Universidad Andrés Bello Facultad De Ingeniería Carrera De Geología Uso

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Universidad Andrés Bello Facultad de Ingeniería Carrera de Geología

Uso de edades U-Pb de circones detríticos de rocas Paleozoicas para evaluar la existencia de Chaitenia

Memoria para optar al Título de Geólogo

Damián Ignacio Donoso Tapia

Profesor guía:

Francisco Enrique Hervé Allamand

Miembros de la comisión:

Mauricio Calderón Nettle

Reynaldo Charrier González

Santiago de Chile

2019

RESUMEN DE LA MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE: Geólogo Por: Damián Ignacio Donoso Tapia Fecha: 25 de Noviembre de 2019 PROFESOR GUÍA: Francisco Enrique Hervé Allamand

USO DE EDADES U-PB DE CIRCONES DETRÍTICOS DE ROCAS PALEOZOICAS PARA EVALUAR LA EXISTENCIA DE CHAITENIA

Se analizan edades SHRIMP U-Pb de circones detríticos de rocas Paleozoicas de complejos acrecionarios distribuidos a lo largo y ancho de Chile y agrupados en siete segmentos, entre los ~27° y 55°S, con el fin de reconocer, caracterizar y comparar los espectros de edades con los asignados a Chaitenia, además de establecer los potenciales límites geográficos de este terreno. Los segmentos de complejos acrecionarios son: Norte Chico (dividido en tres subgrupos), Zona Central (Serie Oriental y Serie Occidental), Chaitenia, Complejo Metamórfico Chonos, Complejo Duque de York, Complejo Metamórfico Andino Oriental y Complejo Metamórfico Cordillera Darwin.

A partir de 4051 edades U-Pb de circones detríticos de 67 muestras, los resultados muestran tres subgrupos que habrían tenido una evolución geotectónica similar siguiendo ambientes tectónicos de subducción, colisión y uno intermedio entre subducción y colisión.

La parte sur de la Serie Occidental, que empieza al sur del lineamiento de Lanalhue (~38°30’S) tiene una proporción de circones Devónicos y signatura detrítica similares a las de Chaitenia, tomando como signatura tipo una muestra con contenido fósil de trilobites. Esta signatura se extiende hasta los ~44°S, por lo que estos serían los límites norte y sur de este terreno. Se propone que el lineamiento de Lanalhue corresponde a la zona de sutura entre Chaitenia y Chilenia, y que las rocas metamórficas que afloran hacia el sur, serían parte del prisma de acreción generado por la subducción en la parte occidental de Chaitenia.

Los circones precámbricos de todos los segmentos (incluyendo subgrupos) indican una evolución geotectónica similar de las fuentes durante el Proterozoico. Además, existe una signatura precámbrica común, con un gap entre los ca. 650 y ca. 1000 Ma, y peaks a los ca. 550-600 Ma y ca. 1050-1100 Ma. Esta signatura también se encuentra en rocas de las Tasmanidas en el este de Australia y Nueva Caledonia, por lo que se infiere una posible correlación temporal entre los basamentos.

USE OF U-PB AGES OF DETRITAL ZIRCONS FROM PALEOZOIC ROCKS TO EVALUATE THE EXISTANCE OF CHAITENIA

SHRIMP U-Pb detrital zircon ages of late Paleozoic accretionary complexes along the coastline of Chile between ~27° and 55°S are analyzed in order to recognize, distinguish and compare their age spectra with those assigned to Chaitenia, with the purpose of establishing the possible geographic boundaries of this exotic terrane. Said accretionary complexes have been grouped into seven segments, from north to south: Norte Chico (Subdivided into three groups), Zona Central (Eastern Series and Western Series), Chaitenia, Chonos Metamorphic Complex, Duque de York Complex, Eastern Andes Metamorphic Complex and Cordillera Darwin Metamorphic Complex.

From 4051 U-Pb detrital zircon ages of 67 samples, the results show that the segments can be divided into three subgroups that may have had a similar geotectonic evolution through different tectonic settings: subduction, collision and an intermediate setting between subduction and collision.

The southern part of the Western Series, which starts south of the Lanalhue lineament (~38°30’S) has a proportion of Devonian zircons and a detrital fingerprint similar to that of Chaitenia, based on a sample with trilobite fossil content. This detrital fingerprint extends until ~44°S, which may indicate the northern and southern boundaries of this exotic terrane.

It is proposed that the Lanalhue lineament may indicate the suture between the Chaitenia and Chilenia terranes, and that the metamorphic rocks that outcrop in this area, possibly represent the accretionary prism formed by the subduction on the western side of Chaitenia, after its collision with the continental margin of the Gondwana supercontinent.

Precambrian zircons of all segments (including subgroups) indicate a similar geotectonic evolution of their sources during Proterozoic times. It is also reported that the Precambrian detrital fingerprint is almost identical for all segments, with a gap between ca. 650 and ca. 1000 Ma, and peaks at ca. 550-600 Ma and ca. 1050-1100 Ma. This Precambrian detrital fingerprint can be also found in the Tasmanides in eastern Australia and New Caledonia, which allows inferring a possible synchronism between the Precambrian basement rocks of Chile and part of Oceania.

Agradecimientos

Primero, agradezco al profesor Francisco Hervé por darme la oportunidad de trabajar bajo su tutela con un tema tan interesante que tiene un tremendo potencial. Al profesor Reynaldo Charrier, por ser una gran fuente de motivación, al profesor Mauricio Calderón por su apoyo tanto dentro como fuera de la sala de clases, y finalmente, al profesor Francisco Fuentes, por despertar mi interés en la geoquímica y la petrología a través de los proyectos que me proponía para que trabajáramos, incluyendo el de mi memoria.

A mis amigos, quienes me han apoyado cuando estaba pasando por los momentos más duros y también en los momentos más alegres, Daniel, Zárate, Filete, Joaquín, Queque, Diego. Y de paso a todas aquellas amistades a distancia que han sido tremendamente importantes, Tim, Bradley, Jacob, Chris, Nicolás. Todos ustedes me han ayudado a dejar atrás mis miedos e inseguridades.

A la gente de los Laboratorios, a Flor y Jean Baptiste, por ser quienes me recibieron con brazos abiertos y me apoyaron desde que llegué a la Universidad y lo siguen haciendo hasta el día de hoy, me hicieron sentir como en casa desde el día 1.

Agradezco a mi familia por estar presente en cada paso que he dado y su apoyo incondicional, no ha sido un camino fácil de recorrer, pero han sido una inspiración para no bajar los brazos y seguir adelante, siempre con la cabeza arriba.

Tabla de contenidos

1. Introducción ...... 1 1.1. Formulación del estudio ...... 1 1.2. Hipótesis de trabajo ...... 5 1.3. Objetivos ...... 5 1.3.1. Objetivo General ...... 5 1.3.2. Objetivos específicos ...... 5 1.4. Metodología ...... 6 1.4.1. Trabajo de recopilación de bibliografía ...... 6 1.4.2. Trabajo de análisis estadístico y comparativo ...... 6 1.5. Ubicación de la zona de estudio ...... 8 2. Marco Geológico ...... 10 2.1. Marco Geotectónico – Ciclo Gondwánico ...... 10 2.1.1. Acreción de terrenos ...... 10 2.1.2. Evolución geológica en territorio chileno ...... 11 2.2. Unidades Morfoestructurales ...... 12 2.3. Geología Local ...... 14 2.3.1. Rocas metamórficas ...... 15 2.3.1.1. Complejos acrecionarios del Paleozoico tardío del norte de Chile (26 – 34°S) (Carbonífero – Triásico?) ...... 15 2.3.1.2. Serie Oriental (Carbonífero - Mississippiense) ...... 16 2.3.1.3. Serie Occidental (Carbonífero – Mississippiense/Pennsylvaniense?) ...... 16 2.3.1.4. Complejo Metamórfico Bahía Mansa (CMBM) (Carbonífero – Triásico?) ...... 16 2.3.1.5. Complejo Colohuincul (Mesoproterozoico?) ...... 17 2.3.1.6. Complejo Metamórfico Chonos (Triásico Superior?) ...... 18 2.3.1.7. Complejo Duque de York (Carbonífero – Pérmico Temprano?) ...... 18 2.3.1.8. Complejo Metamórfico Andino Oriental (Devónico Tardío – Carbonífero?) ...... 19 2.3.1.9. Complejo Metamórfico Cordillera Darwin (Devónico Tardío – Carbonífero?) ..... 19 2.3.2. Rocas intrusivas ...... 20 2.3.2.1. Traquita del Zarao (Devónico) ...... 20 2.3.2.2. Intrusivos de Pichicolo-Chaitén (Devónico) ...... 20

3. Resultados ...... 21 3.1. Norte Chico (NC) (28 – 33°S) ...... 21 3.2. Zona Central (ZC) (34 – 42°S) ...... 24 3.3. “Chaitenia” (39 – 44°S) ...... 29 3.4. Complejo Metamórfico Chonos (CMC) (44 – 46’30°S) ...... 32 3.5. Complejo Metamórfico Andino Oriental (EAMC) (46 – 52°S) ...... 35 3.6. Complejo Duque de York (DYC) (50 – 52°S) ...... 39 3.7. Cordillera Darwin (Sur de 54°S) ...... 43 4. Discusión ...... 47 4.1. Comparación de patrones de frecuencia acumulada ...... 47 4.2. La Serie Oeste vs Chaitenia ...... 49 4.3. Extensión de Chaitenia ...... 50 4.4. Estudio de circones precámbricos y sus implicancias ...... 52 4.5. Evaluación de la metodología utilizada ...... 54 5. Conclusiones ...... 55 Referencias ...... 57 Anexos ...... 63 I. Litología y ubicación de las muestras estudiadas ...... 64 1. Norte Chico ...... 64 2. Zona Central ...... 65 3. Chaitenia ...... 67 4. Complejo Metamórfico Chonos ...... 69 5. Complejo Metamórfico de los Andes Orientales ...... 70 6. Complejo Duque de York ...... 71 7. Complejo Metamórfico Cordillera Darwin ...... 72

Índice de figuras

Figura 1. Distribución geográfica de los terrenos que colisionaron con Gondwana en el Paleozoico, tomado de Riffo (2016)...... 2

18 Figura 2. Comparación de valores de δ O y εHft de rocas plutónicas devónicas de Chile y Argentina con circones detríticos de distintos complejos metamórficos...... 3 Figura 3. Representación paleogeográfica de la subducción previa a la colisión de Chaitenia con Patagonia al sur de los 40°S, a la derecha se muestra un perfil de la posible configuración tectónica antes de dicho evento. Tomado y modificado de Hervé et al (2016), y modificado de Draut y Clift (2012)...... 4 Figura 4. Ejemplo de histograma de frecuencia relativa de los circones de la muestra CM4-06-10 (ver figura 5), donde se observa una concentración principal alrededor de los 400 Ma. Datos tomados de Hervé et al (2018)...... 7 Figura 5. Izquierda: patrones de frecuencia acumulada de circones provenientes de distintas cuencas sedimentarias alrededor del mundo, bajo distintos ambientes tectónicos. Derecha: campos de cada ambiente tectónico, donde A: convergente, B: colisional y C: extensional. También se presenta la forma cuantitativa de determinar a cuál campo pertenece, donde para el paso 1 (Step 1), si la diferencia CA – DA (Crystallization age – deposition age; o Edad de cristalización – edad de sedimentación) es mayor a 150 Ma en el 5% de los circones más jóvenes, caerá en el campo extensional (C), mientras que para el paso 2 (Step 2), si la diferencia CA – DA es menor a 100 Ma en el 30% de los circones más jóvenes, caerá en el campo convergente (A). Modificado de Cawood et al (2012)...... 8 Figura 6. Ubicación de la zona de estudio junto con la locación de las muestras (en azul) que serán procesadas estadísticamente. Muestras de Hervé et al. (2003), Hervé et al. (2016), Romero et al. (2017) y Hervé et al. (2018). . 9 Figura 7. Representación paleogeográfica esquemática al norte de los 33°S entre el Carbonífero Tardío y Pérmico temprano. A: Prisma de acreción; B: Depósitos turbidíticos occidentales; C: Depósitos plataformales orientales; D: Depósitos volcánicos del arco; E: Arco Puneño; F: Cuenca de trasarco de Paganzo; U: Discordancia entre la primera y segunda etapa del ciclo Gondwánico. Modificado de Charrier et al (2007)...... 12 Figura 8. Principales unidades morfoestructurales de la zona de estudio a partir de imagen DEM de la Región de los Lagos. En rojo se marca la cordillera de la costa y en verde la cordillera de los Andes. El espacio entre estas dos corresponde a la depresión central. Tomado y modificado de CIREN (2019)...... 13 Figura 9. Mapa geológico con los complejos metamórficos paleozoicos utilizados en el presente estudio. Basado en Hervé et al. (2003, 2010, 2013, 2016, 2018, 2019), Varela et al. (2005), Romero et al. (2017)...... 14 Figura 10. Curvas de frecuencia acumulada para las muestras del Norte Chico, donde es posible subdividirlas según su morfología...... 21 Figura 11. Arriba: curva de frecuencia acumulada para los tres subgrupos. Las líneas verticales indican la edad de sedimentación de cada uno. NC1 = 240 Ma, NC2 = ca. 290 Ma y NC3 = 475 Ma. Abajo: gráfico de densidad de probabilidad para cada subgrupo, observándose los peaks y distribución característicos de cada uno...... 23 Figura 12. Comparación de las curvas de frecuencia acumulada con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012), utilizando las edades de sedimentación mencionadas previamente en el caso de NC1 y NC3...... 24 Figura 13. Curvas de frecuencia acumulada y gráfico de densidad de probabilidad para la parte norte y sur de la Serie Oeste...... 25 Figura 14. Curvas de frecuencia acumulada y gráfico de densidad de probabilidad para la parte norte y sur de la Serie Este...... 26

Figura 15. Histogramas de frecuencia relativa para las muestras de la Serie Oriental y Occidental, con los promedios de los peaks más jóvenes de sus circones detríticos...... 27 Figura 16. Comparación de curva de frecuencia acumulada de la Serie Oeste y Serie Este. Las líneas verticales indican las edades de sedimentación estimadas para cada unidad geológica...... 28 Figura 17. Comparación de las curvas de frecuencia acumulada con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012), observándose que la Serie Oeste cae principalmente en el campo de subducción, mientras que la Serie Este tiende más a un campo colisional...... 28 Figura 18. Curvas de frecuencia acumulada de las muestras asociadas a Chaitenia...... 29 Figura 19. Gráfico de densidad de probabilidad para las muestras de Chaitenia, observándose los principales peaks devónicos y a lo largo del Precámbrico...... 30 Figura 20. Curva de frecuencia acumulada total para Chaitenia. La línea roja indica la edad de sedimentación estimada (405 Ma), a partir de la muestra FO14165 con contenido fósil...... 31 Figura 21. Comparación de la curva de frecuencia acumulada total de Chaitenia con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012)...... 32 Figura 22. Curvas de frecuencia acumulada de las muestras del Complejo Metamórfico Chonos, mostrando los característicos peaks triásicos y pérmicos, y la considerable proporción de circones devónicos...... 33 Figura 23. Curva total de frecuencia acumulada para el Complejo Metamórfico Chonos. La edad de sedimentación estimada es a partir del contenido fosilífero de las rocas...... 34 Figura 24. Comparación de la curva total de frecuencia acumulada para el Complejo Metamórfico Chonos, representando un ambiente de subducción...... 34 Figura 25. Curva de frecuencia acumulada mostrando la subdivisión de las muestras en base a los circones más jóvenes que presentan...... 35 Figura 26. Gráficos de densidad de probabilidad para EAMC1 y EAMC2. Se observa como en EAMC1 abundan los circones Pérmico-carboníferos, mientras que en EAMC2 son escasos o no existentes...... 36 Figura 27. Histogramas de frecuencia relativa de las muestras de los subgrupos EAMC1 y EAMC2 con circones menores a 1000 Ma, indicando las edades de sedimentación máximas posibles a partir de los peaks más jóvenes de las edades de sus circones detríticos...... 37 Figura 28. Curva de frecuencia acumulada total de EAMC1 y EAMC2. Las líneas verticales representan las edades de sedimentación estimadas para cada subgrupo...... 38 Figura 29. Comparación de curvas totales de frecuencia acumulada para EAMC1 y EAMC2. EAMC1 representa un campo de subducción, mientras que EAMC2 se adapta más a uno de colisión...... 39 Figura 30. Curvas de frecuencia acumulada para las muestras del Complejo Duque de York. Se observan los característicos peaks pérmicos y también la distribución similar de circones de otros períodos...... 40 Figura 31. Edades máximas posibles de sedimentación para las muestras de DYC (de Hervé et al., 2003). Se observa que para las tres muestras, los circones detríticos indicarían una edad máxima posible de sedimentación similar entre ellas...... 41 Figura 32. Curva total de frecuencia acumulada para el Complejo Duque de York...... 42 Figura 33. Curva total de frecuencia acumulada comparada con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012). Se observa que representa un ambiente de subducción...... 42

Figura 34. Curvas de frecuencia acumulada y gráficos de densidad de probabilidad de las muestras del flanco norte de la Cordillera Darwin, donde no se observa una tendencia común en la distribución de edades...... 44 Figura 35. Curvas de frecuencia acumulada y gráficos de densidad de probabilidad para las muestras del flanco sur de la Cordillera Darwin. En este caso, la distribución de edades de circones es similar...... 45 Figura 36. Curva total de frecuencia acumulada para las muestras de Cordillera Darwin junto con el gráfico de densidad de probabilidad, donde se observan los principales peaks...... 46 Figura 37. Curvas de frecuencia acumulada de los segmentos estudiados. Siendo posible identificar subgrupos que representarían distintos ambientes tectónicos...... 47 Figura 38. Comparación de los patrones de frecuencia acumulada de la parte sur de la Serie Oeste y Chaitenia. Si bien la morfología no es similar, los gráficos de densidad de probabilidad indican peaks similares a lo largo del Fanerozoico...... 50 Figura 39. Posible extensión del arco de isla de Chaitenia, en base a la posición de las muestras y de los cuerpos intrusivos (marcados con cruces) Devónicos en territorio chileno...... 51 Figura 40. Morfología de la curva de frecuencia acumulada de los segmentos para edades mayores a 541 Ma. Se observa que todos siguen la misma tendencia...... 52 Figura 41. Gráfico de densidad de probabilidad para edades mayores a 541 Ma. En rojo, se muestra el gap entre los ca. 650 y ca. 1000...... 53

1. Introducción

1.1. Formulación del estudio

Desde tiempos proterozoicos, el margen occidental de la actual Sudamérica ha sido testigo de múltiples colisiones de microcontinentes, producto del dinamismo de las placas tectónicas. Estas colisiones están incluidas en ciclos tectónicos que han permitido separar distintos eventos en la evolución de Gondwana y Sudamérica en base a los ambientes tectónicos predominantes, estos ciclos son el ciclo Pampeano (Proterozoico Tardío – Cámbrico Temprano); el ciclo Famatiniano (Cámbrico Tardío – Devónico Temprano); el ciclo Gondwánico (Devónico Tardío – Pérmico Temprano); el ciclo Pre-Andino (Pérmico Tardío – Jurásico Temprano) y finalmente, el ciclo Andino (Jurásico Temprano – Presente) (Charrier et al., 2007 y referencias encontradas allí).

Al acotar el rango temporal de los eventos que caracterizan al ciclo Gondwánico, y a través de modelos paleotectónicos del margen occidental de Gondwana, se ha hipotetizado que entre los 28° y ~39°S, durante el Devónico, el cierre de una cuenca oceánica finalizó con la colisión del terreno de Chilenia, dejando una zona de sutura ubicada hacia el este de la actual Cordillera de los Andes en territorio argentino, la cual corresponde al Complejo Metamórfico Guarguaraz (Massonne y Calderón, 2008; Willner et al., 2008). El límite sur de dicho bloque correspondería al actual Lineamiento de Huincul (ver figura 1), que a su vez, corresponde al límite entre los terrenos de Chilenia y Patagonia, que habría colisionado con el margen suroeste de Gondwana durante el Paleozoico temprano (Ramos, 1984).

Figura 1. Distribución geográfica de los terrenos que colisionaron con Gondwana en el Paleozoico, tomado de Riffo (2016).

Posterior a la colisión de Chilenia con el borde oeste de Gondwana, se desarrolló un margen pasivo al norte de los 39°S, mientras que al sur de esta latitud, Hervé et al (2016) propusieron un modelo de subducción doble (Figura 3), donde un arco de isla oceánico habría colisionado con el terreno de Patagonia. Dicho arco corresponde al terreno de Chaitenia, el cual se habría formado en una posición proximal a Gondwana en base a estudios petrológicos y petrográficos (Hervé et al., 2018).

Esta última colisión estaría registrada en rocas metamórficas del Complejo Colohuincul (Dalla Salda et al., 1991) y la Formación Cushamen (Varela et al., 2005), en una latitud aproximada a los 41°S, la cual habría ocurrido durante el Devónico – Carbonífero, según las dataciones Th-U-Pb de monacita en migmatitas de alta presión de Cruz Martínez et al (2012), que son de 392±4 Ma y 350±6 Ma.

Cruz Martínez et al. (2012) propusieron una extensión hacia el sur del terreno de Chilenia, el cual sería el responsable del metamorfismo observado en las rocas metamórficas del Complejo Colohuincul, en los ~41°S. Sin embargo, Hervé et al. (2016, 2018) plantean la alternativa de la colisión de Chaitenia y no Chilenia, considerando lo siguiente:

• Existen diferencias entre las rocas plutónicas devónicas de lo que sería el arco de isla de Chaitenia y aquellas del Macizo Norpatagónico, con respecto a la geoquímica isotópica de sus circones (Figura 2). Los valores de δ18O para los intrusivos de

Chaitenia indican una composición mantélica y valores primitivos de εHft, mientras que las del Macizo Norpatagónico muestran un fuerte enriquecimiento de componentes corticales.

18 Figura 2. Comparación de valores de δ O y εHft de rocas plutónicas devónicas de Chile y Argentina con circones detríticos de distintos complejos metamórficos. Tomado de Hervé et al. (2016)

• Si bien ciertos circones de muestras del Complejo Colohuincul (lado Argentino) muestran bordes metamórficos con edades Devónicas, en el lado chileno esto no ocurre, lo que sugiere que el metamorfismo hacia el oeste fue considerablemente menor.

• Si la colisión de un terreno extendido de Chilenia fuese responsable de dicho evento metamórfico, entonces las muestras debiesen estar compuestas de metasedimentos de edades asociadas a Chilenia (580-530 Ma, según Álvarez et al., 2011), sin embargo, estas se constituyen principalmente de metasedimentos de edades post- Ordovícicas.

Figura 3. Representación paleogeográfica de la subducción previa a la colisión de Chaitenia con Patagonia al sur de los 40°S, a la derecha se muestra un perfil de la posible configuración tectónica antes de dicho evento. Tomado y modificado de Hervé et al (2016), y modificado de Draut y Clift (2012).

Con el presente estudio, se busca analizar las edades U-Pb de circones detríticos de rocas metamórficas Paleozoicas de Chile y Argentina, abarcando latitudes que van entre los ~28° y 55°S, con el objetivo de caracterizar los patrones de frecuencia acumulada de cada terreno para reconocer similitudes y diferencias, y así poder realizar una aproximación de los límites de Chaitenia.

1.2. Hipótesis de trabajo

La posible colisión del terreno tectonoestratigráfico de Chaitenia contra el margen de Gondwana presentaría características distintivas con respecto al terreno adyacente de Chilenia, una de estas es la signatura generada a partir del espectro de edades U-Pb de sus circones detríticos, sumado a los indicios de un evento de colisión durante el Paleozoico temprano (Cruz Martínez et al., 2012) y evidencias de sedimentación en el Devónico a partir de contenido fosilífero de triolobites (Fortey et al., 1992). En la presente memoria de investigación y a través del uso de edades U-Pb de circones detríticos asociados a los distintos terrenos acrecionados a Gondwana, es posible validar la existencia del terreno de Chaitenia.

1.3. Objetivos

1.3.1. Objetivo General

Validar y aportar a través del uso de edades U-Pb de circones detríticos de rocas Paleozoicas a la hipótesis sobre la eventual existencia y la posible colisión del arco de isla de Chaitenia contra el terreno de Patagonia.

1.3.2. Objetivos específicos

• Realizar gráficos de frecuencia acumulada vs edad de cristalización (CA) – edad de deposición (DA) para generar patrones utilizando las edades U-Pb de circones detríticos de 67 muestras distribuidas a lo largo del territorio continental de Chile. • Comparar los patrones de frecuencia acumulada obtenidos con los campos de ambiente tectónico propuestos en Cawood et al (2012). • Caracterizar la signatura detrítica de los segmentos estudiados por medio de los espectros de edades de sus circones detríticos. • Correlacionar espacialmente los patrones obtenidos con la ubicación de las muestras para establecer límites tentativos de Chaitenia. • Elaborar una base de datos con los gráficos realizados.

1.4. Metodología

La presente memoria de investigación se llevó a cabo en dos etapas: la primera, de trabajo de recopilación de bibliografía y bases de datos de edades U-Pb en circones principalmente detríticos, en trabajos anteriores realizados en la zona, y la segunda, de trabajo de análisis estadístico y comparativo de la base de datos previamente mencionada.

1.4.1. Trabajo de recopilación de bibliografía

Este trabajo de recopilación se hace con el fin de contextualizar lo que se va a investigar. Esto incluye la lectura de artículos relacionados a la zona en una escala tanto regional como local, adquirir las bases de datos de los circones de las muestras, búsqueda de mapas geológicos y confección de mapas para ubicar las muestras con las que se va a trabajar utilizando softwares de GIS como Google Earth y ArcGIS.

1.4.2. Trabajo de análisis estadístico y comparativo

Esto abarca lo establecido en la sección 1.3.2. de objetivos específicos, utilizando programas computacionales como Microsoft Excel, Isoplot (Ludwig, 2009) y detritalPy (Sharman et al. 2018) para generar los gráficos necesarios de patrones de frecuencia acumulada y de densidad probabilística.

El análisis estadístico consiste en utilizar las bases de datos generadas con las dataciones radiométricas U-Pb de circones detríticos de, en este caso, las rocas metamórficas Paleozoicas. Esto genera un espectro de edades, con el cual se pueden realizar histogramas de frecuencia relativa para identificar períodos donde se concentran edades de circones (Figura 4). A través de estos histrogramas, es posible estimar la edad máxima de sedimentación posible (de aquí en adelante EMSP), con el reconocimiento del o los peaks de tres o más circones más jóvenes, que, para este estudio, serán los indicadores de las EMSP. Otros métodos para estimar la EMSP son descritos en Dickinson y Gehrels (2009).

Por otro lado, se realizarán gráficos de frecuencia acumulada (Figura 5), donde en el eje de las ordenadas se ubica la frecuencia acumulada de los circones detríticos, y en el de las abscisas, la diferencia entre la edad de cristalización (CA) y la edad de sedimentación/deposición (DA), es decir, CA - DA. Esto permite analizar la distribución de edades de circones a lo largo del tiempo geológico, y reconocer períodos de mayor o menor sedimentación.

Figura 4. Ejemplo de histograma de frecuencia relativa de los circones de la muestra CM4-06-10 (ver figura 5), donde se observa una concentración principal alrededor de los 400 Ma. Datos tomados de Hervé et al (2018).

Para este trabajo, se seguirá la metodología utilizada por Cawood et al (2012), quien a través de los análisis de patrones de frecuencia acumulada de circones detríticos de distintas cuencas sedimentarias alrededor del mundo, estableció tres campos principales de ambientes tectónicos (Figura 5), teniendo como premisa que la distribución del espectro de circones reflejan el ambiente tectónico en el cual fueron depositados.

Los estudios isotópicos de todas las muestras utilizadas fueron llevados a cabo en la Research School of Earth Sciences, the Australian National University, Canberra, Australia,

por el profesor C. Mark Fanning. Las dataciones U-Pb de circones fueron hechas utilizando los equipos SHRIMP (Super High Resolution Ion Micro Probe) I y II.

Figura 5. Izquierda: patrones de frecuencia acumulada de circones provenientes de distintas cuencas sedimentarias alrededor del mundo, bajo distintos ambientes tectónicos. Derecha: campos de cada ambiente tectónico, donde A: convergente, B: colisional y C: extensional. También se presenta la forma cuantitativa de determinar a cuál campo pertenece, donde para el paso 1 (Step 1), si la diferencia CA – DA (Crystallization age – deposition age; o Edad de cristalización – edad de sedimentación) es mayor a 150 Ma en el 5% de los circones más jóvenes, caerá en el campo extensional (C), mientras que para el paso 2 (Step 2), si la diferencia CA – DA es menor a 100 Ma en el 30% de los circones más jóvenes, caerá en el campo convergente (A). Modificado de Cawood et al (2012).

1.5. Ubicación de la zona de estudio

Si bien el presente estudio abarca latitudes entre los ~27° y 55°S, esta se concentra aproximadamente entre los ~38°30’ y 44°S, área que, a grandes rasgos, abarcaría el terreno de Chaitenia. Dicha área ha sido delimitada en base a las muestras obtenidas en trabajos 8

anteriores a las cuales se les han realizado dataciones radiométricas U-Pb a sus circones detríticos, que se presentan a continuación en la Figura 6.

Figura 6. Ubicación de la zona de estudio junto con la locación de las muestras (en azul) que serán procesadas estadísticamente. Muestras de Hervé et al. (2003), Hervé et al. (2016), Romero et al. (2017) y Hervé et al. (2018).

2. Marco Geológico

2.1. Marco Geotectónico – Ciclo Gondwánico

2.1.1. Acreción de terrenos

A través del tiempo geológico, múltiples bloques de corteza continental, de menor tamaño que un continente, se han desplazado sobre placas tectónicas hasta acrecionarse contra otros fragmentos de corteza, formando zonas de sutura. El bloque inicial preserva su propia historia y evolución geológica, la cual difiere de las zonas adyacentes a la zona de sutura. Dicho concepto, corresponde a la de terreno tectonoestratigráfico.

El ciclo tectónico Gondwánico (Charrier et al., 2007) se desarrolló entre el Devónico Tardío y el Pérmico temprano. Los eventos con los que se habría determinado el inicio y fin de este ciclo son, respectivamente, la discordancia generada tras el ciclo Famatiniano y los posteriores depósitos sedimentarios en el norte de Chile (norte de 33°S), y el cese o disminución importante de la subducción, asociado a la conformación del supercontinente de Pangea. También es necesario mencionar que este ciclo habría empezado en un tiempo cercano a la colisión de Chilenia con el margen oeste de Gondwana, sin embargo, este sigue siendo tema de estudio, ya que según Ramos et al (1984, 1986), esto ocurrió entre el Devónico Medio y Superior, mientras que Rebolledo y Charrier (1994) y Astini (1996), proponen que ocurrió en el Devónico Temprano.

Además de la colisión de Chilenia con el margen oeste de Gondwana, se ha hipotetizado que el terreno de Patagonia colisionó contra la parte sur del continente en un tiempo similar (Ramos, 1984, 2008), el límite entre ambos terrenos correspondería al actual Lineamiento de Huincul (ver Figura 1). Actualmente, las principales unidades rocosas que representan a este terreno son el Macizo Norpatagónico y el Macizo del Deseado.

La acreción de un posible arco de islas Devónico (de aquí en adelante Chaitenia) fue propuesto en primera instancia por Hervé et al. (2016). Este arco de isla se habría formado en una posición cercana al margen de Gondwana, debido a la escasa diferencia de las

fuentes de proveniencia de circones entre rocas de Chaitenia y del arco Devónico en el Macizo Norpatagónico.

Más hacia el sur, la acreción de terrenos continuó en el Paleozoico Tardío y comienzos del Mesozoico. Ejemplos de esto son los complejos metamórficos de los Andes Orientales (EAMC), Chonos (CMC), Cordillera Darwin (CMCD) y el Complejo Acrecionario Madre de Dios (MDAC). Para el caso de EAMC y CMCD, el espectro de edades de sus circones detríticos ha sido vinculado debido a su semejanza (Hervé et al., 2010).

2.1.2. Evolución geológica en territorio chileno

El ambiente tectónico predominante para el ciclo Gondwánico es de subducción con extensión en el trasarco, cuyos depósitos se ubicaban en la cuenca de Paganzo en territorio argentino (Salfity y Gorustovic, 1983). Hubo también desarrollo de una cuenca de antearco por alzamiento del prisma de acreción (ver Figura 7), cuyo relleno está compuesto principalmente por los depósitos turbidíticos occidentales y los depósitos plataformales orientales, agrupados por Charrier et al (2007). El arco está representado por el arco Puneño (Coira et al. 1982; Niemeyer et al. 1997).

Durante este ciclo, existe una diferencia importante al norte y sur de los 33°S, donde al norte de esta latitud se presenta una historia de sedimentación relativamente bien preservada, ocurrida en una cuenca de antearco (ver párrafo anterior). Esto permitió separar al ciclo Gondwánico en tres etapas, cuya división fue realizada en base a incrementos en la actividad magmática debido a aumentos en la tasa de convergencia y subducción, según los estudios de Vilas y Valencio (1978). Mientras que al sur de esta, hasta los 46°S, predominan rocas intrusivas y metamórficas que afloran principalmente en la parte oeste del territorio chileno, como son el Batolito Costero, y la serie occidental y oriental (Godoy, 1970; Aguirre et al., 1972), respectivamente.

Figura 7. Representación paleogeográfica esquemática al norte de los 33°S entre el Carbonífero Tardío y Pérmico temprano. A: Prisma de acreción; B: Depósitos turbidíticos occidentales; C: Depósitos plataformales orientales; D: Depósitos volcánicos del arco; E: Arco Puneño; F: Cuenca de trasarco de Paganzo; U: Discordancia entre la primera y segunda etapa del ciclo Gondwánico. Modificado de Charrier et al (2007).

2.2. Unidades Morfoestructurales

Como consecuencia del último alzamiento andino durante el Neógeno, se generaron distintas unidades morfoestructurales, que se disponen de manera paralela al margen continental. Estas son, de oeste a este, la Cordillera de la Costa, la Depresión Central y la Cordillera Principal. En el área de estudio hay una gran cantidad de lagos, fiordos e islas, al igual que grandes bosques y volcanes que han ido moldeando la geomorfología de la zona.

Las rocas que componen estas unidades son las siguientes, basadas en el Mapa Geológico de Chile de SERNAGEOMIN (2003) y presentados en la Figura 8:

La Cordillera de la Costa, en la zona de estudio, se compone principalmente de rocas metamórficas Paleozoicas y en menor medida, cuerpos plutónicos Cenozoicos. Localmente se reconoce como la cordillera de Zarao y cordillera Pelada en continente, y cordillera del Piuchén y cordillera Pirulil en la Isla Grande de Chiloé.

La Depresión Central contiene principalmente depósitos no consolidados Cuaternarios de origen aluvial, fluvial, coluvial, junto con depósitos de origen volcánico. Abundan los lagos, fiordos y ríos en la zona.

La Cordillera Principal está compuesta por cuerpos intrusivos Paleozoicos de edad Devónico a Pérmico, Mesozoicos de edades Jurásico y Cretácico, y Cenozoicos de edades Oligoceno a Mioceno. 12

Figura 8. Principales unidades morfoestructurales de la zona de estudio a partir de imagen DEM de la Región de los Lagos. En rojo se marca la cordillera de la costa y en verde la cordillera de los Andes. El espacio entre estas dos corresponde a la depresión central. Tomado y modificado de CIREN (2019).

2.3. Geología Local

Para la geología local, se han considerado los complejos acrecionarios y rocas metamórficas paleozoicas que afloran a lo largo del territorio chileno y en parte del territorio argentino, que contienen muestras cuyos circones detríticos serán procesados estadísticamente (Figura 9).

Figura 9. Mapa geológico con los complejos metamórficos paleozoicos utilizados en el presente estudio. Basado en Hervé et 28al. (2003, 2010, 2013, 2016, 2018, 2019), Varela et al. (2005), Romero et al. (2017).

2.3.1. Rocas metamórficas

Las rocas Paleozoicas existentes en la región de estudio, corresponden principalmente a complejos metamórficos que representan prismas de acreción desarrollados durante el Paleozoico tardío, cuyas características se describen a continuación.

2.3.1.1. Complejos acrecionarios del Paleozoico tardío del norte de Chile (26 – 34°S) (Carbonífero – Triásico?)

Entre los 28° y 29’30°S, forman parte de esta unidad los complejos de Punta Choros, Epimetamórfico de Chañaral (Formación Las Tórtolas) y Estratos de Llanos de Chocolate. Creixell et al. (2016) establece que los primeros dos corresponden a la parte basal de un prisma de acreción y parte frontal de este, respectivamente. Mientras que el último, representaría depósitos volcánicos y sedimentarios de una cuenca de antearco. Bell (1982) infiere edades de sedimentación Ordovícico-Devónicos para las rocas, las cuales formaron parte de un complejo de subducción durante el Devónico-Carbonífero.

Entre los 31° y 32°S, a lo largo del borde costero y de manera discontinua, aflora el Complejo Metamórfico Choapa, compuesto por metabasitas, metachert, metaareniscas y metaconglomerados (Irwin et al., 1988). Es sobreyacida por la Formación Arrayán, que presenta un grado bajo de metamorfismo, que a su vez, está en contacto erosivo con la Formación Huentelauquén, de edad Carbonífero Superior – Pérmico, que sería equivalente a los Estratos de Llanos de Chocolate. (Álvarez et al., 2011). Willner et al. (2008) interpreta que el Complejo Metamórfico Choapa y la Formación Arrayán representan parte de un prisma de acreción. La edad del protolito ha sido inferida como Paleozoica Inferior por Rebolledo y Charrier (1994), mientras que edades de traza de fisión en circón de 274 ± 18 Ma y 272 ± 40 Ma, representarían las edades de peak de metamorfismo.

2.3.1.2. Serie Oriental (Carbonífero - Mississippiense)

Aflora principalmente entre los 34° hasta los ~38°S de forma casi continua a lo largo del borde costero. Al sur de esta latitud, los afloramientos se vuelven escasos y están desplazados hacia el este, esto ha sido asociado al lineamiento de Lanalhue. Consiste en metaareniscas intercaladas con metapelitas, con estratificación preservada, excepto para las zonas más hacia el este (Hervé et al., 2013), y está intruido por el Batolito Costero. Esta serie ha sido interpretada como la parte frontal de un prisma de acreción en un margen continental activo durante el Paleozoico, sometidas a condiciones de metamorfismo de alta temperatura y baja presión. Su edad estimada de sedimentación es de ca. 345 Ma (Hervé et al., 2013).

2.3.1.3. Serie Occidental (Carbonífero – Mississippiense/Pennsylvaniense?)

Aflora de manera esporádica entre los ~34° y los ~35’30°S, y luego al sur del lineamiento de Lanalhue (~38°S), a lo largo del borde costero y continuando hasta los 43°S. Está compuesto por esquistos micáceos, esquistos verdes, cuarcitas y algunos cuerpos de serpentinita. Existe preservación ocasional de estructuras sedimentarias y de almohadillas (pillows) en los esquistos verdes. A diferencia de la Serie Oriental, no está intruida por el Batloito Costero. Ha sido interpretada como la parte basal de un prisma de acreción, sometida a condiciones de metamorfismo de alta presión y baja temperatura. Su edad de sedimentación estimada es de ca. 330 Ma (Hervé et al., 2013).

2.3.1.4. Complejo Metamórfico Bahía Mansa (CMBM) (Carbonífero – Triásico?)

Este complejo aflora entre los 39°30’ y 42°00’S en el borde costero del territorio chileno y consiste en rocas metamórficas de distintos tipos y edades que han sido subdivididos en cuatro tipos litológicos, según Duhart et al (2001). Ha sido asociada a la Serie Occidental debido a las litologías presentes y condiciones de metamorfismo de alta presión y baja temperatura.

• Esquistos pelíticos a semipelíticos: Es la asociación litológica predominante en el CMBM. Son rocas de color gris con foliación desarrollada y bandas cuarzo-micáceas que alternan con bandas de cuarzo. En estas rocas se han distinguido al menos dos eventos de deformación.

• Esquistos máficos: Rocas de color verde a pardo, según su grado de meteorización. A esta asociación litológica también se le ha asociado la presencia de esquistos azules (Kato y Godoy, 1995), como también las metavolcanitas del Zarao (Vildoso, 2017).

• Rocas máficas y ultramáficas: Corresponde a rocas ultramáficas serpentinizadas fuertemente foliadas y recristalizadas.

• Milonitas y ultramilonitas: Sus protolitos corresponden a esquistos maficos y esquistos pelíticos. Análisis de láminas delgadas proponen una deformación post-tectónica.

2.3.1.5. Complejo Colohuincul (Mesoproterozoico?)

Este complejo fue definido por Dalla Salda et al. (1991). Aflora en territorio argentino, en el extremo este de la zona de estudio, en el sector de San Martín de los Andes, y se compone principalmente de rocas metamórficas tipo esquistos, migmatitas y gneises.

Los esquistos son micáceos de grano grueso y color gris oscuro, con otros moscovíticos de una coloración más clara, mientras que los gneises presentan foliación y esquistosidad débil, de composiciones tonalíticas con biotita y sillimanita, biotita y moscovita y biotita y epidota, y graniodioríticas con biotita y hornblenda. Las migmatitas se presentan en tonalidades grises, siendo principalmente epibolitas.

En Dalla Salda et al. (1991), se reconocen dos edades K-Ar en biotita y anfíbol de 354 ± 4 Ma y 324 ± 6 Ma, que corresponderían a edades mínimas de un evento tectonotérmico. Mientras que el protolito lo estiman en una edad de 1250 Ma.

2.3.1.6. Complejo Metamórfico Chonos (Triásico Superior?)

Aflora en el Archipiélago de Chonos, entre los 44° y 46°S. Hervé et al. (1981) reconocieron dos cinturones con orientación norte-sur. Un cinturón oriental formado por turbiditas y cherts pelágicos, con sus estructuras sedimentarias primarias en buen estado de preservación, y un cinturón occidental, formado por esquitos micáceos fuertemente foliados y esquistos verdes. Miller (1979) reconoció tres unidades estratigráficas, Canal King, Potranca y Canal Pérez Sur, interpretándolas como sucesiones progresivamente más jóvenes. Existe presencia de fósiles en la Formación Potranca, los cuales inicialmente fueron asociados a una edad Silúrico-Devónico, sin embargo, Fang et al. (1998), los asocian a una edad Triásico Superior.

2.3.1.7. Complejo Duque de York (Carbonífero – Pérmico Temprano?)

Es parte del Complejo Acrecionario Madre de Dios (Thomson y Hervé, 2002). Aflora en los archipiélagos de Madre de Dios y Diego de Almagro, y en las islas Ramírez, Contreras y Desolación. Entre los 50° y 53°S. Este complejo acrecionario se compone de tres subcomplejos:

• Complejo Denaro: representa basaltos toleíticos de fondo oceánico con una cubierta sedimentaria de cherts metalíferos y con bandeamiento radiolario, pelitas y arenitas calcáreas. Tiene una edad Carbonífero-Pérmico. • Cálizas Tarlton: compuesto por calizas con contenido de fusulínidos, representa depósitos de plataforma carbonatada intra-oceánicas durante el Pennsilvaniano Medio y el Pérmico Temprano. • Complejo Duque de York: compuesto por una sucesión de grauvacas, pelitas y conglomerados continentales menores. Presenta contenido fosilífero de radiolarios de edad Pérmico Temprano. Está depositada sobre los otros dos complejos, con contactos tanto tectónicos como concordantes.

2.3.1.8. Complejo Metamórfico Andino Oriental (Devónico Tardío – Carbonífero?)

Aflora al este del Batolito Patagónico, entre los ~46° y 52°S. Está compuesto por una sucesión turbidítica, mármol y esquistos verdes en su parte norte. Presenta una intercalación de basaltos almohadillados con metaturbiditas en la facies subesquisto verde. Hervé et al. (1998) indica que el metamorfismo es de baja presión, mientras que la edad de sedimentación sería Devónico Tardío – Carbonífero, a partir de fósiles de plantas y huellas de tetrápodos (Ramos, 1989).

2.3.1.9. Complejo Metamórfico Cordillera Darwin (Devónico Tardío – Carbonífero?)

Aflora entre los ~53° y 55°S, con una unidad interpretada como basamento, compuesta por rocas metapelíticas y metapsammíticas, junto con rocas metamórficas de origen ígneo. Sobre esto, una cubierta de rocas volcánicas de la Formación Tobífera (Jurásico Superior) e intruida por cuerpos plutónicos de diversas edades (Hervé et al., 2010). Se caracteriza por ser única entre los complejos metamórficos de los Andes del sur, ya que presenta un alto grado metamórfico y rocas con cianita y silimanita, ubicada en la facies metamórfica de anfibolita. Las edades de sedimentación de los protolitos serían diferentes para la parte norte y sur de este complejo, debido a las diferencias en las edades U-Pb de los circones más jóvenes. Al norte, sería Paleozoico Inferior, mientras que para el sur, sería Paleozoico Superior.

2.3.2. Rocas intrusivas

2.3.2.1. Traquita del Zarao (Devónico)

Descrita inicialmente por Duhart et al. (2001) como un lente de intrusivo hipabisal, expuesto en la Cordillera de la Costa. Tiene textura porfídica y color gris verdoso. Presenta deformación dúctil en sus bordes y frágil en su interior, indicado por cristales de feldespato potásico fracturados. Su edad U-Pb es de 397 ± 1 Ma.

2.3.2.2. Intrusivos de Pichicolo-Chaitén (Devónico)

Aflora en el flanco oeste de los Andes, en el sector de Pichicolo. Corresponde a un cuerpo tonalítico con fenocristales de hornblenda en una masa fundamental de cuarzo y plagioclasa. Edades U-Pb en circón indican edades de 384 ± 3 Ma.

En la zona cercana a Chaitén, en el lago Río Blanco, aflora una tonalita leucocrática de biotita y anfíbola, con fenocristales de plagioclasa en una masa fundamental de cuarzo recristalizado, biotita, anfíbola, epidota y titanita. Acá, las edades U-Pb van entre 370 y 390 Ma.

Mientras que al sureste de Chaitén, en la parte occidental del Lago Yelcho, afloran rocas metamórficas con foliación anastosomada, compuestas por cuarzo, biotita, moscovita y epidota. Las edades U-Pb en los circones, que se asocian a un origen ígneo, tienen edades entre 368 y 350.

3. Resultados

Los resultados obtenidos han sido separados según latitud y/o unidad geológica correspondiente, y son presentados de norte a sur. Los tres primeros segmentos son esenciales para la evaluación de la existencia de Chaitenia, mientras que los cuatro últimos cumplen un rol comparativo, ya que se han estudiado más a fondo y existe mayor conocimiento acerca de la evolución geológica de estos. Material adicional con la información de las muestras se encuentra en la sección de Anexos.

3.1. Norte Chico (NC) (28 – 33°S)

Para este segmento, se analizaron los patrones de frecuencia acumulada de edades U-Pb de circones detríticos de 10 muestras (Hervé et al., 2019) distribuidos entre las latitudes de 28 y 33°S. Es posible separar los patrones de las muestras en tres subgrupos según la forma de la curva, según lo presentado en la Figura 10.

Figura 10. Curvas de frecuencia acumulada para las muestras del Norte Chico, donde es posible subdividirlas según su morfología. 21

• NC1: las muestras FO10106 y FO10133 presentan un peak principal de edad Pérmica (ca. 266, 255 Ma) y otro menor de edad Ordovícica (ca. 443, 486 Ma). La proporción de circones Precámbricos de este subgrupo es inferior al 25%. • NC2: las muestras FO10111, FO10116, FO10132, FO10134 y FO1541 muestran dos peaks principales, uno de edad Pérmica – Carbonífera (ca. 290, 330 Ma) y otro de edad Ordovícica (ca. 455, 471 Ma), con peaks menores de edad Cámbrica (ca. 500, 539 Ma). También se caracterizan por presentar una proporción mayor de circones Precámbricos que NC1, pero menor a NC3. • NC3: las muestras FO10126, FO1557 y FO1563 presentan un peak principal en el Ordovícico (ca. 452, 477 Ma). La proporción de circones Precámbricos es superior al 50% en todo este subgrupo.

Las EMSP son diferentes para cada subgrupo. Las muestras de NC1 tendrían edades similares según Hervé et al. (2019), ambas ca. 240 Ma. NC2 abarca un rango desde ca. 275 Ma hasta ca. 340 Ma, por lo que para efectos de comparación con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012), se considerarán tres casos; ambos extremos y 290 Ma, edad del peak principal según la Figura 11. Mientras que NC3 presenta edades similares para las tres muestras que componen este subgrupo, la cual es ca. 475 Ma.

Figura 11. Arriba: curva de frecuencia acumulada para los tres subgrupos. Las líneas verticales indican la edad de sedimentación de cada uno. NC1 = 240 Ma, NC2 = ca. 290 Ma y NC3 = 475 Ma. Abajo: gráfico de densidad de probabilidad para cada subgrupo, observándose los peaks y distribución característicos de cada uno.

Los resultados obtenidos, en la Figura 12, indican que NC1 cae casi en su totalidad en el campo de ambiente tectónico de subducción. NC2 no presenta mayores variaciones para las edades de sedimentación de 275 y 290 Ma, sin embargo, para 340 Ma, el ambiente tectónico tiende a asociarse levemente a uno colisional. Mientras que NC3 se acerca más al campo de ambiente tectónico colisional.

Figura 12. Comparación de las curvas de frecuencia acumulada con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012), utilizando las edades de sedimentación mencionadas previamente en el caso de NC1 y NC3.

3.2. Zona Central (ZC) (34 – 42°S)

En las latitudes consideradas para ZC, se utilizaron espectros de edades U-Pb de circones detríticos de 11 rocas metamórficas de la Serie Occidental y Serie Oriental, presentadas en Hervé et al (2013), y 3 presentadas en Romero et al. (2017), asignadas a la Serie Occidental.

Es importante considerar que existe una diferencia sustancial en el espectro de edades de circones de la Serie Oeste al norte y al sur de los 39°40’S (Figura 13), mientras que para la Serie Este son similares (Hervé et al. 2013), por lo tanto, es más representativo hacer esta subdivisión.

• Serie Occidental: Al norte de los 39°40’S, los peaks principales son de edad Carbonífera (329 Ma) y Ordovícica (465 Ma), y hay una ausencia importante de circones Devónicos. La proporción de circones Precámbricos es superior al 50% del total. Mientras que al sur de esta latitud, dominan los circones devónicos (peak a los 378 Ma) y Pérmicos (peak a los 284 Ma), con un peak menor en el Ordovícico (471 Ma). La proporción de circones precámbricos alcanza un poco más del 25% del total. 24

Figura 13. Curvas de frecuencia acumulada y gráfico de densidad de probabilidad para la parte norte y sur de la Serie Oeste.

• Serie Oriental: tanto al norte como al sur de los 39°40’S, las rocas de la Serie Este presentan peaks principales en el Carbonífero (346, 343 Ma) y Ordovícico (469, 472 Ma) (Figura 14). En ambos casos la proporción de circones Precámbricos es igual o mayor al 50% del total, sin embargo, en la parte sur son escasos los circones Neoproterozoicos (541-1000 Ma), aunque mantiene una proporción de circones del Mesoproterozoico (1000-1600 Ma) similar a la parte norte.

Figura 14. Curvas de frecuencia acumulada y gráfico de densidad de probabilidad para la parte norte y sur de la Serie Este.

Las EMSP estimadas a través de histogramas de frecuencia relativa (Figura 15) están en concordancia con lo propuesto en Hervé et al. (2013), donde para la Serie Oriental es de ca. 345 Ma. Para la Serie Occidental, las diferencias entre las EMSP entre la parte sur y norte son menores, por lo que es posible estimarla en ca. 330 Ma. En la Figura 16 se presentan los gráficos de curva total con las EMSP estimadas.

Figura 15. Histogramas de frecuencia relativa para las muestras de la Serie Oriental y Occidental, con los promedios de los peaks más jóvenes de sus circones detríticos.

Al comparar las rocas de la Serie Este y Serie Oeste con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012), en la Figura 17, existe una leve diferencia en la morfología de la curva, sin embargo, en ambos casos cae en un campo compartido entre el ambiente de subducción y colisional, con una tendencia a ir más hacia el último.

Figura 16. Comparación de curva de frecuencia acumulada de la Serie Oeste y Serie Este. Las líneas verticales indican las edades de sedimentación estimadas para cada unidad geológica.

Figura 17. Comparación de las curvas de frecuencia acumulada con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012), observándose que la Serie Oeste cae principalmente en el campo de subducción, mientras que la Serie Este tiende más a un campo colisional.

3.3. “Chaitenia” (39 – 44°S)

Entre estas latitudes es donde Hervé et al (2016, 2018) proponen que correspondería al terreno de Chaitenia. Se analizaron los patrones de edades U-Pb de circones detríticos de 17 muestras. Lo distintivo de la signatura detrítica de estas latitudes, es la ausencia prácticamente absoluta de circones de edad Pérmica y los peaks Ordovícicos y Devónicos, este último domina ampliamente en los espectros de edades. Las evidencias de sedimentación en el Devónico están preservada en la muestra FO14165, la cual presenta contenido fósil de trilobites.

FO1525 y FO14101 tienen una escasa población de circones Devónicos , estas muestras tienen sus peaks principales en el Carbonífero (346 Ma) y Cámbrico (507 Ma), y en el Carbonífero (329 Ma) y Ordovícico (479 Ma). En las otras 15 muestras dominan los circones de edad Devónica, alcanzando sobre el 75% del total en algunos casos (FO14103 y FO16109). Las tendencias de las muestras es más fácil analizarlas a partir de los gráficos de densidad de probabilidad, con la Figura 19, ya que los patrones de frecuencia acumulada muestran una gran variedad en su trazado (Figura 18).

Figura 18. Curvas de frecuencia acumulada de las muestras asociadas a Chaitenia.

Figura 19. Gráfico de densidad de probabilidad para las muestras de Chaitenia, observándose los principales peaks devónicos y a lo largo del Precámbrico. 30

La muestra FO14165 tiene una gran importancia al momento de acotar la edad de sedimentación para las rocas de la zona, ya que presenta contenido fósil de trilobites que habitaron durante el período Devónico, hace 407 Ma (Figura 20). Esto permite tener mayor certeza de cuándo fueron depositados los sedimentos que dieron origen a las rocas. Al ubicar la curva total con los campos de ambiente tectónico, cae principalmente en el campo de colisión y en el área donde este campo con el de subducción se traslapan (Figura 21).

Figura 20. Curva de frecuencia acumulada total para Chaitenia. La línea roja indica la edad de sedimentación estimada (405 Ma), a partir de la muestra FO14165 con contenido fósil.

Figura 21. Comparación de la curva de frecuencia acumulada total de Chaitenia con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012).

3.4. Complejo Metamórfico Chonos (CMC) (44 – 46’30°S)

Tres muestras de Hervé y Fanning (2001) fueron analizadas. En la figura 22, se observa que todas presentan peaks principales de edad Triásica (210 – 215 Ma) y Pérmica (275 – 287 Ma), y otros menores de edad Devónico-Carbonífero (350 – 390 Ma). La proporción de circones proterozoicos es similar para los tres casos, entre 15 y 25%. Solo una de las muestras (CE96-03) presenta una población considerable de circones Cámbricos (peak a los 526 Ma).

Figura 22. Curvas de frecuencia acumulada de las muestras del Complejo Metamórfico Chonos, mostrando los característicos peaks triásicos y pérmicos, y la considerable proporción de circones devónicos.

El contenido fosilífero del CMC permite acotar la edad de sedimentación al Triásico Tardío (ca. 210 Ma), en concordancia con los peaks de circones que presenta el espectro de edades en este período.

La curva total para el CMC (Figura 23) indica, en concordancia con las muestras, peaks principales de edad Triásica (212 Ma) y Pérmica (277 Ma), y otro peak menor en el Devónico-Carbonífero (363 Ma). Presenta también una importante población de circones Carboníferos, sin embargo, estos están distribuidos de manera relativamente homogénea en este período, sin generar un peak. Al comparar la curva con los campos de ambiente tectónico, en la Figura 24, esta cae en su mayoría en el campo de subducción, reafirmando lo propuesto en estudios previos.

Figura 23. Curva total de frecuencia acumulada para el Complejo Metamórfico Chonos. La edad de sedimentación estimada es a partir del contenido fosilífero de las rocas.

Figura 24. Comparación de la curva total de frecuencia acumulada para el Complejo Metamórfico Chonos, representando un ambiente de subducción.

3.5. Complejo Metamórfico Andino Oriental (EAMC) (46 – 52°S)

Siete muestras de Hervé et al. (2003) fueron analizadas. A partir de las curvas de frecuencia acumulada (Figura 25), es posible distinguir dos subgrupos, cada uno de estos tendría diferentes EMSP, debido a la diferencia en la distribución de edades de sus circones detríticos, mejor visualizado en la Figura 26.

Figura 25. Curva de frecuencia acumulada mostrando la subdivisión de las muestras en base a los circones más jóvenes que presentan.

• EAMC1: las muestras FF99-05, FF99-01, FO98-P17, SI99-28C y SE99-08 tienen peaks principales en el Pérmico – Carbonífero (278 – 311 Ma), en el Devónico (379 – 404 Ma) y el Ordovícico (460 – 480 Ma). Todas presentan una población de circones Precámbricos que superan el 25%, llegando en algunos casos sobre el 50% (FF99-01 y SI99-28C). Hay alta ocurrencia de circones en ca. 1050 Ma, excepto para FF99-05 y SE99-08. • EAMC2: la característica en común de PS98-01 y VS-11A es un peak en el Ordovícico (455, 475 Ma) y en el Cámbrico (533, 539 Ma). Ambas muestras presentan una proporción de circones Precámbricos superior al 75% del total, con peaks en ca. 1050

Ma. A diferencia de EAMC1, no existen peaks ni población importante de circones de edad más jóvenes al Carbonífero.

Figura 26. Gráficos de densidad de probabilidad para EAMC1 y EAMC2. Se observa como en EAMC1 abundan los circones Pérmico-carboníferos, mientras que en EAMC2 son escasos o no existentes.

Hervé et al. (2003) proponen una EMSP Devónica-Triásico Tardío a partir del contenido fósil que se ha encontrado en la zona. Para EAMC1, la EMSP se estima en 280 Ma, a partir de histogramas de frecuencia relativa. Mientras que para EAMC2, una edad de 460 Ma, usando el mismo método, sin embargo, los patrones de estas muestras son irregulares y complejos (Figura 27).

Figura 27. Histogramas de frecuencia relativa de las muestras de los subgrupos EAMC1 y EAMC2 con circones menores a 1000 Ma, indicando las edades de sedimentación máximas posibles a partir de los peaks más jóvenes de las edades de sus circones detríticos.

Los trazados de las curvas totales de EAMC1 y EAMC2, muestran una diferencia clara con respecto a la edad de sus circones detríticos más jóvenes, observándose en la posición donde comienzan (Figura 28). El primero, se asocia más a uno de tipo subducción, mientras que el segundo, está en la zona de transición entre un ambiente de subducción y uno de colisión (Figura 29).

Figura 28. Curva de frecuencia acumulada total de EAMC1 y EAMC2. Las líneas verticales representan las edades de sedimentación estimadas para cada subgrupo.

Figura 29. Comparación de curvas totales de frecuencia acumulada para EAMC1 y EAMC2. EAMC1 representa un campo de subducción, mientras que EAMC2 se adapta más a uno de colisión.

3.6. Complejo Duque de York (DYC) (50 – 52°S)

Tres muestras de Hervé et al. (2003) fueron analizadas (Figura 30). La característica principal es la gran proporción de circones Pérmicos, superando el 50% en todos los casos, y llegando hasta casi el 75% del total en la muestra MD3. El peak abarca un rango entre 272 y 286 Ma. El resto de los circones está concentrado entre el Carbonífero y el Devónico, con una población menor de circones Precámbricos.

Figura 30. Curvas de frecuencia acumulada para las muestras del Complejo Duque de York. Se observan los característicos peaks pérmicos y también la distribución similar de circones de otros períodos.

La EMSP es del Pérmico Temprano (ca. 270 Ma), estimada a partir de histogramas de frecuencia relativa (Figura 31), el alto porcentaje de circones de este período, indicaría una corta ventana de tiempo entre la cristalización de los circones y su sedimentación.

Figura 31. Edades máximas posibles de sedimentación para las muestras de DYC (de Hervé et al., 2003). Se observa que para las tres muestras, los circones detríticos indicarían una edad máxima posible de sedimentación similar entre ellas.

La similitud en los patrones de cada muestra indica una concordancia en la edad máxima posible de sedimentación, por lo que para caracterizar su ambiente tectónico, se utilizó la edad mencionada en el párrafo anterior. El ambiente que mejor se ajusta a la curva total es de subducción (Figura 32 y 33).

Figura 32. Curva total de frecuencia acumulada para el Complejo Duque de York.

Figura 33. Curva total de frecuencia acumulada comparada con los campos de ambiente tectónico de Cawood et al. (2012). Se observa que representa un ambiente de subducción.

3.7. Cordillera Darwin (Sur de 54°S)

Las 10 muestras analizadas de este segmento, corresponden a edades U-Pb de circones detríticos presentados en Hervé et al. (2010). En aquel artículo, se reporta una diferencia entre las posibles edades de sedimentación del flanco norte y sur de la Cordillera Darwin. Por lo que se analizarán los patrones según la posición geográfica de las muestras.

• Flanco norte: las muestras FO0518, FO0533, FO0751, FO0622, FO0508, FO0539, FO0701 y FO0718 presentan patrones de frecuencia acumulada sin mucha similitud entre ellos (Figura 34). La única característica en común es la presencia de peaks a lo largo del Paleozoico, sin embargo, la edad de estos varía según la muestra. FO0518 no presenta circones más jóvenes que el Cámbrico, con importantes peaks en ca. 530, 600 y 1000 Ma. FO0533 y FO0751 presentan peaks en el Ordovícico (451, 467 Ma) y una proporción superior al 50% de circones Precámbricos, con peaks menores en ca. 1000 Ma. FO0622 y FO0508 tienen sus peaks principales en el Devónico (403, 404 Ma), la población de circones Precámbricos varía, el primero tiene casi un 75% del total, con peaks a los ca. 620, 740 y 1030 Ma. Mientras que el segundo, tiene una población levemente superior al 25%, con un peak menor a los ca. 650 Ma. FO0539 y FO0701 presentan una alta proporción de circones Carboníferos, con peaks a los 337 y 342 Ma, con peaks Precámbricos menores a los ca. 1030 Ma. En tanto, la muestra FO0718 presenta un gran peak (cerca del 75% del total de los circones de la muestra) en el Pérmico (278 Ma), sin embargo, Hervé et al. (2010) asocian esta muestra a fragmentos de DYC o sedimentos más jóvenes intercalados con las rocas del basamento de la Cordillera Darwin.

• Flanco sur: las muestras PIA1, PIA7C, presentan patrones y peaks similares, también distribuidos a lo largo del Paleozoico, no más jóvenes que el Carbonífero (Figura 35). PIA1 tiene un peak importante en el Carbonífero (330 Ma), Silúrico (ca. 430 Ma) y Cámbrico (ca. 530 Ma). Tiene una población de circones Precámbricos superior al 50% del total, con peaks a los ca. 560, 620, 830 y 1020 Ma. PIA7C tiene un grano de edad Carbonífera, sin embargo, sus peaks ocurren en el Devónico (405 Ma) y Ordovícico (477 Ma). La población de circones Precámbricos supera el 50% y tiene peaks a los ca. 550, 625, 1040 y 1200 Ma.

Figura 35. Curvas de frecuencia acumulada y gráficos de densidad de probabilidad para las muestras del flanco sur de la Cordillera Darwin. En este caso, la distribución de edades de circones es similar.

Ambos flancos presentan patrones con peaks a lo largo del Paleozoico, sin embargo, la EMSP para cada una de las muestras varía considerablemente, incluso dentro de cada subgrupo, además, tanto en el norte como en el sur, los patrones de las muestras son similares en ciertos casos, por lo tanto, no es posible utilizar una sola edad EMSP para todo

este segmento, ya que de ser así, su caracterización de ambiente tectónico podría no ser representativa.

Los peaks de la curva total (Figura 36) son principalmente del Cámbrico (519 Ma), Devónico (405 Ma), Carbonífero (337 Ma) y Pérmico (278 Ma), sin embargo, este último puede no ser representativo del basamento de la Cordillera Darwin, ya que ha sido asociado con fragmentos del DYC o sedimentos más jóvenes (Hervé et al., 2010).

Figura 36. Curva total de frecuencia acumulada para las muestras de Cordillera Darwin junto con el gráfico de densidad de probabilidad, donde se observan los principales peaks.

4. Discusión

Con los resultados obtenidos, la discusión se centrará principalmente en la comparación de los patrones de frecuencia acumulada de los segmentos, la situación de la parte sur de la Serie Oeste con Chaitenia, la posible extensión de Chaitenia y el estudio de circones precámbricos.

4.1. Comparación de patrones de frecuencia acumulada

En primera instancia, se puede hacer una comparación general, a grandes rasgos, de los complejos metamórficos estudiados. La subdivisión solo se mantendrá para el norte chico (NC1, NC2 y NC3), debido a que los patrones de las muestras indican diferencias sustanciales en su morfología, en las edades de sedimentación de cada subgrupo y en su ambiente tectónico asociado. El caso de la Serie Oeste, acá considerada como un solo grupo, será abarcado más adelante.

Figura 37. Curvas de frecuencia acumulada de los segmentos estudiados. Siendo posible identificar subgrupos que representarían distintos ambientes tectónicos.

Lo primero que se desprende de la Figura 37, es la similitud en las morfologías de las curvas para segmentos que se encuentran en latitudes diferentes.

NC1, DYC y CMC representan ambientes tectónicos de subducción (S) que se desarrollaron a fines del Paleozoico (CMC) y comienzos del Mesozoico (DYC y NC1). Tienen en común que casi el 70% de los circones fueron depositados en un período tremendamente acotado de tiempo, lo que indicaría que son sedimentos de primer orden, y que además son los circones detríticos más jóvenes, es decir, que no han pasado por procesos de reciclaje de detritos.

Por otro lado, la Serie Oeste, Chaitenia, EAMC, NC2 y Cordillera Darwin representan ambientes tectónicos que caen en el campo de transición entre uno de subducción y colisión (S/C). La morfología sigmoidea de estas curvas representa períodos de sedimentación y/o magmatismo intenso, seguido por un período de relativa calma, donde la cantidad de circones es menor. Esto indica una mayor proporción de circones reciclados provenientes de otras fuentes, seguramente asociados a la erosión de los cratones precámbricos.

Mientras que la Serie Este y NC3 tienen una tendencia más colisional (C). Esto, en base a los resultados obtenidos para cada segmento según Cawood et al. (2012). La morfología de las curvas es similar a las de S/C, sin embargo, el período intermedio de calma de C no está tan marcado.

Las morfologías similares de las curvas posiblemente indican procesos geotectónicos parecidos para estas unidades, pero es necesario destacar que esto no implica que existan relaciones genéticas entre ellas. De todos modos, se muestra la gran variabilidad geotectónica de los principales complejos metamórficos distribuidos a lo largo del territorio chileno.

4.2. La Serie Oeste vs Chaitenia

Las diferencias entre la parte norte y sur de la Serie Oeste resultan trascendentales al momento de generar hipótesis acerca de Chaitenia. Hervé et al. (2013) proponen la exhumación del Batolito Costero en el norte como la razón del peak Carbonífero, proceso que no se dio al mismo tiempo en el sur. Mientras que los peaks del Pérmico y Devónico corresponderían a erosión y/o magmatismo asociados a cuerpos plutónicos del Macizo Norpatagónico y de los flancos de la cordillera de los Andes entre los 39° y 43°S, respectivamente.

Romero et al. (2017) obtuvo edades U-Pb de circones detríticos en rocas metamórficas aledañas al lineamiento de Lanalhue (~38°30’S), latitud que marca el límite entre la Serie Este y la parte sur de la Serie Oeste. En estas, la población devónica es dominante y la proporción de circones pérmicos y carboníferos es menor, lo cual es concordante con las muestras de Hervé et al. (2013).

A modo general, el espectro de edades de circones detríticos de la parte sur de la Serie Oeste es altamente similar al de Chatenia al comparar sus gráficos de densidad de probabilidad (parte inferior de Figura 38), más aun, la drástica transición entre la Serie Este y la Serie Oeste en el lineamiento de Lanalhue, podría ser indicador de una posible zona de sutura entre este arco de isla y el margen de Gondwana (y Chilenia). Kato et al. (2008) reportan metamorfismo de facies eclogita con edades 40Ar-39Ar en hornblenda relicta y micas blancas mayores a 361 Ma, y esquisto azul entre 325 y 308 Ma, en rodados de la zona de Los Pabilos (~41°S). Esto lo interpretan como metamorfismo asociado a subducción, que se mantuvo entre el rango de edades indicado anteriormente. Al vincular esta interpretación con las edades de los principales peaks devónicos y la edad del fósil de Buill, que son más antiguos que el metamorfismo, cabe la posibilidad que la parte sur de la Serie Oeste, corresponda al antiguo prisma de acreción de Chaitenia. En ese caso, sería necesaria una reevaluación de esta unidad metamórfica, ya que no formaría parte de la Serie Oeste, sensu stricto.

Figura 38. Comparación de los patrones de frecuencia acumulada de la parte sur de la Serie Oeste y Chaitenia. Si bien la morfología no es similar, los gráficos de densidad de probabilidad indican peaks similares a lo largo del Fanerozoico.

4.3. Extensión de Chaitenia

Basado en lo anterior, los límites propuestos para Chaitenia (Figura 39) irían desde el lineamiento de Lanalhue (~38°30’S) en la parte norte, esto, a partir de la ubicación de las muestras de Romero et al. (2017) que indican importantes peaks devónicos y una signatura similar a la de Chaitenia en latitudes más al sur, hasta los ~44°S, que corresponde a la ubicación de la muestra FO96-40 (Hervé et al., 2003), la cual fue inicialmente asignada al CMC, sin embargo, esta no presenta los característicos peaks triásicos y pérmicos de las otras rocas, sino que tiene un gran peak en el Devónico, por lo que esta latitud es un firme candidato para el límite sur, ya que más allá de este punto, afloran rocas de dicho complejo metamórfico y también del EAMC.

Figura 39. Posible extensión del arco de isla de Chaitenia, en base a la posición de las muestras y de los cuerpos intrusivos (marcados con cruces) Devónicos en territorio chileno, presentados en Hervé et al. (2016).

4.4. Estudio de circones precámbricos y sus implicancias

La morfología de las curvas de frecuencia acumulada y los gráficos de densidad de probabilidad indican una variabilidad en cuanto a los procesos geológicos por los cuales los distintos segmentos han pasado durante el Fanerozoico, por este motivo es que se hizo la subdivisión en grupos según el ambiente tectónico al que más se asocian (S, S/C y C). Sin embargo, al hacer un estudio a los circones más antiguos que el Cámbrico (541 Ma), no se observan mayores diferencias en la distribución a lo largo del Neo y Mesoproterozoico (Figura 40). Incluso, es posible identificar un gap entre los ca. 650-700 y 900 Ma, y dos peaks principales, uno a los ca. 550-600 Ma y otro de ca. 1050 Ma, para todos los segmentos, aunque existen variaciones menores en algunos casos (Figura 41).

Figura 40. Morfología de la curva de frecuencia acumulada de los segmentos para edades mayores a 541 Ma. Se observa que todos siguen la misma tendencia.

Figura 41. Gráfico de densidad de probabilidad para edades mayores a 541 Ma. En rojo, se muestra el gap entre los ca. 650 y ca. 1000.

Dichos peaks y el gap han sido reportado en las Tasmanidas del este de Australia y en Nueva Caledonia, por Shaanan et al. (2019), por lo tanto, esto podría dar indicios de que el basamento de estas regiones podría ser común (i.e. Antártica), o que ambos fueron afectados de igual forma por la erosión del orógeno Grenviliano.

4.5. Evaluación de la metodología utilizada

El estudio de las edades U-Pb de circones detríticos es un área de la geología relativamente joven, por lo que las metodologías para el procesamiento estadístico de estas bases de datos siguen en proceso de refinación.

Las bases propuestas por Cawood et al. (2012) para determinar los ambientes tectónicos que mejor se adaptan a las curvas, permiten generar hipótesis congruentes con el conocimiento que se posee sobre el margen continental del territorio chileno, con respecto a los episodios de subducción (Complejo Metamórfico Chonos, Complejo Duque de York) y posibles colisiones (Chaitenia, NC3) que han sido predominantes durante el Paleozoico y Mesozoico en la evolución geotectónica de Gondwana. Sin embargo, varios de los complejos acrecionarios no permiten establecer con certeza la edad de sedimentación debido a la ausencia de indicadores bioestratigráficos, por lo que en ciertos casos no es posible comparar las EMSP obtenidas a partir de las edades U-Pb de los circones detríticos con el contenido fosilífero, esto conlleva a darle más peso a los métodos estadísticos, particularmente el de repetitividad.

Por otro lado, el método para determinar la EMSP (YC2σ(3+) en Dickinson y Gehrels (2009)), demostró ser viable para las unidades geológicas que presentan contenido fósil (Complejo Metamórfico Chonos, Complejo Duque de York y Chaitenia). Para esta metodología es de gran importancia considerar la historia geológica de cada unidad, ya que en el caso de la parte sur de la Serie Occidental presenta un peak prominente en el Pérmico, pero no corresponde a la edad de sedimentación de su protolito, Hervé et al. (2013) proponen que estos circones detríticos corresponden a la erosión de cuerpos plutónicos del Macizo Norpatagónico y que la edad de sedimentación de los protolitos es ca. 330 Ma.

5. Conclusiones

A partir de lo presentado y los resultados obtenidos, se concluyen los siguientes puntos.

• La zona del Norte Chico (NC) se divide en tres subgrupos en base a los espectros de edades de circones. NC1 presenta una EMSP triásica (ca. 240 Ma), alta población de circones pérmicos y carboníferos (más del 50% del total), y una baja proporción de circones >360 Ma. NC2 presenta una EMSP pérmico-carbonífera, peaks principales en el Pérmico (291 Ma) y Ordovícico (468 Ma), y una alta proporción de circones precámbricos. NC3 presenta una EMSP Ordovícica (ca. 475 Ma), no tiene circones <300 Ma, su peak principal es en el Ordovícico (474 Ma), y tiene la proporción más alta de circones precámbricos de los tres subgrupos (~60% del total). NC1 y NC2 representan ambientes tectónicos de subducción, mientras que NC3 se asocia más a uno colisional. • La zona central, donde aflora la Serie Este y la Serie Oeste, presenta diferencias importantes en sus espectros de edades con respecto al lineamiento de Lanalhue. Al norte, ambas series muestran esencialmente la misma distribución, con peaks en el Carbonífero (ca. 330, 345 Ma) y Ordovícico (ca. 465, 470 Ma). Al sur, solo la Serie Este mantiene esta distribución, aunque es a partir de una muestra, por lo que no es concluyente. La Serie Oeste, por otro lado, tiene un espectro dominado por circones pérmicos (peak a los 284 Ma), carboníferos (peaks menores) y devónicos (peak a los 378 Ma). Dicho espectro es directamente vinculable con el de Chaitenia. • Las rocas de las latitudes asociadas a Chaitenia presenta un peak principal en el Devónico (385 Ma) y uno menor en el Ordovícico (471 Ma). La edad de sedimentación está acotada a partir del contenido fósil en una de las muestras (ca. 405 Ma). El ambiente tectónico que mejor se ajusta a la curva de frecuencia acumulada es de colisión. • Los complejos metamórficos de Chonos y Duque de York representan ambientes tectónicos de subducción, con circones detríticos de primer orden que reflejan una proximidad a la edad de sedimentación.

• Los complejos metamórficos de los Andes Orientales y Cordillera Darwin presentan espectros de edades altamente similares, con peaks comunes en el Pérmico (289, 278 Ma), Devónico (390, 405 Ma), Ordovícico (472, 470 Ma), Cámbrico (529, 530 Ma). A lo largo del Neoproterozoico y Mesoproterozoico, la distribución de las edades de circones es esencialmente la misma. Es posible inferir una relación genética a partir de las signaturas detríticas de estas unidades geológicas. • A partir de los análisis de los espectros de edades de circones detríticos y observaciones de estudios anteriores, los potenciales límites de Chaitenia van desde los ~38°30’S, en el lineamiento de Lanalhue, hasta los ~44°S, ubicación de una muestra con alta proporción de circones devónicos. Más al sur de esta latitud, afloran rocas del Complejo Metamórfico Chonos, con su espectro característico que muestran una principal población de circones de edad Triásica. • En todos los segmentos estudiados (con variaciones menores en algunos casos), la distribución de circones precámbricos sigue la misma tendencia, donde es posible distinguir peaks en ca. 550-650 y ca. 1000-1100, con un gap entre los ca. 700 y 900 Ma. Estas características también se observan en las Tasmanidas del este de Australia y en Nueva Caledonia, esto implicaría una evolución geotectónica proterozoica similar de los basamentos. Si bien no es posible establecer un vínculo genético entre ellos, sí es posible inferir un sincronismo entre estos. • Las metodologías utilizadas demuestran ser viables con las unidades geológicas de las cuales se tiene registro de contenido fosilífero (e.g. Chonos, Duque de York, Chaitenia). Sin embargo, para las unidades geológicas que no tienen indicadores bioestratigráficos, no es posible establecer con certeza la viabilidad de estos métodos, a pesar de que los resultados obtenidos sí son coherentes con el conocimiento y contexto geodinámico que se tiene de estas. La variabilidad de los complejos acrecionarios y rocas metamórficas presentes en el territorio chileno permitirían refinar los modelos de procesamiento estadístico que existen o generar nuevos, ya que estos se basan en rocas principalmente sedimentarias de las cuales se tiene un amplio registro y certeza de sus edades de sedimentación, pero es importante destacar que en el presente trabajo, estos modelos sí aportaron al desarrollo de los objetivos.

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Anexos

I. Litología y ubicación de las muestras estudiadas

1. Norte Chico

Muestra Litología Unidad geológica FO10106 Micaesquisto Complejo Metamórfico El Transito FO10111 Metaarenisca Complejo Epimetamórfico Chañaral FO10116 Micaesquisto Complejo Metamórfico Punta Choros FO10126 Metagrauvaca Complejo Metamórfico Punta Choros FO10132 Gneiss Complejo Metamórfico Choapa FO10133 Metaconglomerado Complejo Metamórfico Choapa FO10134 Metaarenisca Estratos de La Corvina FO1541 Filita Complejo Metamórfico Choapa FO1557 Micaesquisto Complejo Metamórfico Choapa FO1563 Granofels Complejo Metamórfico Las Cruces

2. Zona Central

Muestra Litología Unidad geológica FO0951 Metaarenisca de Bt-Ms Serie Este Norte FO0955 Metaarenisca de Bt-Ms Serie Este Norte FO0971 Metaarenisca de St Serie Este Norte FO0612 Metaarenisca Serie Este Sur FO0966 Cuarcita Serie Oeste Norte FO0968 Micaesquisto bandeado Serie Oeste Norte FO1015 Esquisto psammopelítico Serie Oeste Norte FO0613 Micaesquisto Serie Oeste Sur FO0811 Micaesquisto de cuarzo Serie Oeste Sur CA15-11 Micaesquisto Serie Oeste Sur CA15-13 Micaesquisto Serie Oeste Sur CA15-26 Micaesquisto Serie Oeste Sur Bt: Biotita; Ms: Moscovita; St: Estaurolita.

3. Chaitenia

Muestra Litología Unidad geológica FO14135 Gneiss de Bt-Ms Chaitenia FO14103 Metaarenisca Chaitenia FO0605 Gneiss bandeado de Bt-Ms Complejo Colohuincul LM1 Micaesquisto blanco Chaitenia FO14109 Arcosa Chaitenia FO1525 Micaesquisto Complejo Colohuincul FO1395 Micaesquisto blanco Chaitenia FO16109 Limolita Chaitenia FO14101 Micaesquisto blanco Chaitenia CM4-06-10 Milonita Chaitenia LM2 Micaesquisto blanco Chaitenia FO96-40 Metaarenisca foliada Complejo Metamórfico Chonos? FO1313 Metaarenisca Chaitenia FO14165 Limolita Chaitenia FO1527 Gneiss granítico Complejo Colohuincul FO14122 Micaesquisto de grano grueso Chaitenia FO14179 Enclave de esquisto Chaitenia

4. Complejo Metamórfico Chonos

Muestra Litología Unidad geológica CE96-25 Metaconglomerado con contenido fósil Complejo Metamórfico Chonos FO96-06 Metaarenisca Complejo Metamórfico Chonos CE96-03 Metaarenisca Complejo Metamórfico Chonos

5. Complejo Metamórfico de los Andes Orientales

Muestra Litología Unidad geológica FO98-P17 Hornfels en esquisto metapelítico Complejo Metamórfico de los Andes Orientales VS-11A Metaarenisca de cuarzo Complejo Metamórfico de los Andes Orientales FF99-01 Metaarenisca de grano fino Complejo Metamórfico de los Andes Orientales FF99-05 Micaesquisto polideformado Complejo Metamórfico de los Andes Orientales SI99-28C Micaesquisto de cuarzo con Complejo Metamórfico de los Andes Orientales porfiroblastos de andalusita SE99-08 Micaesquisto bandeado Complejo Metamórfico de los Andes Orientales PS98-01 Metaarenisca? Complejo Staines

6. Complejo Duque de York

Muestra Litología Unidad geológica MD3 Metaarenisca Complejo Duque de York MD32 Metaarenisca Complejo Duque de York AL1 Arenisca Complejo Duque de York

7. Complejo Metamórfico Cordillera Darwin

Muestra Litología Unidad geológica FO0508 Roca foliada rica en cuarzo con Cordillera Darwin (Flanco norte) anfíbol FO0518 Esquisto bandeado de cuarzo de Cordillera Darwin (Flanco norte) grano fino FO0533 Filita bandeada polideformada Cordillera Darwin (Flanco norte) FO0622 Micaesquisto Cordillera Darwin (Flanco norte) FO0545 Filita bandeada de cuarzo Cordillera Darwin (Noroeste) FO0701 Cuarcita Cordillera Darwin (Noroeste) FO0718 Metapelita carbonatada Cordillera Darwin (Noroeste) FO0751 Micaesquisto con cuarzo Cordillera Darwin (Noroeste) granoblástico FO0642 Cuarcita hornfels Cordillera Darwin (Suroeste) PIA1 Esquisto de cuarzo-biotita con Cordillera Darwin (Flanco sur) estaurolita PIA7C Esquisto con cianita Cordillera Darwin (Flanco sur) FO0539 Filita cuarzosa Complejo Clástico Basal de la Formación Tobífera