseado, en Argentina.

Ambiente depositacional y paleocorrientes. La Formación Ligorio Márquez, en la Hoja Cochrane, se interpreta como acumulada en un ambiente de ríos trenzados, probablemente distales de la fuente de origen, ya que presentan en general buena selección y redondeamiento.

La fuente de origen del material, son principalmente las rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental, que probablemente constituían altos topográficos abruptos. El hecho que las paleocorrientes medidas en el sector de la Mina Furioso indican paleocorrientes dirigidas al oeste, mientras que aquellas medidas en la localidad tipo, en el sector del río Jeinimeni, al este de la zona de estudio, se dirigen al sureste, sugiere que probablemente, hubo depocentros al menos, parcialmente separados, donde se acumuló esta unidad. Aparentemente, en el Paleoceno Superior, habría habido un alto topográfico separando los ríos del sector de Furioso y los de la zona del río Jeinimeni, alrededor de 50 km al noreste.

La formación vegetal representada en Ligorio Marquez, podría corresponder a un bosque o selva, tropical a subtropical (Troncoso et al., 2002; Suárez et al., 2000 a).

Hipabisales basálticos Eohb (Eoceno – Oligoceno)

Se conoce dos áreas de afloramiento en la Hoja Cochrane con cuerpos basálticos subvolcánicos. Uno de los cuerpos, se denomina Hipabisal basáltico de Roballos (a) y aflora en el extremo noreste del área de estudio, 4,5 km al suroeste del Paso Internacional Roballos e intruye a la Formación Ibáñez. El otro cuerpo, un dique basáltico de olivino (b), se expone al noroeste del Lago Alegre, aproximadamente a la latitud 48º S, e intruye al Basameto Metamórfico.

El Hipabisal basáltico de Roballos (a) es un cuerpo elongado de casi 0,10 km2, cerca de 1 km de largo y menos de 10 m de ancho. Corresponde a un basalto de olivino y piroxeno, con masa fundamental intergranular afieltrada, donde los olivinos se encuentran casi totalmente alterados a una mezcla de bowlingita-iddingsita. Este basalto incluye bloques de ignimbritas de la Formación Ibáñez como xenolitos.

El Hipabisal basáltico de Roballos (a) se asigna tentativamente al Eoceno Inferior-Medio, por su similitud litológica y cercanía geográfica con el Basalto Posadas, de Argentina, expuesto 6,5 km al noreste. Por otro lado, una muestra del dique basáltico de olivino (b) que aflora al sur, al noreste del lago Alegre, dio una edad K-Ar en roca total de 24,4 ± 3,8 Ma, correspondiente al Oligoceno Superior.(a) Hipabisal basáltico de Roballos (Eoceno); (b) Dique basáltico (Oligoceno Superior).

Domos de Lago Chacabuco Edch (Eoceno Medio; ca. 38 Ma)

Se da este nombre a un conjunto de domos riolíticos y riodacíticos que afloran en la Hoja Cochrane, inmediatamente al oeste del lago Chacabuco, y abarcan un área aproximada de 3,5 km 2. Se emplazan en el Complejo Metamórfico Andino Oriental, con contacto no expuesto. Los cuerpos son de rocas coherentes y con bandeamiento de flujo.

En uno de ellos, se obtuvo una edad K-Ar en roca total, de 37,8±1,5 Ma, del Eoceno Medio alto. La ausencia de otros métodos independientes de datación, impiden dar una interpretación certera a este valor.

Formación San José Esj (Eoceno Inferior) (Flint et al., 1994)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. Sucesión sedimentaria volcanoclástica de 50-100 m de potencia, expuesta en el margen norte de la Hoja Cochrane. Fue

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definida al sur del Lago General Carrera, alrededor de 10 km al este de la localidad de Guadal, inmediatamente al norte de la Hoja Cochrane.

Sobreyace concordantemente a la Formación Ligorio Márquez e infrayace, en paraconcordancia, a la Formación Guadal. Al norte de la Hoja (Hoja Guadal-Puerto Sánchez, en edición) sobreyace además, en discordancia angular a la Formación Ibáñez y al Complejo Metamórfico Andino Oriental.

Litología. En la Hoja Cochrane, esta formación está constituida por bancos canalizados de areniscas y conglomerados, que cortan limolitas y areniscas muy finas, en general no expuestas. Se destaca bancos que varían entre 20-100 cm espesor (compuestos por capas de 5 a 20 cm) y paquetes de 1,5 - 9 m de potencia, con extensión horizontal de 10-30 m. Las capas están constituidas por areniscas volcanoclásticas de grano fino a muy grueso, a veces conglomerádicas, gradadas o amalgamadas y conglomerados muy finos a medios (en general <2,5 y localmente hasta 5cm), clasto-soportados, que varían lateral y verticalmente de granulometría; muchos de los niveles corresponden a paleosuelos. Los clastos son principalmente de metacuarcita, toba, dacita y andesita, y subordinadamente de limolita. Los estratos tienen base erosiva, laminación plana o estratificación cruzada e incluyen troncos fósiles de hasta 20 cm de diámetro y abundantes moldes de hojas y ramas vegetales. Los clastos son principalmente lavas andesíticas y basálticas (ca. 47%) y cristales de feldespato (ca. 18%) y subordinadamente, fragmentos tobáceos (ca. 1%) y cuarzo de origen metamórfico (ca. 1%), reconociéndose localmente esquirlas de vidrio en la matriz. Las limolitas tobáceas están constituidas por fragmentos vítreos, cuarzos mono y policristalinos, feldespatos, lapillis acrecionarios, tobas, arcillolitas y escasas metacuarcitas. Ocasionalmente, también se reconoce intercalaciones canalizadas de tobas de lapilli y tufitas, principalmente en la sección inferior.

En el sector de El Manzano, se reconoce a la base de la formación, cuerpos canalizados de 6-20 m, con estratificación cruzada plana y tipo cuenca, constituídos por conglomerados muy finos a medios (< 8 cm), matriz y clasto-soportados, con imbricación y gradación normal, y areniscas de grano fino a muy gruesas guijarrosas (< 2 cm).Edad y correlaciones. En estudio paleoflorístico (Tabla 4) realizado por Troncoso (comunicación escrita, 2003), indica: que es una flora, sin o con muy, muy escasa representación de Nothofagus, y muchas afinidades con la flora de río Pichileufú. Todo ello, y su posición estratigráfica respecto de las formaciones Ligorio Márquez y Guadal, la ubican cerca del límite Paleoceno Superior - Eoceno Inferior , hasta Eoceno Inferior. Sin embargo, un par de elementos, inclinan a Troncoso, a pensar que se trata del Eoceno Inferior.

Se le correlaciona cronológicamente en Argentina, con las formaciones Casamayor (Ameghino, 1906; Simpson, 1940; Pascual, 1963; Cifelli, 1985) del Eoceno temprano y parte del Eoceno medio, Río Lista (Borrello, 1956) de edad Eoceno temprano a medio (Pothe de Baldis, 1981) y Río Leona (Feruglio, 1938, 1944, 1949; Yrigoyen, 1969; Malumián, 1971; Russo y Flores, 1972).

Ambiente depositacional y paleocorrientes. Las rocas de esta formación se interpretan como depósitos de una planicie de inundación con canales, sugerentes de un sistema fluvial meandriforme de alta sinuosidad (asociación de limolitas con lentes arenosos). Esta interpretación coincide con la de Flint et al. (1994) para estratos de esta formación expuestos en la hoja inmediatamente al norte (de la Cruz y Suárez, en edición).

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Formación Guadal OMg (Oligoceno Superior-Mioceno Inferior) (Heim, 1940)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. Secuencia sedimentaria marina fosilífera de aproximadamente 110 m de potencia, de color verde-parduzco, que fue definida al sur del Lago General Carrera, inmediatamente al norte de la Hoja Cochrane. Sobreyace, en aparente concordancia, a la Formación San José. Sin embargo, acorde a las edades asignadas a ambas unidades, existiría un hiatus entre ellas, por lo cual su contacto correspondería a una paraconcordancia. Infrayace a la Formación Santa Cruz. En la zona de estudio sus afloramientos están restringidos a la parte norte de la Hoja Cochrane.

Litología. En el área es posible reconocer 4 asociaciones de facies, en sucesión vertical de base a techo:

(i) Asociación inferior granocreciente (20 m): Los niveles inferiores (5 m) están constituidos por limolitas con laminación cruzada y flora fósil (principalmente Nothofagus; Troncoso, comunicación escrita, 2003) que incluyen intercalaciones canalizadas delgadas (de 10-20 cm de espesor y 1 a 2 m de extensión lateral) de areniscas medias a muy gruesas con fósiles marinos y fragmentos de limolita, con un nivel basal, de limolita rojiza fosilífera bioturbada con trazas de probables raicillas. El resto de la asociación corresponde a paquetes de arenisca muy fina que grada hacia arriba, a areniscas muy gruesas, de color verdoso (15 m), con suave laminación plana o cruzada, láminas de limolita, ondulitas asimétricas, estructuras flaser, fragmentos de lodo, amalgamación y escasos fósiles en general fracturados. El nivel superior (de 3 m) arenoso conglomerádico (de clastos < 1 cm de diámetro), se caracteriza por incluir abundantes fragmentos molidos de conchas que no superan los 4 mm de longitud. Esta asociación incluye abundantes cristales de feldespato.

(ii) Asociación arenosa fosilífera (45 m): constituida por areniscas verdosas de grano fino, con fosiles marinos. Los 5 m inferiores, incluyen abundantes fósiles “enteros” de gran diversidad faunística, como rinchonellas (de 2-3 cm), bivalvos de varias especies y gastrópodos (turritelas, ficus), de 4-6 cm, con ocasionales bancos ( 20 cm) con de ostras, con un nivel basal (de 25 cm) de arenisca gruesa a conglomerádica, que incluye abundantes ostras rotas. El resto de la asociación está compuesta por paquetes (de 1,5 m de espesor) cuyo nivel superior ha sido colonizado por briozoos, que coexisten con algunos bivalvos (localmente en posición de vida), erizos, gastrópodos y gusanos (serpúlidos). Las areniscas de los últimos 20 m, son gris oscuras e incluyen abundantes chondrites y algunos bivalvos.

(iii) Asociación arenosa fosilífera con estratificación cruzada (30 m): compuesta por areniscas blanquizcas a verdosas, de grano medio, con estratificación cruzada plana y asintótica, láminas de lodo, ondulitas simétricas, estructuras “herringbone” y laminación heterolítica y de tipo flaser. Los 8 m inferiores, no incluyen fósiles, mientras que los siguientes, incluyen niveles con abundantes bivalvos en posición de vida y agusanados, horizontes de erizos enteros de caparazón discoidal y bancos (de 20 cm) de ostras gigantes enteras y/o fracturadas, que se presentan con conchas principalmente desarticuladas y ocasionalmente articuladas (de 12-20 cm de diámetro y localmente hasta 30 cm). También se reconoce restos de crustáceos y localmente, trazas verticales.

(iv) Asociación superior arenoso-pelítica (15 m): alternancia de limolitas (en paquetes de 4-6 m) y de areniscas de grano fino a grueso (en capas de 1 m), con estratificación cruzada y laminación heterolítica. No incluye fósiles.

Contenido paleontológico. El contenido faunístico (Crassostrea aff. hatcheri = Ostrea hatcheri Ortmann y Ostrea ingens Zittel, Isognomon quadrisulcatus, Modiolus cf. Ameghinoi, Chlamys centralis, Cardiocardita inaequalis, Panopea nucleus, Panopea sp., Periploma sp., “Gibbula” dalli, Turritella ambulacrum Sowerby, Struthiolarella ameghinoi, Ficus carolina, Trophon sp., Adelomelon? burmeisteri y erizos: Iheringiella patagonensis y Schizaster cf. ameghinoi Ihering) (Frassinetti y Covacevich, 1999). Esta unidad incluye además, dientes de tiburón, por lo que no se descarta la presencia de otros restos de vertebrados marinos, como al norte del área de estudio (en la Hoja Puerto Guadal-Puerto Sánchez, en edición) donde se encontró huesos de ballenas (Flynn et al., 2002).

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Edad y correlaciones. Según Frassinetti y Covacevich (1999), la fauna colectada permite establecer una estrecha equivalencia con el “Piso Patagoniano” de Argentina y, particularmente con la Formación Monte León del Oligoceno Superior terminal-Mioceno Inferior inicial, por lo que se asigna a la Formación Guadal una edad comprendida entre el Oligoceno Superior y el Mioceno Inferior, no descartando que tal edad pueda ser solamente miocena inferior. La Formación Guadal también se correlaciona con la Formación Centinela (Furque y Camacho, 1972) del Oligoceno-Mioceno temprano, originalmente denominada Patagoniense.

La asociación faunística de invertebrados de la Formación Guadal representaría los afloramientos más occidentales del “mar epicontinental Patagoniano” proveniente del “Atlántico”, que estaría separado de la transgresión miocena del Pacífico, por una barrera geográfica contínua constituida por el Batolito Patagónico.

Ambiente depositacional. Frassinetti y Covacevich (1999), infieren una sedimentación en aguas relativamente cálidas, que permitieron la proliferación de gran número de especies.

En el presente estudio, las rocas de la Formación Guadal se interpretan como una unidad marina acumulada en la una plataforma carbonatada-silicoclástica, que representa un registro transgresivo-regresivo. En unidades equivalentes en Argentina (Formación Centinela), la asociación faunística indica un ambiente marino sublitoral de 50 m de profundidad con aguas frías (Giacosa et al., 1997).

La Asociación inferior granocreciente (i), representa el inicio de la transgresión marina Miocena, que se desarrolló con un abrupto avance del mar sobre la llanura de inundación de un sistema fluvial. Los depósitos inferiores se interpretan como acumulados en un ambiente sublitoral (“shoreface”), lo que son luego, progradados por facies litorales (”foreshore”), con gran energía en los últimos eventos, y acumulación cerca de un centro volcánico activo (depósitos intermedios y superiores).

La Asociación arenosa fosilífera (ii), marca una nueva y rápida transgresión marina, que profundiza el sistema y disminuye la energía. Esta asociación se habría acumulado probablemente en un ambiente sublitoral (“shoreface”). Los niveles de gran diversidad faunística representarían depositación en mar abierto bajo la acción de suaves corrientes, mientras que los bancos de ostras indicarían acumulación por tormentas. Luego probablemente el sistema se habría profundizado levemente (menor energía), permitiendo la colonización de brioozoos y bivalvos, y más tarde, de chondrites.

La Asociación arenosa fosilífera con estratificación cruzada (iii), se interpreta como acumulada probablemente en un ambiente litoral o mareal, o bien, en la interfase de los ambientes litoral y sublitoral (“foreshore” y “shoreface”), con barras de arena y corrientes densas que seleccionaban los restos fósiles. Los niveles con equinoideos, que corresponderían al tipo clipeastéridos o de caparazón discoidal, que son equinoídeos irregulares (‘sand dollars’ o aplanados), que viven en la zona litoral de las regiones cálidas a templadas, hundidos en la arena o en el barro del fondo (comunicación escrita; Ernesto Pérez D., Oct. 2001).

La Asociación superior arenoso-pelítica (iv), se interpreta como acumulada en un ambiente supralitoral, en una planicie mareal muy costera, probablemente asociada a una descenso del nivel del mar.

Estudios de flora fósil (Troncoso et al., 2002) caracterizan el clima como templado a templado-frío para esta formación.

Al norte de la zona de estudio, Flint et al. (1994) interpretan los niveles inferiores de esta formación como acumulados en un complejo estuarino caracterizado por areniscas verdes de grano fino fosilíferas con bancos de ostras y un nivel basal de paleosuelo; reconociendo un aumento de la diversidad faunística hacia los niveles superiores, que indicarían la transición a un ambiente marino abierto, generada por la elevación del nivel base y la consecuente profundización. En los niveles medios, reconocen un ambiente de plataforma marina con lutitas limosas negras sin macrofauna bentónica ni estructuras que indiquen acumulación más profunda que el nivel de olas de tormenta. Los niveles superiores son interpretados como acumulados en un sistema estuarino, probablemente, con

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desarrollo de barras mareales relacionadas a canales (autocíclicos; areniscas verdes fosilíferas, seguidas por limolitas negras).

Formación Santa Cruz Msc (en la Carta: Mioceno Inferior alto - Medio bajo) (Ameghino, 1887 y 1889; Hatcher, 1897 y 1900)

Definición, distribución, relaciones estratigráficas y espesor. Esta unidad fue definida y aflora ampliamente en Argentina, al este y sur del área de estudio. El término de piso Santacruceño fue mencionado por primera vez en 1887 y propuesto formalmente en 1900 por Ameghino, quien incluyó en la unidad dos pisos: uno marino y otro continental. Hatcher (1897) distinguió una discordancia de erosión entre la sección continental: “Santa Cruz beds” y los niveles marinos inferiores (“Suprapatagonian beds”), reconociéndo además, en 1900, que en ciertos sectores ambas unidades son concordantes y engranan lateralmente.

En este estudio se denomina como Formación Santa Cruz a una unidad sedimentaria continental de color púrpura a gris amarillento, de 900-1.000 m de potencia mínima, constituida esencialmente por areniscas muy finas y finas y limolitas, con intercalaciones lenticulares métricas de areniscas finas a conglomerádicas. Se expone en el margen nororiental de la zona de estudio (Hoja Cochrane), que constituye el límite sur de una meseta conocida localmente como Pampa Castillo. Se dispone concordantemente sobre la Formación Guadal, sin presentar techo expuesto.

Rocas de esta unidad, previamente se asignaron a la Formación Galera (Niemeyer et al., 1984), la cual sin embargo, en su localidad tipo, corresponde a una unidad principalmente conglomerádica y de edad probablemente más joven, Mio-Plioceno (de la Cruz et al., 2003).

Litología. En el registro de rocas asignadas a la Formación Santa Cruz, se reconoce principalmente, areniscas de grano fino y muy fino y limolitas e intercalaciones canalizadas de areniscas y conglomerados. Las limolitas y areniscas de grano fino y muy fino, son macizas, gradadas, laminadas, ondulíticas, bioturbadas y limolitas, con trazas fósiles verticales ocasionales (¿raicillas?). Esta facies, incluye intercalaciones lacustres o lagunares ocasionales, con bivalvos dulce acuícolas y abundantes vertebrados continentales.

Las intercalaciones arenosas y conglomerádicas son lenticulares y de base plana y erosiva, presentan extensión lateral y espesor variable (50-100 m y 1,5-10 m, respectivamente), espaciados cada 2 a 30 m. Están compuestas por areniscas finas a muy gruesas guijarrosas y localmente, conglomerádicas, en general macizas, amalgamadas (con remanentes de lutitas erodadas) y con estratificación cruzada plana y tipo cuenca; subordinadamente, hay niveles de conglomerados finos a gruesos. Los clastos son principalmente de rocas volcánicas (riolitas, dacitas y andesitas), habiéndose reconocido, guijarros de cuarzo y de limolita roja.

Edad. En la parte norte de la Hoja Cochrane, en la localidad conocida como “Pampa Castillo” y al norte de la zona de estudio, en capas de esta formación que presentan continuidad areal de afloramientos, se ha encontrado huesos fósiles de mamíferos terrestres que caracterizan una asociación de vertebrados única, representada por una unidad biocronológica informal: SALMA (South American Land Mammal Ages; Flynn et al., 2002; Reguero et al. en prep.). Flynn et al. (2002) reconocieron 9 horizontes mayores con fauna de mamíferos, donde identificaron 6 familias: Marsupialia (Palaeothentidae y Borhyaenidae); Edentata (Dasypodidae, Glyptodontidae, Megalonychidae); Notoungulata (Homalodotheriidae, Toxodontidae, Interatheriidae, Hegetotheriidae); Astrapoteria (Astrapotheriidae); Litopterna (Proterotheriidae, Macraucheniidae); y Rodentia (Chinchilidae, Echimyidae, Dasyproctidae, Octodontidae, Eocardiidae, Erethizontidae, Neoepiblemidae). Estos autores señalan que la edad absoluta del SALMA estaría entre los 16,3 y 17,5 Ma, equivalentes al Mioceno Inferior alto-Medio bajo. También se ha colectado flora mal preservada, actualmente en estudio. Esta unidad incluye además bivalvos de ambiente continental (Diplodon spp. (1-3); Rubilar y Pérez, 2003).

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Por otro lado, en Argentina, la Formación Santa Cruz infrayace a los basaltos de la Meseta del Lago Buenos Aires que presentan edades máximas de 101 y 91 Ma (K-Ar en Roca total; Linares, 1979 en Busteros y Lapido, 1983), sin embargo, se postula la existencia de un hiatus entre ámbas unidades.

Correlaciones. La Formación Santa Cruz se correlaciona con el Grupo Río Zeballos, expuesto en el flanco occidental de la Meseta del Lago Buenos Aires, a lo largo del Río Jeinimeni y definida en el sector argentino (Ugarte, 1956).

Ambiente depositacional y paleocorrientes. La Formación Santa Cruz se habría acumulado en un ambiente fluvial con canales, en general, de baja sinuosidad, que cortan depósitos de llanura de inundación (Flint et al., 1994). Esta unidad se interpreta como los depósitos sinorogénicos acumulados en una cuenca de antepaís del tipo “wedge top” (Ray, 1996; Suárez y de la Cruz, 2000), cuya fuente de origen se encontraría en terrenos alzados al oeste. Por otro lado, medidas de estratificación cruzada indican sentido de oeste a este para las paleocorrientes.

Tonalitas del Río Nef Mgn (¿Mioceno Medio?; ca. 15 Ma)

Se denomina con este nombre a un conjunto de cuerpos plutónicos menores que cubren en total un área inferior a 0,3 km2. Afloran en la Hoja Cochrane, inmediatamente al sur del Río Nef y a la longitud del lago Plomo. Están compuestos principalmente por tonalitas de biotita y hornblenda y subordinadamente, monzodioritas y algunos filones riolíticos. Se emplazaron en el Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm).

Las monzodioritas son cuarcíferas de hornblenda y biotita, con textura holocristalina hipidiomorfa de grano medio, aspecto fresco, constituido por plagioclasa, ortoclasa, cuarzo, hornblenda verde (alrededor de 10-15%) de hasta 2,2 mm y escasa biotita fresca (ca. 1%, 0,8 mm).

Se ha obtenido dos valores K-Ar en biotita y hornblenda, ambas cloritizadas parcialmente, de 15,30,9 y 15,91,1 Ma, respectivamente. Dada la alteración de los cuerpos plutónicos, estos valores podrían corresponder a edades mínimas de alteración.

Hipabisal dacítico de Nacientes del Chacabuco Mhch (Mioceno Medio; ca. 14 Ma)

Intrusivo dacítico con inclusiones de microdiorita expuesto en la Hoja Cochrane, al norte del Paso Roballos, en las nacientes del Río Chacabuco, en el límite con Argentina. Presenta forma elongada de aproximadamente 1 km de largo y 150 m de ancho. Se emplazó en las Tobas Flamencos (Kif) y aparentemente en contacto por falla (Falla Roballos) con la Formación Ibáñez (JKi).

El hipabisal consiste en un pórfido dacítico de hornblenda con textura porfídica, masa fundamental microfelsítica moderádamente recristalizada y fenocristales de plagioclasa (ca. 30%) de hasta 2,0 mm y hornblenda (ca. 10%) de moda 0,5 mm. Presenta inclusiones de microdiorita de hornblenda, constituidas por plagioclasa (0,3 mm) moderadamente alterada a smectita y caolinita, cuarzo intersticial (<5%) y hornblenda (ca. 10%) de hasta 1,5 mm.

Una edad K-Ar (anfíbola) obtenida en una muestra de este pórfido arrojó un valor de 13,9 0,5 Ma, probablemente cercano a la edad de cristalización.

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MIOCENO SUPERIOR

A fines del Mioceno se emplazó el Granito San Lorenzo, que fue rápidamente exhumado, probablemente debido a solevantamiento (y erosión) causado por procesos asociados con la llegada del Punto Triple de Chile a esas latitudes.

Granito San Lorenzo Mgsl (Mioceno Superior; ca. 6 Ma)

Definición y relaciones de contacto. Intrusivo principalmente granítico de forma alargada, según eje NS de 24 km, y área aproximada de 130 km2. Aflora en la Hoja Cochrane, en el Monte San Lorenzo, la segunda cumbre más alta de la Cordillera Patagónica (3.706 msnm), ubicado en el extremo este de la Hoja Cochrane, en el límite con Argentina. Intruye al Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm) y en la parte norte a la Formación Ibáñez (JKi) y al Plutón Tranquilo (Ksgts(b)). En el contacto con las rocas metamórficas, se desarrolla una aureola de rocas córneas de 600 m de ancho máximo, caracterizada por la asociación andalucita-cordierita-biotita, mientras que en las andesitas de la Formación Ibáñez se reconoce tremolita-actinolita-biotita. Se incluye en esta unidad, dos cuerpos hipabisales traquiandesíticos de color gris-verdoso que afloran 2,2 km al sur de las nacientes del Río Tranquilo e intruyen al Complejo Metamórfico Andino Oriental y a la Formación Ibáñez.

Litología. La roca dominante es un granito de biotita de grano medio con abundantes cavidades miarolíticas de hasta 30 cm, rellenas con cuarzo-epidota y calcita-epidota. En el extremo norte del Monte San Lorenzo se expone un monzogranito (a) de biotita, con abundantes enclaves microgranodioríticos de forma almohadillada, agrupados en niveles subparalelos entre sí, que dan un aspecto bandeado al plutón. Corresponden a zonas de acumulación preferencial de minerales máficos constituidas por abundante anfíbola acicular y biotita. El paso de la roca huésped al enclave es brusco, y se traduce en un cambio de ortoclasa por plagioclasa, aumento en el contenido de anfíbola y biotita, y disminución en el tamaño del grano. Hacia los márgenes del plutón aflora un sienogranito (b) de biotita, libre de enclaves. El Granito San Lorenzo corresponde a un granito de arco volcánico típico, calcoalcalino, metaluminoso, tipo I que pertenece a la serie de alto potasio. Los hipabisales corresponden a pórfidos dioríticos y traquiandesíticos (c) de anfíbola, con grandes cristales de hornblenda (hasta 5 mm) y escasa biotita, son químicamente calcoalcalinos de la serie de alto potasio, correspondiendo a traquiandesitas (latitas). Estos filones, han sido interpretados como una facies marginal del Granito San Lorenzo.

Edad. Muestras del Granito San Lorenzo han dado dos edades K-Ar en biotita de 6,4 0,4 y 6,6 0,5 Ma (sienogranito y monzogranito, respectivamente), que indican Mioceno Superior alto. Una determinación 40Ar/39Ar fusión total en ortoclasa del sienogranito arrojó un valor de 6,21 0,24 Ma, mientras que una determinación en biotita, para la misma muestra, dio una edad plateau de 6,20 0,12 Ma. Por otra parte, en un pórfido diorítico se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 5,91,1 Ma (afloramiento oriental), y en un dique andesítico una edad K-Ar en anfíbola de 4,50,6 Ma (afloramiento occidental). Esta última se considera como mínima dada la presencia de clorita en las anfíbolas. (a) Monzogranito; (b) Sienogranito; (c) Pórfidos dioríticos y traquiandesíticos.

HOLOCENO

Los depósitos cuaternarios reconocidos en la Carta se asignan al Holoceno y cubren aproximadamente el 5% del área.

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Depósitos glaciales antiguos Hga

Sedimentos de origen glacial, moderadamente consolidados. Se reconocen depósitos morrénicos (a), sin estratificación, compuestos por gravas y bloques, polimícticos, mal seleccionados y angulosos, inmersos en una matriz principalmente arcillosa, con una fracción variable de arena. Forman montículos elongados, interpretados como morrenas laterales, ubicadas principalmente, entre los 100 y 400 m de altura (por ejemplo, en las márgenes del río Baker y las nacientes del río Tranquilo). También, se identifican depósitos glacilacustres (b), constituidos por secuencias arcillosas de varves con “dropstones”, que incluyen localmente, intercalaciones de depósitos fluvioglaciales, compuestos por arena, limo y grava, de regular a buena selección y estratificación plana o cruzada. Actualmente, la mayoría de los depósitos exhibe una morfología aterrazada, parcialmente obliterada por el retrabajo aluvial. Se han identificado en la salida de arroyos tributarios de ríos principales (Río Tranquilo), en la confluencia de dos o más ríos (Baker y De los Ñadis, del Salto y Tranquilo) y en, o cercanos a la costa de los lagos Cochrane, Esmeralda y Brown. Al norte del río Chacabuco, cerca de la desembocadura del río Claudio Vicuña o Cajón La Leona, se exponen depósitos arcillosos glacilacustres (varves de 15 m de potencia, con intercalaciones de grava en la base) que infrayacen a gravas fluviales de al menos 10 m espesor y sobreyacen a un till de 20 m de espesor mínimo.

Trabajos anteriores (Pino, 1976; Kizaki y Nishimura, 1977; Yoshida, 1981) distinguieron entre los lagos General Carrera y O’Higgins, al menos cuatro niveles de terrazas glacilacustres según su altura sobre el nivel del mar (entre, aproximadamente, 100 y 700 m). Dado el grado de constancia que se registra en la cota de los diferentes niveles de terraza, los autores coinciden que durante los últimos períodos inter-glaciales del Cuaternario habría existido, un gran lago. Según Pino (1976), la cota más alta de terrazas (680 m), indicaría la existencia de un único lago, que habría involucrado los lagos General Carrera, Cochrane y O’Higgins, quedando bajo el agua todos los valles de la actualidad. Por otro lado, Yoshida (1981) considera que el lago habría incluido al Lago General Carrera y la Hoya superior del Río Baker y sus afluentes.

Se identifican también, algunos depósitos glaciales elevados (c), ubicados a una cota entre 500 y 1.000 m aproximadamente, constituídos por morrenas (al suroeste de la desembocadura del río de la Colonia en el río Baker); depósitos glacigénicos y morrénicos indiferenciados (al sureste del lago Chacabuco); y depósitos glacilacustres con forma de abanico (al sur del río de la Colonia).

Esta unidad se considera posterior a los depósitos más antiguos que habría dejado el último gran glaciar, que ocupó la actual cuenca del lago General Carrera, los que han sido datados en 0,0153 0,0003 Ma (límite plio-Pleistoceno; Ton-That et al., 1999) y se ubican en Argentina, en el margen oriental del lago (46º 30’ S).(a) Depósitos morrénicos antiguos; (b) Depósitos glacilacustres antiguos; (c) Depósitos glaciales elevados.

Depósitos fluviales antiguos Hfa

Sedimentos semiconsolidados de gravas clasto y matriz soportadas y bancos arenosos con limos subordinados, generados por antiguos cursos de agua, encauzados, y en parte, en una ambiente periglacial. Presentan formas aterrazadas, de 2 a 40 m de altura, respecto al curso actual, que las erosiona. Estos depósitos no fueron erodados por la última glaciación, por lo cual se los considera posteriores a ella.

Depósitos deltaicos antiguos Hda

Sedimentos semiconsolidados, de hasta 150 m de espesor, con estratificación inclinada, cortados por cursos actuales de agua. Constituidos por gravas, localmente con clastos imbricados, con

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cantidades variables de matriz arenosa e intercalaciones de bancos de arenas y limos subordinados. Representan los remanentes de abanicos deltaicos antiguos de tipo Gilbert (con mega-estratificación inclinada). En la actualidad, debido al descenso del nivel base, algunos están cortados por abanicos aluviales (en la desembocadura del Río La Leona en el Río Chacabuco). Otros depósitos eventualmente, podrían estar enmascarados por retrabajo fluvial posterior y corresponder a parte de las terrazas ubicadas en las márgenes del Río Chacabuco y del lago Cochrane. Estos depósitos no fueron erodados por la última glaciación, considerándose en consecuencia, posteriores a ella.

Depósitos glaciales actuales Hg

Los depósitos glaciales son importantes formas de acumulación reciente de sedimentos en la zona de estudio que complementan los rasgos de la geomorfología glacial de la región, caracterizados por circos, artesas, valles colgados, rocas aborregadas y topografía de montículos. Comprenden sedimentos poco a no consolidados. Predominan los depósitos morrénicos (a), constituidos por gravas y bloques aislados, angulosos, polimícticos, sin estratificación y mal seleccionados, soportados por una matriz de arena, limo y arcilla. Morfológicamente es posible distinguir morrenas laterales y morrenas terminales. Las primeras forman montículos elongados ubicados en los flancos de glaciares actuales (glaciar Calluqueo), o valles glaciales (nacientes del Río Tranquilo). Las morrenas terminales dan lugar a una serie de colinas con forma de arco ubicadas en el frente de lagos glaciales actuales (lago Calluqueo), o antiguos (lagos Chacabuco y Juncal), generadas durante el retroceso de los hielos. El reciente y rápido retiro de los hielos en ciertas áreas, como ha sido el caso del Ventisquero O’Higgins, ha dejado morrenas laterales de decenas de años de edad. Depósitos fluvioglaciales (b), están constituidos por paquetes de grava clasto-soportada, subangulosa, localmente con clastos imbricados, con matriz arenosa e intercalaciones de arena y limo con estratificación cruzada y plana. Se interpretan como transportados y depositados por cursos de agua generados por deshielos y localmente constituyen abanicos. Se reconocen frente a glaciares actuales (ej.: glaciar al sur de glaciar Calluqueo; glaciar del Oro en Argentina), o en el fondo de valles glaciares (nacientes del Río Año Nuevo). Depósitos glacilacustres (c), están compuestos por varves y acumulaciones de arena, limo, arcilla, y ocasionalmente grava, las que presentan regular a buena selección. Localmente con alto contenido vegetal. Se interpretan como depositados por aguas de derretimiento de hielo en lagunas situadas delante de un ventisquero. Se ubican en la costa de lagos glaciales actuales, presentando, una morfología aterrazada. Localmente, las terrazas actuales del Río Baker incluyen depósitos de arcillas con abundante restos vegetales, lo cual sugiere una acumulación no solo en lagunas periglaciales sino también durante periodos interglaciales húmedos. (a) Depósitos morrénicos actuales; (b) Depósitos fluvioglaciales; (c) Depósitos glacilacustres.

Depósitos fluviales actuales Hf

Sedimentos no consolidados, generados por cursos de agua, depositados en general en valles de origen glacial. Constituidos esencialmente por depósitos de barras (a) laterales, de punta y centrales, que localmente exhiben superficies con forma de megaondulitas. Compuestos por grava clasto-soportada, localmente imbricada, con estratificación mal desarrollada, arena con estratificación plana y cruzada, y lentes de limo. Localmente, se reconoce tramos meandriformes (en los ríos Tranquilo, De los Ñadis y del Salto) y barras de ríos de tipo trenzado, típicamente fusiformes (ríos Nef y La Colonia). Además, se identifican amplias zonas con depósitos de llanura de inundación (b), constituidos por limo, arcilla y abundante materia orgánica, acumulados en zonas planas y deprimidas, durante las crecidas de ríos. Generalmente invadidos por vegetación, forman zonas pantanosas en el río De los Ñadis, y en menor proporción, en los ríos Baker y Del Salto. En la superficie actual de las terrazas adyacentes al tramo del Río Baker, que se extiende entre la confluencia con el Río Cochrane con el Río

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Colonia, y conformada por antiguos depósitos fluviales y lacustres, se reconoce localmente, bancos de arena bien seleccionada, interpretados como dunas, con una longitud de onda métrica y de < 1 hasta 70 cm de alto. La sección de las dunas esta compuesta por un sistema de ondulitas que reflejan paleocorrientes en variadas direcciones. Estas arenas se interpretan como depósitos acumulados durante una inundación súbita, probablemente generada por el rompimiento de una represa natural aguas arriba. Los depósitos Hf pueden incluir, eventualmente, depósitos glaciales indiferenciados del Pleistoceno (¿).(a) Depósitos de barras; (b) Depósitos de llanura de inundación.

Depósitos deltaicos actuales Hd

Depósitos no consolidados, en forma de abanico. Están constituidos por grava con redondeamiento regular a bueno, que gradan o se interdigitan con lentes de arena. Estas facies del frente deltaico engranan aguas arriba con depósitos fluviales. Se localizan en la desembocadura de ríos en los lagos Brown, Cochrane, Alegre y O’Higgins.

Depósitos de abanicos aluviales actuales Ha

Sedimentos no consolidados generados por cursos de agua y flujos de detritos, y que constituyen depósitos de abanicos aluviales (a). En planta tienen forma lobulada, desarrollados en la base de cordones montañosos. Los sedimentos son composicional y texturalmente inmaduros, compuestos en el sector proximal por gravas y bloques, clasto y matriz-soportados, con escaso desarrollo de estructuras sedimentarias. Hacia los sectores distales, disminuye el tamaño del grano, presentando acumulación de gravas, arenas y limos con estratificación plana y cruzada. Los depósitos con clastos gruesos (gravas y bloques) se habrían acumulado como flujo de detritos, mientras que los depósitos finos (gravas, arenas, limos) por corrientes fluidas canalizadas y mantiformes. En lugares del frente montañoso se ha reconocido abanicos aluviales coalescentes. Depósitos no confinados, en zonas de llanura, constituyen una cubierta de gravas, arenas y limos, de selección variable, que se interpretan como depósitos distales de abanicos aluviales (b), generados por flujos tractivos y de detrito (al norte de la confluencia de los ríos Colonia y Baker, al noreste del lago Brown y al norte del Monte San Lorenzo). En el lado sur del valle del río Chacabuco, al oeste del río Claudio Vicuña o Cajón La Leona, se reconoce un abanico aluvial incompleto, al que le falta la mitad occidental, erosionada. Sin embargo, la causa de ello se desconoce.(a) Depósitos de abanicos aluviales; (b) Depósitos distales de abanicos aluviales.

Depósitos coluviales actuales Hc

Depósitos clásticos, mal estratificados, generalmente monomícticos y de mala selección granulométrica, que en planta presentan forma de abanico. Comprenden grava angulosa a subangular, con matriz de arena y limo producto de un retrabajo por escurrimientos esporádicos de agua. Generados en cabeceras de quebradas, laderas de cerro y escarpes rocosos, por caída de rocas y flujos de detritos, principalmente.

Depósitos lacustres actuales Hl

Sedimentos no consolidados de limo, arcilla y ocasionalmente arena fina a muy fina, laminada o maciza. Se distribuyen a lo largo de la costa de los lagos Cochrane, Esmeralda y Brown, constituyendo zonas de playa.

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Depósitos de remoción en masa Hrm

Depósitos caóticos, mal seleccionados, con relieve de montículos, formados por fragmentos angulosos a subangulosos y tamaños que varían desde bloques hasta arcillas, en general soportados por una matriz de arena y arcilla, generados por fenómenos gravitacionales (derrumbes, desprendimientos y deslizamientos). Se asocian a escarpes curvos que marcan la zona de corrimiento.

GEOLOGIA ESTRUCTURAL

En la zona de estudio se destacan fallas NE, NS y NNW, y fotolineamientos con similar orientación, muchos de los cuales podrían representar fallas. Solamente en algunas de estas fallas se ha podido identificar la naturaleza, al menos parcial, de su movimiento. Se ha reconocido fallas inversas, en algunos casos con un componente de movimiento a lo largo del rumbo, probables fallas de rumbo y probables fallas normales. La edad de estas estructuras es, por lo general desconocida, si bien en algunos casos, en la Hoja Cochrane, se puede sugerir una edad tentativa para las fallas Roballos y Tamango.

En la Hoja Cochrane se ha reconocido sistemas de falla con orientación que varia entre NE-SW a NNW-SSE. Fallas inversas han sido identificadas, principalmente en los cerros al norte del valle del Río Chacabuco. Estas fallas generalmente son vergentes al este, aunque también las hay con vergencia al oeste. En la parte oriental de este valle las principales fallas inversas, ambas con vergencia al este, son: la Falla La Leona, ubicada en el cajón homónimo o río Claudio Vicuña, a lo largo de la cual se superponen rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm) sobre rocas de la Formación Ibáñez (JKi; Ramirez, 1997), y la Falla Roballos de dirección NE-SW, expuesta inmediatamente al noroeste del Paso Roballos, que sobrepone a la Formación Ibáñez (JKi) sobre una sucesión que incluye la Formación Ibáñez (JKi), las Tobas Flamencos (Kif) y las formaciones Toqui (Kict) y Ligorio Márquez (Plm). El movimiento de la Falla Roballos se puede acotar en el tiempo, probablemente después del Paleoceno Superior (edad de la Formación Ligorio Márquez). A su vez, esta falla podría cortar al Hipabisal Dacítico de Nacientes del Chacabuco (ca. 14 Ma), en cuyo caso la falla se habría generado durante o posteriormente al Mioceno Medio. En la región vecina de Argentina, Giacosa et al. (1997) reconocen lo que sería la continuación de esta falla, que corta al Intrusivo Cerro Negro, que es un pórfido andesítico, asignado tentativamente al Cretácico Superior-Paleoceno. Cabe la posibilidad que esta andesita sea equivalente al Hipabisal Dacítico de Nacientes del Chacabuco, en cuyo caso se apoyaría su emplazamiento pre-tectónico con respecto a la Falla Roballos. En el sector occidental de la Hoja, al norte de la confluencia de los ríos Baker y Chacabuco, se expone un sistema de fallas inversas de rumbo NE (Complejo de fallas Pato Raro), con caída del bloque sureste, que montan rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental sobre rocas de las formaciones Ibáñez del Jurásico y Ligorio Marquez del Paleógeno, y localmente rocas de la Formación Ibáñez sobre capas de la Formación Ligorio Marquez.

Uno de los rasgos morfotectónicos destacados de la parte norte de la Hoja Cochrane es el sistema de la Falla Tamango, que controla el curso del Río Baker al sur de la confluencia con el Río Chacabuco. Esta falla presenta rumbo NNE, 30 km de traza expuesta, manteo desconocido y bloque oeste hundido. La eventual prolongación al norte de esta falla, involucraría sólo rocas del jurásico y paleozoico, sin desplazar las rocas cenozoicas que sellarían la falla, por lo cual podría inferirse una edad entre el Jurásico Superior y el Paleoceno Superior para ella. Esta falla al parecer se bifurca al sur en dos fallas principales, inferidas: la Falla Barrancos y la Falla Juncal.

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En el sector norte de la Hoja Cochrane, la foliación principal del Complejo Metamórfico Andino Oriental (OCcm) presenta un rumbo aproximadamente E-W, paralelo al valle del río Chacabuco, esta dirección se curva en la ladera norte del cerro Tamango, donde se reconoce codo, que adquiere finalmente, al sur del mencionado cerro, una orientación cercana a NS, paralela al río Baker. Este rasgo estructural se observa claramente en fotografías aéreas y satelitales. Esta curvatura de la foliación principal, puede interpretarse tentativamente, como debido a un componente de rumbo en el movimiento de la Falla Tamango, la cual pudo haber tenido un desplazamiento dextral para acomodar su orientación.

Adyacente a la parte norte de la Falla Tamango y al oeste de ella, inmediatamente al sur de la confluencia de los ríos Chacabuco y Baker, existe un sistema de bloques fallados que involucra la Formación Ibáñez y el Grupo Coihaique. La orientación principal de estas fallas es NNE y es posible que sean fallas normales. Estas fallas, a su vez, estarían cortadas por fallas de orientación NNW y WNW.

En la franja sur de la Hoja Cochrane se reconoce el megalineamiento Los Ñadis, interpretado como falla, de orientación principalmente NNW-SSE que hacia su parte sur se bifurca dando segmentos sigmoidales. Es uno los principales rasgos morfológicos de la zona y lo recto de su traza, de 60 km de largo, indica que tiene un manteo alto. Esta estructura acota un paquete de rocas metasedimentarias del Complejo Metamórfico Andino Oriental, subverticales y de plegamiento apretado, cuya foliación principal esta plegada dando un sigmoide de eje vertical, que podría reflejar un movimiento de rumbo dextral a lo largo del Megalineamiento Los Ñadis.

En la Hoja Cochrane, en el valle del río Chacabuco, se reconoce una falla sinsedimentaria, subhorizontal, con estrías de dirección NW-SE, y asociada a un pliegue de arrastre, “kink bands” y rotación del bloque superior. Es posible que esta deformación sinsedimentaria haya sido causada por un paleosismo.

Cabe destacar además, una posible falla activa (no marcada en la carta geológica), localizada en la ladera sur del Río La Colonia, al oeste de la confluencia con el Río Baker, donde se observa, en fotografía aérea, un abrupto cambio en la inclinación de un cono aluvial.

En la Hoja Villa O’Higgins destacan fallas aproximadamente NS, dos de las cuales se han reconcido como fallas inversas, la Falla Lago Chico y la Falla Bahía Pescado. La primera es una falla inversa vergente al oeste, con una componente dextral (¿transpresión?) y que pone en contacto al Complejo Metamórfico Andino Oriental sobre la Formación Ibáñez. Cerca del contacto las capas subhorizontales de la Formación Ibáñez se levantan en un pliegue de arrastre. La Falla Bahía Pescado es una falla vergente al este, en que también el Complejo Metamórfico Andino Oriental cabalga sobre la Formación Ibáñez en el cual se desarrolló un pliegue de arrastre cercano a la falla.

En el sector suroriental de la Hoja Villa O’Higgins, inmediatamente al este del Lago Chico, se ha inferido la presencia de una importante falla, que representaría la prolongación al norte del sistema de fallas inversas reconocidas fuera de la Hoja y en Argentina, a lo largo del valle de la Laguna del Desierto (Panza et al., 1994). Otra importante falla NNE-SSW, posiblemente inversa, une el Brazo Poniente y el extremo noroccidental del Brazo Del Desagüe, a lo largo del Río Cascada y Laguna Larga. En la costa este de la Península La Florida y aproximadamente 10 km al sur de la localidad de Villa O’Higgins, una falla probablemente inversa, de rumbo NS pone en contacto brechas sedimentarias asignadas a la unidad basal de la Formación Ibáñez (JKi(a)) con el Complejo Metamórfico Andino Oriental. Fallas menores se reconocen en las fotografías aéreas sobre la base de discontinuidades observables de la foliación principal del Complejo Metamórfico Andino Oriental, como también en las rocas de la Formación Ibáñez expuestas en la costa SE de la Península La Florida. Los brazos NS del Desagüe y Norte, por su orientación NS, paralela a los sistemas de fallas inversas de la zona, podrían haber estado controlados, a su vez, por fallas de este tipo. Mediciones locales de estrias de falla en planos de la foliación principal de filitas del Complejo Metamórfico Andino Oriental

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de rumbo aproximado NS, expuestas en Puerto Pascua, indican movimiento de rumbo sinistral. Estas capas conforman, además, un ala de uno de varios pliegues con eje subvertical observables en las fotografías aéreas, lo cual permite inferir que correspondan, al menos, a una segunda deformación de estas rocas paleozoicas, con un importante componente de rumbo. Las capas de la Formación Ibáñez están generalmente subhorizontales o con un manteo bajo y con pliegues de arrastre asociados a fallas inversas.

En la parte NE de la Hoja Villa O’Higgins, Godoy et al. (1997) describieron un sinclinal de eje NNE que afecta a rocas de la Formación Ibáñez y el Grupo Coihaique, el que habría reactivado las rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental y se encontraría limitado por 2 corrimientos de vergencia este (Ramos, 1989).

En depósitos glacilacustres antiguos (Hga) expuestos al norte del río Chacabuco, cerca de la desembocadura del río Claudio Vicuña, se ha reconocido una falla de bajo ángulo, con estrías de rumbo NW-SE. Esta falla separa un bloque inferior de varves subhorizontales y un bloque superior de varves con estratificación inclinada y un pliegue de arrastre a la base. Ambos bloques presentan estructuras de “kink bands”, algunas de las cuales son bifurcadas. Este falla, representada por el plano de despegue, que permitío el deslizamiento y rotación del bloque superior sobre el inferior, se interpreta como de origen sinsedimentario, lo que indicaría la existencia de Neotectónica.

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EVOLUCION TECTONICA

A continuación se da una síntesis de los movimientos corticales identificados en la zona de estudio o en áreas aledañas.

1. Paleozoico Tardío-¿ Jurásico Temprano?Los procesos tectónicos más antiguos representados en el registro rocoso de la zona,

corresponden a aquellos generadores del o los depocentros donde se acumularon los sedimentos de los diferentes protolitos del Complejo Metamórfico Andino Oriental, durante el Ordovícico Superior-Carbonífero.

Posteriormente, estos sedimentos fueron deformados con un estilo principalmente contraccional dúctil, en varias fábricas estructurales sobreimpuestas y metamorfizados hasta la facies de esquistos verdes, antes del Jurásico Medio alto - Superior (edad de la Formación Ibáñez) y, antes del emplazamiento de un plutón de edad mínima cercana a los 310 Ma, expuesto al norte de área estudiada (de la Cruz y Suárez, en edición). Posteriormente a su emplazamiento este plutón experimentó procesos metamórficos y tectónicos, probablemente, en un período cercano a los 310 Ma.

2. JurásicoDurante el Jurásico Medio - Superior habría comenzado los procesos de subducción mesozoica

en el extremo occidental del continente Sudamericano, como lo atestiguan los granitoides I y el volcanismo de la Formación Ibáñez, en este último caso, acorde a resultados químicos obtenidos de muestras de este grupo expuestas al norte del área de estudio que indican una tendencia calcoalcalina para este (Suárez et al., 1999; Quiroz, 2000). En la Patagonia extra-Andina se ha demostrado que durante el Jurásico hubo volcanismo, principalmente ácido, asociado a “rifting”. La ocurrencia de procesos extensionales en la zona de estudio, y contemporáneos al volcanismo de la Formación Ibáñez, fue propuesta por Parada et al. (1997). Estos autores sugirieron que se habrían generado cuencas de pull-apart, durante un regimen transtensional. Es posible que las brechas basales de la Formación Ibáñez representen depósitos acumulados en hemigrabens formados durante este episodio.

3. Jurásico Tardío-Cretácico TempranoTransgresión diacrónica de la Cuenca Austral, con escasos depósitos de ella expuestos en la zona

(Grupo Coihaique). Corresponde a una cuenca de tras-arco, que inicialmente se habría generado por las etapas tardías del “rifting” jurásico y, posteriormente a una subsidencia asociada a enfriamiento de ‘post-rift’.

4. Tectonismo extensional durante el Cretácico Tardío bajoLa presencia de plutones alcalinos (Tranquilo y Del Salto), con valores 40Ar/39Ar y K-Ar de ca.

90-84 Ma (Welkner, 1999), indicaría un emplazamiento durante un tectonismo transtensional o extensional en el Cretácico Tardío bajo.

5. Alzamiento tectónico post-¿Aptiano-Albiano? y pre-Paleoceno SuperiorEste alzamiento se infiere en la parte este de la Hoja Cochrane, donde la Formación Ligorio

Márquez (Plm) se apoya en paraconcordancia sobre las Tobas Flamencos (Kif). Por otro lado, en el sector norte de la Hoja Cochrane, las capas subhorizontales de la Formación Ligorio Márquez, se apoyan con discordancia angular sobre remanentes erosionados de la Formación Ibáñez y del Complejo Metamórfico Andino Oriental. En consecuencia, en la parte cordillerana, localmente se habría erosionado el registro completo del Jurásico Superior a Cretácico Inferior, por lo menos.

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6. Erosión y depositación en depocentro fluvial durante el Paleoceno TardíoA fines del Paleoceno se da inicio a una serie de cuencas sedimentarias de tras arco,

representadas en el sector norte de la Hoja Cochrane por la Formación Ligorio Márquez (Suárez et al., 2000), donde se acumuló detritos provenientes de terrenos alzados ubicados al oeste de la región.

7. Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano: ingresión marina Durante el Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano ocurre una amplia transgresión en la Patagonia

representada en el sector norte de la Hoja Cochrane por la Formación Guadal. La fauna con características Atlánticas presente en esta unidad y diferente de la reconocida en capas contemporáneas ubicadas más al noroeste, en el oceano Pacífico, implica la existencia de terrenos alzados entre ambas cuencas. Estos terrenos alzados muy probablemente fueron el resultado de un tectonismo contraccional bien definido para el Paleógeno más al sur, en Magallanes (Biddle et al., 1986).

8. Mioceno Temprano alto-Mioceno Medio TempranoDurante este período hubo una amplia depositación fluvial sinorógenica en la región patagónica,

representada en el sector norte de la Hoja Cochrane por la Formación Santa Cruz. Inmediatamente al norte de la Hoja, se ha reconocido pliegues de crecimiento en esta unidad (de la Cruz y Suárez, en edición), lo cual apoya el planteamiento de que hubo tectonismo durante su depositación como lo señalara Flint et al. (1994).

9. Mioceno Medio-SuperiorFallas inversas que apoyan rocas jurásicas y paleozoicas sobre la Formación Santa Cruz, al norte

de la hoja, indican que hubo tectonismo contraccional posterior a la depositación de, al menos, todas las capas de esta unidad expuestas en la zona.

10. Exhumación rápida a fines del Mioceno-inicios del PliocenoLa presencia del Granito San Lorenzo, de ca. 6 Ma, a 3706 m s.n.m., sugiere una relativamente

rápida exhumación a partir del Mioceno Tardío-Plioceno Temprano. La coincidencia temporal de esta rápida exhumación con el inicio de la subducción de la Dorsal de Chile en esta zona, sugiere una relación causal.

11. Plio - PleistocenoLa existencia de lineas de costa elevadas y de depósitos glaciales y fluviales, a más de 500 m

sobre la actual cota del lago Cochrane; la presencia de depósitos glaciales elevados y erosionados en los ríos Baker y Chacabuco, entre otros; y la inversión del drenaje de algunos ríos, son indicadores de descenso del nivel base, probablemente por un alzamiento, ya sea asociado a reajuste isostático causado por deglaciación y/o a neotectonismo.

12. CuaternarioEl reconocimiento en el valle del río Chacabuco, de un bloque de varves con estratificación

inclinada, pliegue de arrastre y “kink bands”, asociado a una falla sinsedimentaria, sugiere actividad sísmica en la zona.

RECURSOS MINERALES

La mineralización en la región de Aisén consiste principalmente de depósitos polimetálicos, con minas de Zn-Pb, depósitos de Au-Ag y subordinadamente, pórfidos de cobre (Ruiz, 1946;

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JICA/MMAJ, 1991, 1992; Tippet et al., 1991; Townley, 1996; Palacios et al., 1997a y b; Parada et al., 1997; Townley y Palacios, 1999). En la zona de este estudio, si bien no existen minas en explotación, hay zonas alteradas y mineralizadas poco conocidas geológicamente. Basados en la ubicación geográfica y el ambiente tectónico, Townley y Palacios (1999) subdividieron los depósitos minerales de la parte oriental de la XI Región en tres grupos, que de sur a norte son: el Grupo El Faldeo, el Grupo Fachinal y el Grupo El Toqui. En estos grupos incluyeron minas, prospectos y manifestaciones mineralizadas. En la zona de este estudio se expone la totalidad del Grupo El Faldeo (tres prospectos y la manifestación) y uno de los prospectos del Grupo Fachinal (Halcones-Leones) (Townley y Palacios, 1999). En la zona de estudio, además, se han identificado otras zonas mineralizadas y con anomalías de color halladas por los autores de este trabajo.

Dos de los prospectos del Grupo El Faldeo son vetas con sulfuros masivos de metales preciosos hospedadas en rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental (Zn-Pb-Cu-Au-Ag en Lago Chacabuco y Zn-Pb-Cu en Lago Cochrane), otro es interpretado como un posible pórfido cuprífero con sobreimposición de procesos epitermales (Cu en el posible pórfido cuprífero y Au-Ag en el posible depósito epitermal, ambos en el Lago Azul) y otro es interpretado como un skarn de Zn-Pb (Au-Ag) y posiblemente relacionado a un pórfido cuprífero, al que posteriormente se sobrepuso procesos mineralización epitermal con Au-Ag (skarn El Faldeo y epitermal El Faldeo) (Townley y Palacios, 1999). Estos dos últimos depósitos están hospedados en la Formación Ibáñez, al contacto con el Complejo Matamórfico Andino Orintal. El Prospecto Halcones-Leones del Grupo Fachinal corresponde a vetas polimetálicas probablemente correspondientes a un depósito epitermal. En este trabajo y para fines descriptivos, se han distinguido prospectos, manifestaciones y zonas de alteración y de anomalías de color.

Las zonas con anomalías de color destacan por sus colores rojos, marrones y amarillentos. Corresponden al resultado de alteración supérgena en rocas alteradas hidrotermalmente, ya sea en rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental o en brechas y rocas volcánicas de la Formación Ibáñez, intruídas por cuerpos hipabisales y plutónicos. En el área estudiada de la Hoja Villa O’Higgins, las zonas alteradas y con anomalías de color están fundamentalmente en rocas de la Formación Ibáñez, particularmente en los cerros de la parte este de la Península La Florida y en la ladera del cerro al oeste del Ventisquero Mellizo Sur, al norte del extremo oeste del Brazo Oeste del lago O’Higgins. El Complejo Metamórfico Andino Oriental es aquí una unidad de menor importancia desde el punto de vista de la exploración minera.

1.- Prospectos

Prospecto El Faldeo

Se ubica al este de la confluencia ríos Tranquilo y Del Salto. Este prospecto ha sido interpretado como un depósito de skarn de Zn-Pb posiblemente relacionado a un pórfido cuprífero y al cual se sobreimpuso procesos epitermales de baja sulfidización con mineralización de Au-Ag (Palacios et al., 1997a y b; Townley y Palacios, 1999). Las unidades geológicas expuestas en la zona de este prospecto polimetálico incluyen al Complejo Metamórfico Andino Oriental, la Formación Ibáñez y cuerpos plutónicos y subvolcánicos menores emplazados en la Formación Ibáñez y que han dado edades radiométricas del Jurásico Superior (Parada et al., 1997). Los plutones, originalmente llamados Granodiorita Quebrada Colorada y Tonalita Cerro Esmeralda por Parada et al., (1997), fueron agrupadas en la Tonalita Esmeralda en este trabajo, por ser coetáneas y por razones de representación en el mapa geológico. La mineralización y alteración de este prospecto habría ocurrido durante un episodio volcánico, asociado a tectonismo transtensional, durante el emplazamiento de la Formación Ibáñez y la Tonalita Esmeralda en el Jurásico Superior (Palacios et al., 1997a y b; Townley y Palacios, 1999).

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La mineralización de Au-Zn observada principalmente en la quebrada Colorada, consiste de zonas con stockwork y mineralización diseminada, hospedada en la Formación Ibáñez, en rocas subvolcánicas y en los stocks tonalíticos y dioríticos (Palacios et al., 1997a y b). Estos autores señalaron que la mineralización (pirita, arsenopirita, oro, plata, esfalerita, galena y calcopirita) así como la intensa alteración de las rocas huéspedes se generaron en cuatro etapas (Palacios et al., 1997a y b):

I.La primera etapa de alteración consiste en el reemplazo de los minerales primarios por cuarzo, clorita y sericita, y esta asociada con mineralización de pirita diseminada y en vetillas. Esta asociación sugiere mineralización epitermal de baja sulfidización.

II. La segunda etapa corresponde a un evento de mineralización de alta temperatura de minerales base, con alteración silícica (reemplazo por cuarzo, en parte opalino, de las rocas huéspedes), con parches de alteración propilítica, y en la mineralización diseminada y en vetillas, de pirita y arsenopirita, con cantidades menores de esfalerita, galena, oro, y calcopirita. Durante esta etapa se depositó la mayor parte del oro. Los cuerpos con mineralización aurífera consisten en varios horizontes estratificados (10-30 m de potencia y 150-240 m de largo) hospedados en niveles silicificados de lavas y rocas piroclásticas dacíticas y riolíticas, con leyes que varian entre 0.2 a 3.5 ppm de Au, y los metales preciosos están incluidos en pirita. Parada et al. (1997) estimaron reservas de medio millón de onzas de oro. Las inclusiones fluídas presentan Th que indican temperaturas de 140 a 171º C y salinidades aparentes de 0.2 a 3.4 % peso NaCl equivalente. Consecuentemente, esta segunda etapa de alteración se desarrolló de fluídos de baja salinidad a temperaturas epitermales. La depositación mineral ocurrió a temperaturas de ebullición. Se interpreta como un ambiente epitermal, probablemente asociado con la formación de dacitas intrusivas y extrusivas.

III. En la tercera etapa hidrotermal, hubo desarrollo de stockwork, diseminación de la mineralización y brechización asociado con cuarzo, calcita, barita, pirita, arsenopirita, esfalerita, galena con Ag, y oro. La alteración, cuarzo-sericita-calcita (Palacios et al., 1996) afectó intensamente las rocas de la Formación Ibáñez y constituyó el pulso principal de mineralización de Zn. Durante este intervalo hubo desintegración mecánica de las rocas por actividad magmática e hídrica. Los cuerpos mineralizados asociados a esta etapa de hidrotermalismo exhiben formas irregulares (2-8% Zn, 0.4-2% Pb, hasta 40 ppm Ag, 20-80ppm Cd, 40-280 ppb Au) y estratiforme, con horizontes de 30-40 m de potencia (2.5-5% Zn. 0.6-3% Pb, 30-110 ppm Cd, 20-100 ppm Ag, 200-1100 ppb Au). Oro esta incluído en pirita. El Th de las inclusiones fluídas fluctua entre 250 y 330ºC y la salinidad aparente varia entre 4 y 23 % peso NaCl (equivalente). La depositación mineral ocurrió a temperaturas de ebullición. Esta etapa de alteración, relacionada a la mena de Zn, se formó a temperaturas altas (250-330ºC) y con fluídos de alta salinidad. Se han calculado reservas estimadas de 8 millones de toneladas de 4% de Zn, 2% Pb, 1onza/ton Ag, 0.6 ppm Au (Palacios et al., 1996).

IV. La cuarta etapa afectó principalmente a las rocas intrusivas y correspondió a un evento de relleno de espacios abiertos, con la depositación de cuarzo, calcita, barita, pirita, esfalerita, galena, calcopirita.

Finalmente, hubo procesos de alteración supérgena, formando caolinita, jarosita y limonita. Los plutones de la zona se han datado en 155±10 (U-Pb) y 157.7±1.5 and 158.9±1.5 Ma (Parada et al., 1997). El primero indica cristalización magmática (ca. 900 ºC) y el segundo temperatura de cierre de la biotita (ca.300ºC), por lo cual la concordancia entre estos valores sugiere un enfriamiento rápido, probablemente como resultado de un nivel de emplazamiento somero (Parada et al., 1997). Estas rocas dieron, a su vez, valores de trazas de fisión en apatito de 7±4 y 14±4Ma. Estos datos han sido interpretados como reflejando que estos plutones estuvieron enterrados hasta los 7-14 Ma, en el Mioceno Superior.

Basados en el cálculo de salinidad, para el caso del pórfido/skarn de El Faldeo, se ha inferido que los fluídos tuvieron un origen mixto magmático/meteórico y, para el caso de El Faldeo epitermal se

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ha señalado un origen meteórico (Townley y Palacios, 1999). Muestras de rocas alteradas de las intrusiones subvolcánicas han dado edades de 140±4 y

142±5 Ma (K-Ar en roca total sericitizada; Townley, 1996, p. 208 y 227; Palacios et al., 1997a; Townley y Palacios, 1999) y 161±5 Ma (Ar-Ar, edad plateau, en roca total sericitizada, Townley, 1996, p. 208). Si bien, Townley (1996, p. 208) interpreta la edad cercana a 161 Ma como edad de la mineralización, en publicaciones posteriores del Distrito El Faldeo (Palacios et al., 1997a y b; Parada et al., 1997; Townley y Palacios, 1999), ningún autor interpreta los valores radiométricos de las rocas alteradas, por lo cual, sólo se puede concluir que representarían edades mínimas.

El Prospecto El Faldeo en consecuencia, presenta en sus etapas iniciales un importante aporte de plomo orogénico, indicando que la mineralización estuvo asociada a magmatismo calcoalcalino y a lixiviación hidrotermal del basamente metamórfico del Complejo Metamórfico Andino Oriental (Townley y Palacios, 1999).

Prospecto Lago Azul

Se ubica al norte de la confluencia de los ríos Del Salto y Baker, 10 km al oeste de la localidad de Cochrane. Estudiado por Townley (1996), Palacios et al. (1996, 1997b) y Townley y Palacios (1999). Ha sido interpretado por estos últimos autores como un probable pórfido cuprífero (aunque también señalan la posibilidad de que sea un depósito epitermal), cubriendo un área de al menos 100 km2. Las rocas huéspedes corresponden a rocas volcánicas asignadas en este trabajo a la Formación Ibáñez y un pórfido granodiorítico incluido en este trabajo a los Stocks dioríticos (Kigd) asignados al Cretácico Inferior, si bien Palacios et al. (1997b) lo consideran del Cretácico Superior. La mineralización incluye pirita, calcopirita, oro, plata y en menor cantidad, esfalerita y galena, ya sea diseminada, en stockwork o en brechas hidrotermales. Presentan alteración de cuarzo-sericita, silicificación y cuarzo-propilítica. Las leyes reportadas por estos autores son de hasta 2% Cu, 1,5% Pb, 10% Zn, 62 g/t Ag, 7.5 g/t Au. Las reservas estimadas superarían los 0.5 millones de onzas de Au en rocas mineralizadas con leyes superiores a 1g/t Au. Estudios de inclusiones fluídas indican temperaturas de homogenización entre 229 y 341ºC y salinidades entre 7-18% NaCl equivalente, indicando que el depósito se habría formado a una profundidad de 1.250 m. El origen de estos fluidos habría sido magmático (Townley y Palacios, 1999). Estudios radiométricos en sericita dan una edad de 80 Ma.

Durante este trabajo se identificó una zona con alteración hidrotermal desarrollada en diques daci-andesíticos, dacíticos y riolíticos emplazados en el Complejo Metamórfico Andino Oriental, expuesto en la ribera norte del rio Baker, aproximadamente a 16 km al oeste de Cochrane. Probablemente representa la continuación sur del Prospecto Azul. Un muestreo orientativo dio los siguientes valores en muestras de metamorfitas in situ, con mineralización de pirita y bornita: 31 ppb Au, 1,90% Cu, 671 g/t Zn, 112 g/t Ag, 163 g/t Sn, 50 g/t As, 260 g/t Pb. Una muestra mineralizada de un bloque caído de una metamorfita (no in situ), dio los siguientes valores: 6 ppb Au, 38 g/t Cu, 52 g/t Zn, 29 g/t Sn. Muestras de una vetilla de cuarzo de 3 cm de ancho emplazada en las metamorfitas, de un bloque caído, dio: 90 ppb Au, 28 g/t Cu, 65 g/t Zn, 21 g/t Sn, 69 g/t Pb. Muestras obtenidas de dos bloques caídos de dacita/andesita mineralizada dieron: 5 y 23 ppb Au, 131 y 48 g/t Cu, 49 y 43 g/t Zn, 25 y 38 g/t Sn.

2.- Manifestaciones

Manifestación Esteros El Halcón-La Leona o Los Halcones-Leones (46º50’-47º11’S; 72º10’-71º49’W, nacientes del río Chacabuco)

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Corresponde a un deposito epitermal de Au-Ag, con sistemas de vetas y brechas hidrotermales asociados a mineralización de minerales base y en menor cantidad, minerales preciosos, alojados en rocas volcánicas de la Formación Ibáñez y subordinadamente a pórfidos con edad radiométrica del Cretácico Inferior (130±2 Ma, Ar-Ar roca total; Townley, 1996 p. 204; Palacios et al., 1995 en Palacios et al., 1997b; Townley y Palacios, 1999), denominados en este trabajo Dioritas El Halcón (Jsgh). La mineralización se presenta en vetas y stockwork, con pirita, galena, esfalerita, y en menor cantidad oro y plata. La mena incluye Zn-Pb-Cu-Au-Ag, y la alteración incluye silicificación, y alteración argílica, cuarzo-sericitica y subordinadamente, propilítica (Townley y Palacios, 1999). Estudios de inclusiones fluidas indican temperaturas de homogenización entre 120-240ºC y salinidades entre 0-2.0% NaCl equivalente, indicando que el depósito se habría formado a una profundidad entre 100-400m, y los fluidos hidrotermales fueron principalmente de origen meteórico, con bajas temperaturas y salinidad (Townley, 1996). Se han estimado leyes de 0.8%Zn, 0.5% Pb, 0.3% Cu, 6-90 g/t Ag, 0.1-2 g/t Au (Townley y Palacios, 1999).

Se interpreta como depósitos epitermales de baja sulfidización, probablemente asociados a las etapas finales de intrusiones de pórfidos. La edad de la mineralización y de la alteración hidrotermal no esta clara, pero sería probablemente, igual o posterior a la edad de 130±2 Ma del pórfido diorítico cuarcífero de las Dioritas El Halcón (Jsgh), levemente mineralizadas y expuestas en el sector de La Calera (Townley, 1996). Este autor señaló que la ubicación de las zonas de alteración a lo largo de planos de falla, sugiere que la actividad hidrotermal estuvo canalizada a lo largo de estas fallas.

Manifestaciones Lago Chacabuco y Lago Cochrane

A partir de valores obtenidos por Townley y Palacios (1999) y resumidos en varias tablas, es posible caracterizar estas manifestaciones como de tipo veta con sulfuros masivos con metales preciosos emplazados en el Complejo Metamórfico Andino Oriental. Las vetas presentan mineralización de pirita, esfalerita, galena, calcopirita, pirrotina, arsenopirita, y en menor cantidad oro, plata y electrum, con una mena de Zn-Pb-Cu-Au-Ag en el Lago Chacabuco y Zn-Pb-Cu en el Lago Cochrane. En muestras del Lago Chacabuco se obtuvo leyes de hasta 2% Cu, 1.5%Pb, 10% Zn, 62g/t Ag, 7.5 g/t Au y las inclusiones fluidas dieron valores de temperaturas de homogenización de 311ºC y salinidades de 1.2% NaCl equivalente, permitiendo inferir una fuente meteórica para los fluidos y una profundidad de formación de los cuerpos polimetálicos de aproximadamente 1.250 m.

3.- Zonas de alteración y anomalías de color

Sector Complejo Plutónico Lago Plomo

Se localiza al noroeste de la confluencia de los ríos Nef y Baker. Zona piritosa en rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental. El análisis químico de una muestra de ‘chipeo’, dio Cu 71 g/t y valores bajo el nivel de detección en Au, Zn, Ag, Sn, Pb, As.

Sector Tonalitas del río Nef

Se ubica al sur del río Nef, donde rocas del Complejo Metamórfico Andino Oriental presentan alteración hidrotermal producto de la intrusión de las Tonalitas del Río Nef (Mgn) de ca. 15 Ma. La alteración se reconoce en un área aproximada de 1,5 km2, dada la notoria coloración roja del afloramiento. Son rocas ricas en pirita, con limolita, jarosita y vetas de cuarzo. Localmente las metamorfitas presentan abundante muscovita probablemente hidrotermal. En muestras de una veta de cuarzo se obtuvo 90 ppb de Au, 43 g/t de Zn, 698 g/t de Cr, 73 g/t de Cu, 93 g/t de Mo, 6 g/t de Ag, 48

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g/t de Pb y 20 g/t de Sn. En ‘chips’ de las rocas metamórficas se obtuvo 244 g/t de Cu, 316 g/t de Cr, 105 g/t de Zn y 23 g/t de Sn; 258 g/t de Cu, 454 g/t de Cr, 12 g/t de Ni, 5 g/t de Mo y 54 g/t de Cu, 582 g/t de Cr, 36 g/t de Zn, 6 g/t de Mo, 20 g/t de Sn.

Sector nacientes estero El Corral

Localizada 6 km al este de la junta del río De los Ñadis y el Estero La Tranquera. Felsitas, brechas con fragmentos félsicos y de esquistos y filitas, y areniscas conglomerádicas, asignadas a la Asociación sedimentario-volcánica basal (a) de la Formación Ibáñez, en contacto con el Complejo Metamórfico Andino Oriental. Las felsitas y brechas están alteradas. Muestras de la brecha con cemento limonítico dio: 2 ppb Au, 123 g/t Cu, 3170 g/t Zn, 106 g/t As, 4 g/t Ag, 72 g/t Sn, 778 g/t Pb.

Sector sur de El Turismo (noreste del cerro Blanco)

La mineralización en este sector corresponde a pirita, calcopirita, hematita y calcosina, que se dispone principalmente en rellenos de fisuras de brechas, vetas y en menor cantidad “stockworks” y diseminación. Se interpreta como asociada a los filones granodioríticos y dioríticos, que forman parte del Complejo Hipabisal Calluqueo, que si bien, se encuentran 7 km al oeste, presentan la misma orientación (¿y control?) estructural. Las vetas pueden presentar corridas de hasta 100 m, con potencias que varían de centimétricas a métricas, mientras que los “stockworks” pueden ocupar hasta 100 m2, siendo de forma irregular o elongada. La alteración dominante en la roca de caja corresponde a silicificación, con seritización en menor grado. Análisis químicos por ICP y Au arrojaron los siguientes resultados: 300 g/t de Cu, 16 g/t de Zn, 22 g/t de Pb, < 1 g/t de Ag y < 20 ppb de Au. La escasa mineralización, sumado al poco desarrollo de vetas y “stockworks” de tamaño importante y la dificultad para acceder al sector, permiten a la fecha designar esta zona como de escaso interés desde el punto de vista económico, siendo lo más notorio la coloración en superficie.

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(*) Documento inédito disponible en Biblioteca del Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago.

53

ANEXO

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ANEXO IDATACIONES RADIOMETRICAS

Procedimiento analítico y condiciones instrumentalesLas condiciones analíticas de las dataciones realizadas durante este trabajo son las siguientes:

Método K-ArLas dataciones por método K-Ar fueron efectuadas por Carlos Pérez de Arce, en el Laboratorio de Geocronología del Servicio Nacional de Geología y Minería (Santiago), e incluyen la extracción de argón en líneas de vidrio Pyrex de acuerdo al método tradicional. El volumen de argón se determinó por dilusión isotópica, con trazador enriquecido en 38Ar; las lecturas de razones isotópicas se realizaron en un espectrómetro de masas AE1, modelo MS-10S y el análisis químico de K, se hizo, por triplicado, en espectrómetro de absorción atómica, en modo emisión, con estándar interno de Litio. Las constantes utilizadas corresponden a las adoptadas en el Congreso Internacional de Geología N°25 (1976), Sydney, Australia:

(40K)= 0,581x10-10 años-1; (40K)= 4,962x10-10 años-1;abundancia isotópica 40K=0,01167Atom.%; razón atmosférica 40Ar/36Ar=295,5.

Método 40Ar/39ArLas dataciones por método 40Ar/39Ar fueron efectuadas por: Michael McWilliams del

Departamento de Geofísica de la Universidad de Stanford, USA. Por medio de 40Ar/39Ar por pasos, se analizaron 4 muestras de biotita y 1 de ortoclasa,

realizando entre 4 y 8 pasos de calientamiento progresivo, con variaciones de temperatura entre 1100º y 1250º C (4 pasos; muestra CH-806.1); 950º y 1150º C (5 pasos; muestra DW-60.2); 900º y 1200º C (7 pasos; muestra DW-34); 950º y 1300º C (7 pasos; muestra DW-38); y 800º y 1150º C (8 pasos; muestra DW-38). Las isócronas fueron calculadas por el método

55

de York (1969) y los errores calculados a 1σ, incluyendo el error en el valor del parámetro J, con J=0.0032380 (muestra CH-806.1); J=0.0032550 (muestra DW-60.2); J=0.0032960 (muestra DW-34); J=0.0009288 (muestra DW-38); J=0.0032830 (muestra DW-38).

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TABLA 1. EDADES RADIOMETRICAS.

MuestraCoordenadas UTM

Unidad Litología Método MaterialEdad

(Ma ± 2)Referencia

N E

VS-11A 4.627.250 678.000 OCcm Metarenisca U-Pb circón 2056 ± 24 Sepúlveda, 2000

VS-11A 4.627.250 678.000 OCcm Metarenisca F-T circón 513 ± 60 Thomson et al., 2000

VS-11A 4.627.250 678.000 OCcm Metarenisca U-Pb circón ca. 460 Thomson et al., 2000

VS-11A 4.627.250 678.000 OCcm Metarenisca U-Pb circón 391 ± 5 Thomson et al., 2000

VS-11A 4.627.250 678.000 OCcm Metarenisca U-Pb circón 354 ± 10 Sepúlveda, 2000

VS-11A 4.627.250 678.000 OCcm Metarenisca F-T circón 301 ± 23 Thomson et al., 2000

CH-806.1 4.791.299 657.420 Jmgp granodiorita anf,bt 40Ar/39Ar biotita 161,39 ± 1,541 Este trabajo

120395-10 4.773.000 275.000 JKi(c) Toba riolítica 40Ar/39Ar biotita 159,59 ± 3,061 Parada et al., 2001

190395-3 4.749.775 682.375 Jsges tonalita hbl,bt 40Ar/39Ar biotita 158,86 ± 1,52 Parada et al., 1997

140395-1 4.752.675 682.020 Jsges tonalita hbl,bt 40Ar/39Ar biotita 157,69 ± 1,51 Parada et al., 1997

190395-3 4.749.775 682.375 Jsges tonalita hbl,bt U-Pb circón 155 ± 10 Parada et al., 1997

PAT-49-1 4.708.550 696.500 Jsges granodiorita U-Pb circón 153,8 ± 1,5 Pankhurst et al., 2000

CH-2271 4.768.465 280.073 JKi(c) ignimbrita riolítica de bt K-Ar biotita 151 ± 4 * Este trabajo

CH-1391 4.779.341 661.291 Jmgp diorita qz bt,anf K-Ar biotita 151 ± 4 * Este trabajo

C143/P6 4.784.250 727.675 Jsgh granodiorita 40Ar/39Ar roca total 150 ± 4 Townley, 1996

Lago

Esmeralda

4.750.175 682.533 Jsges Granodiorita de

hornblenda

40Ar/39Ar hornblenda 148,3 ± 4,0 2 Bruce, 2001

CH-806.1 4.791.299 657.420 Jmgp granodiorita anf,bt K-Ar biotita 148 ± 5 * Este trabajo

Lago

Esmeralda

4.750.175 682.533 Jsges Granodiorita de

hornblenda

K-Ar 147,0 ± 3,4 2 Bruce, 2001

CH-2089 4.787.237 658.569 Jmgp tonalita hbl,bt K-Ar biotita 147 ± 4 * Este trabajo

CH-2065 4.718.676 660.024 Jsgvc(b) granodiorita bt,anf K-Ar biotita 147 ± 3 * Este trabajo

CH-2081 4.716.406 657.648 Jsgvc(b) granodiorita de bt,anf K-Ar biotita 146 ± 3 * Este trabajo

101094-2 4.783.500 704.000 JKi(c) Toba riolítica 40Ar/39Ar K-Feld 144,04 ± 1,39 Parada et al., 2001

DW-60.2 4.705.000 689.000 Jsges tonalita 40Ar/39Ar biotita 143,21 ± 1,521 * Este trabajo

CH-2093 4.768.652 650.018 Jsgvc(a) granodiorita de anf,bt K-Ar biotita 143 ± 3 * Este trabajo

DW-60.2 4.705.000 689.000 Jsges tonalita K-Ar biotita 143 ± 5 * Este trabajo

CH-2257 4.772.106 281.173 JKi(c) ignimbrita riolítica de bt K-Ar biotita 139 ± 3 * Este trabajo

DW-60 4.706.300 689.500 Jsges tonalita K-Ar anfíbola 138 ± 8 * Este trabajo

CH-2079 4.731.437 657.680 Kgbp(a) granodiorita de bt K-Ar biotita 133 ± 3 Este trabajo

270294-01 4.780.500 273.000 Jsgh diorita cuarcífera 40Ar/39Ar roca total 130 ± 2 * Townley, 1996

612 Kgbp(b) granodiorita K-Ar biotita 127 Yoshida, 1981

CH-2146 4.729.095 660.579 Kgbp(b) monzogranito anf,bt K-Ar biotita 123 ± 3 Este trabajo

CH-2072 4.728.120 663.972 Kgbp(b) granodiorita anf,bt K-Ar biotita 123 ± 3 Este trabajo

DW-16 4.711.750 688.750 Kihc(b) pórfido granodiorítico

anf, bt

K-Ar biotita 121 ± 3 Este trabajo

57

MuestraCoordenadas UTM

Unidad Litología Método MaterialEdad

(Ma ± 2)Referencia

N E

Q-384 4.743.013 652.907 Kgbp(a) granodiorita bt K-Ar biotita 118 ± 3 Este trabajo

CE95-42 4.728.700 660.725 Kgbp(b) granodiorita Rb-Sr roca total 117 ± 1 Pankhurst et al., 1999

SDK-2621 4.717.850 686.850 Kihc(b) pórfido granodiorítico

anf, bt/Tonalita

K-Ar roca total 115,0 ± 3,8 Pino 1976

Q-385 4.751.227 654.286 Kgbp(a) granodiorita bt K-Ar biotita 115 ± 3 Este trabajo

PG-12 4.768.000 680.750 Kigt Diorita a monzodiorita

cuarcífera

K-Ar roca total 114,2 ± 2,7 Ewan-Loiz Pelleter, 2002

230395-1 4.729.000 662.500 Kgbp(b) Tonalita 40Ar/39Ar hornblenda 114 ± 1 Townley, 1996; Townley y

Palacios, 1999

CH-1507 4.772.535 680.332 JKi(a1) ignimbrita riodacítica K-Ar biotita 97 ± 3 Este trabajo

DW-34 4.733.512 694.436 Ksgts monzonita cuarcífera K-Ar biotita 90 ± 2 Este trabajo

DW-32.1 4.736.522 694.345 Ksgts gabro K-Ar biotita 89 ± 3 Este trabajo

Q-373 4.724.328 679.112 Ksgts sienogranito K-Ar biotita 86 ± 2 Este trabajo

DW-34 4.733.512 694.436 Ksgts monzonita cuarcífera 40Ar/39Ar biotita 84,3 ± 0,81 Este trabajo

DW-10 4.727.177 684.768 Ksgts sienogranito K-Ar anfíbola 84 ± 4 Este trabajo

- 4.766.700º 672.700ª Kigd pórfido granodiorítico sericita 802 Townley, 1996; Palacios

et al., 1997b

CH-1513 4.777.495 680.878 JKi(b) andesita K-Ar roca total 79 ± 3 Este trabajo

- 4.739.250 658.700 diques diabasa K-Ar roca total 68,7 ± 6,5 Yoshida, 1981

CH-1198.3 4.779.600 679.981 JKi(b) brecha piroclástica K-Ar biotita 62 ± 7 Este trabajo

CH-1517 4.777.184 681.422 JKi(a1) ignimbrita riolítica de bt K-Ar biotita 61 ± 2 Este trabajo

NG-403 4.746.694 666.084 Edch domos riodacíticos K-Ar roca total 37,8 ± 1,5 Este trabajo

CH-2069 4.690.000 671.892 EOhb(b) basalto de olivino K-Ar roca total 24,4 ± 3,8 Este trabajo

CH-2092.10 4.774.875 655.836 Mgn monzodiorita qz hbl,bt K-Ar anfíbola 15,9 ± 1,1 Este trabajo

CH-2092.10 4.774.875 655.836 Mgn monzodiorita qz hbl,bt K-Ar biotita 15,3 ± 0,9 Este trabajo

CH-1607 4.779.389 279.754 Mhch pórfido dacítico de hbl K-Ar anfíbola 13,9 ± 0,5 Este trabajo

Q-379 4.732.923 700.049 Mgsl(a) monzogranito K-Ar biotita 6,6 ± 0,5 Este trabajo

DW-38 4.734.321 702.272 Mgsl(b) sienogranito K-Ar biotita 6,4 ± 0,4 Este trabajo

DW-38 4.734.321 702.272 Mgsl(b) sienogranito 40Ar/39Ar ortoclasa 6,21 ± 0,241 Este trabajo

DW-38 4.734.321 702.272 Mgsl(b) sienogranito 40Ar/39Ar biotita 6,20 ± 0,241 Este trabajo

DW-50 4.735.010 702.775 Mgsl(c) pórfido diorítico K-Ar biotita 5,9 ± 1,1 Este trabajo

Q-380 4.735.492 701.358 Mgsl(c) pórfido andesítico K-Ar anfíbola 4,5 ± 0,6 Este trabajo

º Ubicación aproximada* Edades interpretadas como mínimas1 Error original con 1σ2 Edad no confiable

58

TABLA 2. DATOS ANALITICOS K-Ar DE ESTE TRABAJO.

Muestra Unidad Material Edad (Ma±2) %K Ar RAD (nl/g) %Ar ATM

CH-2271 JKi(c) biotita 151,00 ± 4,00 6,606 40,51 8

CH-1391 Jmgp biotita 151,00 ± 4,00 5,999 36,641 11

CH-806.1 Jmgp biotita 148,00 ± 5,00 3,353 20,042 19

CH-2089 Jmgp biotita 147,00 ± 4,00 7,025 41,751 15

CH-2065 Jsgvc (b) biotita 147,00 ± 3,00 6,933 41,212 4

CH-2081 Jsgvc (b) biotita 146,00 ± 3,00 6,866 40,564 6

CH-2093 Jsgvc (a) biotita 143,00 ± 3,00 7,182 41,624 8

DW-60.2 Jsges biotita 143,00 ± 5,00 3,39 19,546 19

CH-2257 JKi(c) biotita 139,00 ± 3,00 5,744 32,332 9

DW-60 Jsges anfíbola 138,00 ± 8,00 0,437 2,439 69

CH-2079 Kgbp(a) biotita 133,00 ± 3,00 7,074 38,031 11

CH-2146 Kgbp(b) biotita 123,00 ± 3,00 6,623 32,84 7

CH-2072 Kgbp(b) biotita 123,00 ± 3,00 6,145 30,361 10

DW-16 Kihc(b) biotita 121,00 ± 3,00 6,467 31,355 6

Q-384 Kgbp(a) biotita 118,00 ± 3,00 6,843 32,55 2

Q-385 Kgbp(a) biotita 115,0 ± 3,0 7,239 33,422 12

CH-1507 JKi(a1) biotita 97,0 ± 3,0 4,034 15,676 42

DW-34 Ksgts biotita 90,00 ± 2,00 6,828 24,609 6

DW-32.1 Ksgts biotita 89,00 ± 3,00 4,602 16,351 18

Q-373 Ksgts biotita 86,00 ± 2,00 6,655 22,715 15

DW-10 Ksgts anfíbola 84,00 ± 4,00 0,932 3,111 62

CH-1513 JKi(b) roca total 79,00 ± 3,00 0,454 1,425 22

CH-1198.3 JKi(b) biotita 62,00 ± 7,00 1,086 2,67 83

CH-1517 JKi(a1) biotita 61,00 ± 2,00 4,037 9,692 43

NG-403 Edch roca total 37,80 ± 1,50 2,534 3,761 25

CH-2069 EOhb(b) roca total 24,40 ± 3,80 0,228 0,218 72

CH-2092.10 Mgn anfíbola 15,90 ± 1,10 0,652 0,406 72

CH-2092.10 Mgn biotita 15,30 ± 0,90 6,325 3,781 42

CH-1607 Mhch anfíbola 13,9 ± 0,50 0,957 0,518 43

Q-379 Mgsl(a) biotita 6,60 ± 0,50 6,707 1,718 53

DW-38 Mgsl(b) biotita 6,40 ± 0,40 7,07 1,772 52

DW-50 Mgsl(c) biotita 5,90 ± 1,10 5,688 1,309 64

Q-380 Mgsl(c) anfíbola 4,50 ± 0,60 0,541 0,094 80

TABLA 3. DATOS ANALITICOS 40Ar/39Ar DE ESTE TRABAJO.

Muestra Unidad MaterialEdad Fusión

total (Ma ± 2)

Edad plateau

(Ma ± 2)n 39Ar%

Edad isócrona

inversa (Ma ± 2)MSWD 40Ar/36Ar

biotita CH-806.1 Jmgp biotita 109,11 ± 1,58

161,39

1,54*4

22 166,26 ± 9,46 5494,83 102,9 ± 34,3

DW-60.2 Jsges biotita 122,98 ± 1,28 143,21 ± 1,52* 5 51 143,04 ± 2,54 1,13 1816,3 ± 328,2

DW-34 Ksgts biotita 82,88 ± 0,78 84,30 ± 0,80* 7 94 - - -

DW-38 Mgsl(b) biotita 6,19 ± 0,12 6,20 ± 0,24* 7 95 6,23 ± 0,16 2,02 290,4 ± 10,2

DW-38 Mgsl(b) ortoclasa 6,21 ± 0,24* 5,76 ± 0,18 8 67 5,59 ± 1,84 0,41 297,1 ± 2,7

Errores originales con 1σ* Edad preferidan número de pasos en el plateau

59

ANEXO IIFOSILES

TABLA 4. LOCALIDADES FOSILIFERAS.

Muestra Loc.Coordenadas UTM

Unidad Fósiles Edad ReferenciasN E

140187.1 y 200188.1

1 4791375 696120 OMg Invertebrados (bivalvos): Neilo ornata (Sowerby); Arca (Arca) patagonica Ihering; Cucullaea alta Sowerby; Pinna

magellanica (Ihering); Chlamys' centralis (Sowerby); Zigochlamys geminatus (Sowerby); Crassostrea aff. hatcheri (Ortmann); Cardiocardita inaequalis (Philippi); Pleuromeris elegantoides (Ortmann); Patagonicardium philippii (Ihering)

gen. nov. ; Lahillia sp.; Solena sp.; Tellina sp. 1; Tellina sp. 2; Dossinia aff. Meridionalis Ihering; Eurhomalea? Navidadiformis

sp. nov.; Chione argentina Ihering; Chione darwini (Philippi); Chione patagonica (Philippi); Panopea bagualesia Ihering;

Panopea nucleus (Ihering); Panopea sp.; Pholadidea patagonica (Philippi);

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

140187.1 y 200188.1

1 4791375 696120 OMg Invertebrados (gastrópodos): Gibula' dalli Ihering; Turritella ambulacrum Sowerby; Serpulorbis sp.; Epitonium sp.;

Calytraea sp. ; Trochita sp.; Struthiolarella ameghinoi (Ihering); Naticidae indet.; Semicassis ovulum (Ortmann); Ficus carolina

(d'Orbigny); Peonza cf. torquata Olivera; Trophon cf. patagonicus (Sowerby); Trophon sp.; Siphonalia' sp.; Proscaphella cossmanni Ihering; Proscaphella sp. 2;

Proscaphella sp. 4; Scaphander sp.

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

140187.1 y 200188.1

1 4791375 696120 OMg Invertebrados (braquiópodos): Terebratella sp. 2 Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

140187.1 y 200188.1

1 4791375 696120 OMg Invertebrados (anélidos): Serpula sp. Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

140187.1 y 200188.1

1 4791375 696120 OMg Invertebrados (artrópodos maxilópodos): Balanus sp. Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

140187.1 y 200188.1

1 4791375 696120 OMg Invertebrados (echinodermos): Iheringiella patagonensis (Desor)

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

200188.2 2 4.791.225 696.150 OMg Invertebrados (bivalvos): Nucula (Leionucula) sp.; Arca sp.; Cucullaea alta Sowerby; Limopsis insolita (Sowerby); Modiolus

cf. ameghinoi (Ihering); Modiolus sp.; Pinna magellanica (Ihering); Zigochlamys geminatus (Sowerby); Cardiocardita inaequalis (Philippi); Pleuromeris elegantoides (Ortmann);

Crassatella cf. longior Ihering; Crassatella patagonica (Ihering); Trachycardium puelchum (Sowerby); Chione cf.

meridionalis (Sowerby); Chione patagonica (Philippi)

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

200188.2 2 4.791.225 696.150 OMg Invertebrados (gastrópodos): Trochus laevis Sowerby; Turritella ambulacrum Sowerby; Naticidae indet.; Ficus

carolina (d'Orbigny); Proscaphella quemadensis (Ihering); Proscaphella sp. 1; Adelomelon? burmeisteri (Ihering)

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

200188.2 2 4.791.225 696.150 OMg Invertebrados: Coelenterados anthozoos: Flabellum aequalis (Philippi)

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

200188.2 2 4.791.225 696.150 OMg Invertebrados (briozoos): Bryozoa sp. indet. Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

200188.2 2 4.791.225 696.150 OMg Invertebrados (braquiópodos): Terebratella aff. Patagonica (Sowerby); Iheringithyris sp.

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

180187.1 y 180188.1

3 4.791.250 694.335 OMg Invertebrados (bivalvos): Cucullaea alta Sowerby; Limopsis insolita (Sowerby); Modiolus cf. ameghinoi (Ihering); Pinna

magellanica (Ihering); Chlamys' centralis (Sowerby); Cardiocardita inaequalis (Philippi); Pleuromeris elegantoides

(Ortmann); Crassatella cf. longior Ihering; Trachycardium puelchum (Sowerby); Patagonicardium philippii (Ihering) gen.

nov.; Patagonicardium iheringi sp. nov.; Chione argentina Ihering; Chione cf. meridionalis (Sowerby)

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

60

Muestra Loc.Coordenadas UTM

Unidad Fósiles EdadReferencias

N E

180187.1 y 180188.1

3 4.791.250 694.335 OMg Invertebrados (gastrópodos): Trochus laevis Sowerby; Turritella ambulacrum Sowerby; Serpulorbis sp.; Struthiolarella

ameghinoi (Ihering); Naticidae indet.; Semicassis ovulum (Ortmann); Ficus carolina (d'Orbigny); Taioma cf. tricarinata

Finlay y Marwick; Proscaphella sp. 3; Adelomelon? burmeisteri (Ihering)

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

180187.1 y 180188.1

3 4.791.250 694.335 OMg Invertebrados (coelenterados anthozoos): Flabellum aequalis (Philippi)

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

180187.1 y 180188.1

3 4.791.250 694.335 OMg Invertebrados (briozoos): Bryozoa sp. indet. Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

180187.1 y 180188.1

3 4.791.250 694.335 OMg Invertebrados (braquiópodos): Iheringithyris sp. Olig. Sup. -Mio. Inf.

Frassinetti y Covacevich, 1999

180187.1 y 180188.1

3 4.791.250 694.335 OMg Invertebrados (anélidos): Serpula sp. Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

180187.1 y 180188.1

3 4.791.250 694.335 OMg Invertebrados (artrópodos crustáceos): Archaeogeryon cf. patagonicus (Philippi)

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

180187.1 y 180188.1

3 4.791.250 694.335 OMg Invertebrados (echinodermos): Schizaster cf. ameghinoi Ihering

Olig. Sup. -Mio. Inf.*

Frassinetti y Covacevich, 1999

CH-1416 4 4.774.994 680.907 Kica Invertebrados: Ammonites indet.: Este trabajo

CH-1416 4 4.774.994 680.907 Kica Improntas foliales: Hojas indet. Este trabajo

CH-1425-F 5 4.774.972 680.772 Kick Invertebrados: Ammonites indet.: Este trabajo

CH-1425-2-F 5 4.774.972 680.772 Kick Invertebrados: Belemnites indet. Este trabajo

CH-1425-1-F 5 4.774.972 680.772 Kick Improntas foliales: Hojas indet. Este trabajo

CH-1418-F 6 4.775.669 680.972 Kick Improntas foliales: Hojas indet. Este trabajo

CH-1180-F 7 4.775.730 680.975 Kick Invertebrados: Belemnites indet. Este trabajo

CH-2147 8 4.776.000 735800 Kict Improntas foliales: Hojas indet. Este trabajo

CH-2153-1-F y 2-F

9 4.777.150 735.850 Kict Invertebrados (bivalvos): Ostrea Barrem. (mín.)

Alfaro et al., 1996

CH-2153-1-F y 2-F

9 4.777.150 735.850 Kict Esporas: Helechos y afines: Pteridophyta Pre-Neocom**

Alfaro et al., 1996

CH-2153-1-F y 2-F

9 4.777.150 735.850 Kict Polen: Gymnospermae: Araucariacites sp.; Podocarpidites sp. Pre-Neocom**

Alfaro et al., 1996

CH-2154 10 4.777.250 735.000 Kict Improntas foliales: Hojas indet. Este trabajo

CH-2884 11 4.791.310 696.877 Esj Improntas foliales: Nothofagus. MUY ESCASAS Eoceno Inf.***

Este trabajo

CH-2885 12 4.791.248 696.937 Esj Improntas foliales: Hojas indet. Este trabajo

CH-2868 13 4.790.832 696.620 Esj Improntas foliales: Helechos Este trabajo

CH-2382-F y CH-2874-F

14 4.791.579 696.886 Esj Improntas foliales: Omphalea paragonica Berry; Sterculia sp.1, sp.2; Cassia argentinensis; Cupania romeroi Troncoso; Cupania latifolioides; Pouterlabatia clarcki (Berry) Berry;

Myrcia reticulato-venosa; Phoebe lanceolata sensu Berry.

Eoceno Inf.***

Este trabajo

CH-4412 15 4.790.904 691.765 OMg Vertebrados: Diente de tiburón Este trabajo

* En base a la equivalencia del conjunto faunístico de la Localidad Fosilífera, con el piso Patagoniano. ** En base a la ausencia de plantas con flores o Angiopermae, en el contenido palinológico de la localidad.*** En base a la escasa representación de Nothofagus y algunas características particulares, reconocidas en la flora de varias localidades, que se correlacionan con la flora de río Pichileufú.

61

ANEXO IIIYACIMIENTOS

Los yacimientos se identifican por el número con que aparecen en el mapa. La información de los yacimientos proceden de fichas bibliográficas de informes en referencia, que no ha sido validada en terreno. Las coordenadas de los yacimientos, obtenidas de datos externos, han sido en su mayoría corregidas, recalculando su ubicación directamente de los mapas que acompañan a los informes citados, por lo cual los datos no son exactos. En varios casos sin embargo, se obtuvo su localización precisa directamente en terreno.

TABLA 5. YACIMIENTOS METALICOS Y NO METALICOS

No.Nombre

Yacimiento

Descrip.

Yac.

Coordenadas UTM Mena/

RecursoRoca de caja

Forma del

yacimiento

Orientac.

AzimutalReferencias

N E

1 Andre Rati Z. de alt. 4.769.750* 734.350* Ga Vetiforme Ruiz y Peebles, 1981

2 Zona del lago

Plomo-Río

Soler

Z. de alt. 4.792.525* 648.000* Mo Esquistos intruidos

por granito

Vetiforme (vetas de

cuarzo de 0,3-2 m) con

lentejuelas de Mo (2-30

mm)

Peebles, 1979; Ruiz y Peebles, 1981

3 s/n (Cerro

Atravesadero)

Z. de alt. 4.738.500* 660.750* Py, Cpy Filitas intruidas por

granitoide

Diseminación Joubin et al., 1963; Vergara, 1974

4 s/n (laguna

Tacay)

Z. de alt. 4.746.000* 660.500* Po, Cpy, Py Filitas intruidas por

diques

estratoligado Joubin et al., 1963; Vergara, 1974

5 s/n (Río

Barrancos)

Z. de alt. 4.737.000* 665.750* Ga, sulfuros Joubin et al., 1963; Vergara, 1974

6 Valle río

Barrancoso

Z. de alt. 4.736.500* 660.700* Caolín Dique Joubin et al., 1963; Vergara, 1974

17 Lago

Cochrane

Z. de alt. 4.768.000* 717.000* Pb, Zn/ Bl,

Ga

Filitas Vetiforme N45W/90 Tobar, 1968; Vergara, 1974

18 Lago

Cochrane

Z. de alt. 4.768.000* 714.250* Pb, Zn/ Ga,

Bl

Filitas Vetiforme N40W/90 Tobar, 1968; Vergara, 1974

19 Río Tranquilo-

Lago

Cochrane

Z. de alt. 4.738.150* 689.000* Cu/ Cpy Filitas Vetiforme N20-50W Tobar, 1968; Vergara, 1974

10 Confluencia

ríos Claudio

Vicuña-

Chacabuco

Z. de alt. 4.784.250* 721.500* CaCO3 Mármol Vergara, 1974

11 s/n (Punta

Taitao)

Z. de alt. 4.616.750* 661.250* Apy, Cu,

Mn, Au, Ag

Filitas e intrusivo Joubin et al., 1963; Vergara, 1974

12 s/n (Río

Pascua)

Z. de alt. 4.655.500* 642.500* Py, Po, Cpy,

Bl, Apy

Filitas Vetiforme Joubin et al., 1963; Vergara, 1974

13 s/n (Río

Pascua)

Z. de alt. 4.655.500* 630.000* Cu, Mn, Ti/

Po, Py

(Cpy)

Bolones y grava de

filita y granitoides

Joubin et al., 1963; Vergara, 1974

14 s/n (Estero

Steele)

Z. de alt. 4.671.000* 632.600* Ag/ Py, Ga,

Bl

Filitas intruidas por

diques

Vetiforme (veta de 10

cm potencia)

Joubin et al., 1963; Vergara, 1974

15 Lago

O’Higgins

Area 2

Z. de alt. 4.588.250* 655.650* Cu, Pb/ Py

(Cpy, Ga)

Filitas Vetiforme (vetas de

cuarzo de 2-60 cm y

corrida de 60 m)

N5-10E/

90

Serrano y Moraga, 1963; Vergara, 1974

16 Lago

O’Higgins

Area 3

Z. de alt. 4.588.250* 655.650* Pb, Cu/ Ga,

Py, Apy

(Cpy)

Granodiorita

emplazada en

filitas

Vetiforme (vetas de 2-4

cm de potencia)

N15W/

80W

Serrano y Moraga, 1963; Vergara, 1974

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17 Lago

O’Higgins

Area 4

Z. de alt. 4.573.000* 644.500* Pb, Zn/ Ga,

Bl, Py

Riolita Vetiforme (vetas de 30-

85 cm y corrida de 4-20

cm)

Fracturas

N10-20W/

45-80W

Serrano y Moraga, 1963; Vergara, 1974

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No.Nombre

Yacimiento

Descrip.

Yac.

Coordenadas UTM Mena/

RecursoRoca de caja

Forma del

yacimiento

Orientac.

AzimutalReferencias

N E

18 Lago

O’Higgins

Area 5

Z. de alt. 4.588.250* 655.650* Cu/ Apy, Py

(Cpy)

Filitas intruidas por

dique

Vetiforme (vetas de

hasta 2 m de potencia y

corrida de 80 m)

N20E/75-

80W

Serrano y Moraga, 1963; Vergara, 1974

19 Lago

O’Higgins

Area 6

Z. de alt. 4.588.250* 672.500* Cu,Pb/ Py,

Cpy, Ga

Secuencia

volcánica

sedimentaria

Vetiforme (veta de 40

cm y 3 m de corrida)

N18W/90 Serrano y Moraga, 1963; Vergara, 1974

20 s/n (W estero

de los

Planchados)

Z. de alt. Pb, Zn Rocas graníticas Flores, 1961; Vergara, 1974

21 Campo de

Manuel

Mondello

Z. de alt. Bl, Ga, Cpy Vetiforme (veta de 0,8-

1,0 m potencia)

asociada a falla

Falla N-

S/30-80W

Ruiz y Peebles, 1981

22 Campo de

Juan Delgado

Z. de alt. Ga, Cpy, Bl Esquistos y filitas Vetiforme (vetas de 0,1-

0,15, corrida 3 m)

N40-

60E/70S

Ruiz y Peebles, 1981

23 Campo de

Bernardino

Jerez

Z. de alt. Bl, Ga, Cpy,

Py

Filitas Vetiforme N-S/60E Ruiz y Peebles, 1981

24 Prospecto El

Faldeo

Prospecto 4.741.250* 686.350* Zn-Pb, Au-

Ag

CMAO, Fm.

Ibáñez, Tonalita

Esmeralda,

Stockwork y mineraliza-

ción diseminada (skarn

con epitermal sobreim-

puesto)

Palacios et al. (1997a y b); Townley y Palacios (1999)

25 Prospecto

Lago Azul

Prospecto 4.767.400* 671.250* Py, Cpy, Au,

Ag, Bl, Ga

Rocas volcánicas

(Fm. Ibáñez), pórfi-

do granodiorítico y

diques en CMAO

Diseminada, stockwork,

brechas hidrotermales

(¿pórfido cuprífero,

epitermal?)

Townley (1996),

Palacios et al.

(1996, 1997b) y Townley y Palacios

(1999)26 Manifestación

esteros El

Halcón-La

Leona

Manifes-

tación

4.785.250* 727.750* Zn-Pb-Cu-

Au-Ag (Py,

Ga, Bl)

Fm. Ibáñez y

subordinadamente

pórfidos del

Cretácico Inferior

vetas, stockwork y

brechas hidrotermales

(epitermal)

Townley, 1996; Palacios et al., 1995

en Palacios et al., 1997b; Townley y

Palacios, 199927 Manifest. Lago

Chacabuco

Manifes-

tación

4.745.000* 667.100* Zn-Pb-Cu-

Au-Ag (Py,

Bl, Ga, Cpy,

Po, Apy)

Complejo

Metamórfico

Andino Oriental

Veta Townley y Palacios (1999)

28 Manifest. Lago

Cochrane

Manifes-

tación

4.761.800* 715.000* Zn-Pb-Cu

(Py, Bl, Ga,

Apy)

Complejo Meta-

mórfico Andino

Oriental

Veta Townley y Palacios (1999)

29 Complejo

Plutónico Lago

Plomo

Z. de alt. 4.786.000 663.500 Cu (Py) Complejo Meta-

mórfico Andino

Oriental

Este estudio

30 Tonalitas del

río Nef

Z. de alt. 4.775.250* 655.850* Complejo Meta-

mórfico Andino

Oriental

Alteración hidrotermal Este estudio

31 Nacientes del

estero Corral

Z. de alt. 4.726.250* 666.250* Fm. Ibáñez (aso-

ciación sedimenta-

rio-volcánica basal)

en contacto con el

CMAO

Este estudio

32 Sector sur de

El Turismo

Z. de alt. 4.708.000* 681.500* Py, Cpy,

Hm, Cc

Complejo Hipabisal

Calluqueo (filones

granodioríticos y

dioríticos)

Vetas, relleno de

fisuras, stockworck,

diseminación

Este estudio

* Ubicación aproximadaZ. de alt.: Zona de alteraciónApy: Arsenopirita, Mo: Molibdenita; Pb: Plomo; Zn: Zinc; Cu: Cobre; Mn: Manganeso; Au: oro; Ag: plata; Ti: Titanio; Hm: Hematita.Ga: Galena; Py: Pirita; Cpy: Calcopirita; Po: Pirrotina; Bl: Blenda; CaCO3: Carbonato de calcio; Apy: arsenopirita; Cc: Calcosina.

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