U N I V E R S I D A D D E C O N C E P C I Ó N DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA 10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003

ANTECEDENTES PALEONTOLÓGICOS DE LOS ESTRATOS DE CHONCHI, TERCIARIO DE CHILOÉ INSULAR,

QUIROZ, D.1, PALMA-HELDT, S.2, DUHART, P. 1, MUÑOZ, J.1

1Servicio Nacional de Geología y Minería, Oficina Técnica , La Paz 406, Puerto Varas, Chile, [email protected] 2 Departamento Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias Químicas, Universidad de Concepción, [email protected]

INTRODUCCION Chiloé insular se sitúa en la parte centro-sur de Chile e incluye la Isla Grande de Chiloé y numerosas islas menores hacia el oriente o mar interior (Figura 1). Estructuralmente se pueden distinguir, de acuerdo con características morfológicas, geológicas y estructurales, tres segmentos distintivos, denominados Norte, Central y Sur (Muñoz et al., 1999)(Figura 1). Trabajos de mapeo regional han permitido reconocer un basamento metamórfico Paleozoico-Triásico, cubierto por secuencias volcánicas y sedimentarias continentales y marinas, con edades comprendidas entre el Oligoceno y el Plioceno, además de depósitos glaciales y fluvioglaciales del Pleistoceno y sedimentos no consolidados fluviales, estuarinos y de playas del Cuaternario.

Una serie de fotolineamientos satelitales y lineamientos aeromagnéticos de extensión regional, han sido interpretados como fallas (Muñoz et al., 1999) aunque su cinemática y edad no son conocidas (Figura 1). La segmentación estructural de la isla se relacionaría, probablemente, con fallas NS y NW, que han controlado la subsidencia y alzamiento de las cuencas sedimentarias del Terciario y el magmatismo. Estas fallas también habrían limitado el mayor alzamiento relativo del bloque central.

MARCO GEOLÓGICO Rocas metasedimentarias y metavolcánicas se exponen en la porción occidental de la Isla Grande de Chiloé, principalmente en la Cordillera de Piuchén (Figura 1). Metapelitas, esquistos cuarzo- feldespáticos y rocas metabasálticas exhiben metamorfismo en la facies de esquistos verdes, probablemente sobreimpuesto a metamorfismo de alta presión-baja temperatura, tal como lo sugiere la presencia de lawsonita relicta reportada al oeste del área de Castro (Saliot, 1969). Cuarzo, muscovita, clorita y albita son los principales minerales metamórficos constituyentes de las rocas metasedimentarias, con esfeno, apatito, magnetita, hematita y raramente turmalina como minerales accesorios. Clorita, epidota y en menor proporción albita, subordinadamente actinolita y muscovita, son los minerales metamórficos dominantes en las rocas metavolcánicas, con apatito, esfeno y, localmente, escaso cuarzo como minerales accesorios. La deformación y metamorfismo principal que afecta a estas rocas es de carácter dúctil y penetrativo, con desarrollo de foliación. Edades U-Pb en circones detríticos, en rocas del Segmento Norte, indican una edad máxima de depositación en el lapso Devónico Inferior a Medio, mientras que dataciones K-Ar y

Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad. Ar/Ar en muscovitas metamórficas indican un enfriamiento regional ocurrido durante el Triásico (Duhart et al., 1999).

Rocas volcánicas del Oligoceno Superior-Mioceno Inferior (Muñoz et al., 2000), parcialmente sincrónicas con la sedimentación marina, se exponen en los segmentos Norte y Sur, donde han sido denominadas Complejos Volcánicos y Guapi Quilán, respectivamente. Además, cuerpos hipabisales granodioríticos (Plutón Metalqui) y filones mantos y diques subvolcánicos dacíticos (Dacita Gamboa), ocurren en la parte centro-oeste y centro-este del Segmento Central (Figura 1), ambos asignados al Eoceno (Muñoz et al., 2000; Arenas y Duhart, en edición).

Las rocas volcánicas del Oligoceno Superior-Mioceno Inferior incluyen basaltos de olivino- clinopiroxeno, lavas andesíticas y andesítico basálticas. Estructuras tipo cuellos y diques subvolcánicos son frecuentes en las áreas de Polocue y Guapi Quilán. Flujos piroclásticos silíceos y domos vítreos con fragmentos exóticos de rocas sedimentarias han sido descritos en las áreas de Ancud, Pumillahue y Cocotué. Ellos se interpretan como asociados a erupciones explosivas resultantes de la interacción de magmas con sedimentos saturados en agua.

Una secuencia sedimentaria continental, posiblemente más antigua que Oligoceno Superior, llamada Estratos de Caleta Chonos (Antinao et al., 2000), aflora localmente en la parte oeste del Segmento Norte de Chiloé. Los afloramientos incluyen no más de 120 m de conglomerados, areniscas cuarcíferas y areniscas finas laminadas, carbonosas, con improntas de hojas fósiles; se encuentra intruida por diques y cuellos volcánicos del Complejo Volcánico Ancud.

Otra secuencia sedimentaria, conocida como Formación Lacui (Valenzuela, 1982), de origen marino y de edad miocena inferior a media, está expuesta en la porción occidental de los segmentos Norte y Sur de la isla Grande de Chiloé (Figura 1). Los afloramientos incluyen no más de 300 m de conglomerados finos, areniscas epiclásticas, interestratificadas con fangolitas tobáceas y tobas, areniscas cuarzo líticas y micáceas, fosilíferas. Las rocas de esta secuencia contienen invertebrados marinos fósiles y microfósiles del Mioceno Inferior a Medio (Valenzuela, 1982).

Figura 1. Mapa geológico del archipiélago de Chiloé, indicando subdivisiones morfológicas y estructurales y la distribución de los Estratos de Chonchi (modificado de Muñoz et al., 1999). Además, al sur de Cucao, Tavera et al. (1985) describen abundantes fósiles marinos de similar edad, en los Estratos de Cucao (Quiroz et al., en preparación). También, una secuencia marina equivalente con las anteriores ha sido reconocida, localmente, en el sector oriental del Segmento Central, al este de la Cordillera de Piuchén, donde se les ha denominado Estratos de Chonchi (Quiroz et al., en preparación). Finalmente, invertebrados fósiles del Mioceno Inferior-Medio han sido, también, descritos en estratos marinos, interestratificados con flujos de lavas del Oligoceno Superior-Mioceno Inferior, al sur de Bahía Cocotué (Valenzuela, 1982).

Tanto la Formación Lacui como los Estratos de Cucao (Quiroz et al., en preparación) constituyen parte de la Cuenca Chiloé, mientras que los Estratos de Chonchi podrían representar parte de la Cuenca de Ancud. Todas estas unidades sedimentarias marinas serían correlacionables con los Estratos de Cheuquemó y con la parte inferior de la Formación Santo Domingo de la Cuenca Osorno-Llanquihue.

La unidad sedimentaria más joven se presenta como una delgada franja costera en el ámbito del Segmento Central, con afloramientos semicontinuos y subhorizontales de areniscas y limolitas marinas, que sobre la base de su contenido fosilífero han sido asignadas al Plioceno Inferior (Watters y Fleming, 1972).

En Chiloé, materiales morrénicos y glaciofluviales fueron depositados durante el Pleistoceno en asociación con al menos dos principales ciclos glaciales, representativos de los dos ciclos más jóvenes de los cuatro reconocidos en la Región de Los Lagos, denominados, de mas joven a más antiguo, Llanquihue, Santa María, Río Llico y Caracoles (Mercer, 1976; Porter, 1981). Ellos cubren, en gran parte, las rocas sedimentarias terciarias que rellenaron la denominada Depresión Intermedia.

ESTRATOS DE CHONCHI Se ha denominado Estratos de Chonchi a aquellos depósitos de areniscas fosilíferas marinas distribuidos irregularmente en la zona oriental de Chiloe Insular, en los alrededores de la ciudad de Chonchi (Quiroz et al., en preparación) (Figura 1). Las rocas están mejor expuestas en el borde costero a lo largo del Canal de Yal, tanto en Isla Lemuy como al sur de Chonchi, aunque también afloran en Punta Peuque del Estero Castro y, más al sur, en el Estero Compu. En este último sector, se observa la base de las areniscas en contacto depositacional, con discordancia angular, sobre esquistos pelíticos del basamento metamórfico. En la mayoría de los casos el techo de los Estratos de Chonchi es erosivo y subyace a depósitos glaciales del Pleistoceno. Los espesores expuestos no superan los 15 m.

LITOLOGÍAS Y AMBIENTES SEDIMENTARIOS ASOCIADOS Las areniscas se presentan masivas y estratificadas, con variadas estructuras sedimentarias. Estratificación cruzada organizada en conjuntos de “sets” tabulares centimétricos con “foresets” tangenciales a la base; estratificación cruzada angular plana, en partes de escala métrica (tipo dunas), y en sets acanalados de hasta 0,5 m de espesor. También estratificación cruzada ondulosa de bajo ángulo y longitud de onda mayor a 3 m (estratificación cruzada “hummocky”). Aisladamente hay intercalaciones de lentes de areniscas gruesas a conglomerádicas. Algunos bancos de areniscas contienen abundantes concresiones muy heterogeneas en forma y tamaño (vermiformes, lentiformes, ovoides y tabulares). Las concresiones dentro de los cuerpos de areniscas tiende a seguir patrones débilmente estratificados y también aleatorios. Junto con algunas estructuras sedimentarias, las variaciones granulométricas verticales y laterales entre distintos afloramientos sugieren somerización del ambiente depositacional, al menos para las secuencias expuestas.

Secciones transparentes muestran litoarenitas cuarzosas y litograuvacas, las primeras con contenidos mayores a 5% de ooides. Son rocas clásticas de grano fino a medio, con granos minerales y líticos como componente principal en una matriz limosa de color pardo oscuro. Los granos son angulosos y pobremente seleccionados. Compuestos por cuarzo, feldespatos, anfíbolas, piroxenos, micas, fragmentos de rocas volcánicas, opacos y otros menores como pomez, circón, olivino y epidota. Con clorita ocasional como mineral de alteración.

Las estructuras sedimentarias, el contenido de troncos fósiles e improntas de hojas y los palinomorfos en algunos niveles, además de la presencia de fósiles marinos e icnofósiles, permiten inferir ambientes depositacionales litorales a supraneríticos para estas secuencias. No obstante, por una parte, aunque las litofacies textural y composicionalmente inmaduras sugieren una génesis en ambientes marinos más profundos, estas son consistentes en un marco de inestablidad tectónica como el indicado por Elgueta et al. (2000) para la evolución de estas cuencas. También es posible asociar estos depósitos a ambientes marinos restringidos, con desarrollo de sistemas lagunares.

REGISTRO DE INVERTEBRADOS, VERTEBRADOS E ICNOFÓSILES. Al menos tres localidades fosilíferas, dos de ellas con abundancia significativa de invertebrados y una con restos vegetales, se localizan en Isla Lemuy y en el Estero Castro. En Bahía Lincay de Isla Lemuy, afloran bancos de areniscas fosilíferas con estratificación horizontal difusa en capas de espesor variable de escala centimétrica, expuestos en la zona intermareal, con una extensión de al menos 40 m a lo largo de la costa. Muestran una asociación de pelecípodos y gastropodos (en estudio) que conforman una tanatocenocis. Algunos fósiles están fragmentados y otros enteros y bien conservados. Estas capas contienen, además, piezas dentarias de elasmobranquios, las que están en proceso de identificación. Una de éstas, un diente de tiburón (Figura 2) muy bien conservado, de 4 cm de largo, se asignó preliminarmente al género Isirus hastalis, sin embargo Cione (com.pers.) opina que el diente podría corresponder a Isirus hastalis o a Isirus xiphodon. De acuerdo a Cione, este material es concordante con una edad miocena para los estratos fosilíferos y en caso de tratarse de Isirus hastalis, podría corresponder al registro más austral de dicha especie en la costa pacífica. Las demás piezas dentarias encontradas corresponden a rayas asignables al género Myliobatis (Cione, com.pers.).( Figura 2).

En Punta Peuque, al sureste de Castro, afloramientos de aproximadamente 2 m de potencia de areniscas pardo amarillas finas a medias, en parte gijarrosas y concrecionadas, experimentan cambio lateral de facies a areniscas gruesas - conglomerádicas, con clastos redondeados de cuarzo de hasta 2 cm de diámetro. Contienen abundantes restos fósiles de corales, dentalium y pelecípodos, asi como superficies de estratificación intensamente bioturbadas con trazas de reptación.

Al sur de Punta Lucu, en Isla Lemuy, en el límite entre areniscas finas gris oscuro y areniscas medias pardo amarillas, se desarrolla bioturbación bien definida con tubos verticales y subverticales de hasta 30 cm de longitud y 2 a 3 cm diámetro, sin estructura interna, que representarían madrigueras sencillas clasificadas icnológicamente como Skolithos (Figura 2). Además, el hallazgo de troncos fósiles semi petrificados, de escala métrica, cerca de los nieveles bioturbados, permite sugierir ambientes intermareales a submareales para estos depósitos.

REGISTRO PALEOBOTÁNICO Se realizó el análisis de uno de los troncos fósiles encontrados en Punta Luco de Isla Lemuy (asociado a Skolithos). El tronco mide aproximadamente 0,6 m largo por 0,5 m ancho, su parte externa se encuentra parcialmente carbonizada. La mayor parte del tronco está silicificada pero se encuentran restos que conservan su composición leñosa .

Se confeccionaron cortes pulidos y transparentes del tronco fosilizado. Se aprecia la disposición característica de los vasos del Género Nothofagus. Luego de comparar las dimensiones de los vasos conductores, con los de las especies actuales se puede concluir que este leño fósil pertenece al género Nothofagus. Lamentablemente no se puede llegar al nivel de especie porque existen pequeñas diferencias en las dimensiones de los vasos del tronco fósil con los de las especies actuales.

De los Estratos de Chonchi, se analizaron tres muestras con improntas de hojas provenientes de afloramientos de areniscas ubicados inmediatamente al sur de Chonchi. Las areniscas son en parte limosas y muestran estratificación cruzada angular plana y acanalada en “sets” centimétricos a métricos (hasta 2 m).

Muestra 1: Ejemplar en el que se conserva sólo parte de la hoja original, aun así se pueden distinguir detalles de su arquitectura foliar. La lámina es simétrica de forma elíptica-elíptica. El ápice es obtuso y la base redondeada, el margen muestra sectores crenados. La venación es de tipo pinnada craspedódroma simple. La vena principal es fuerte de recorrido derecho no ramificada. Las venas secundarias son opuestas de recorrido derecho y de grosor moderado. El ángulo de divergencia de las venas secundarias es ancho (70°), el cual se hace más agudo en las venas secundarias superiores. No es posible observar detalles de la venación de orden superior. Presenta gran similitud a la arquitectura foliar de N. obliqua aunque no es exacta.

Muestra 2: Ejemplar en el que se conserva la región basal de la lámina, pero se pude distinguir características de la arquitectura foliar. Lámina entera simétrica de forma elíptica ancha. El ápice probablemente es obtuso y la base redondeada. Esta impronta muestra una margen crenados. La venación es de tipo pinnada craspedódroma simple. La vena principal fuerte de recorrido derecho no ramificada. Las venas secundarias son opuestas, tienen un grosor moderado y recorrido derecho. El ángulo de divergencia de las venas secundarias es moderado (50°), el cual se mantiene sin cambios importantes en toda la lámina. No es posible observar detalles de la venación de orden superior. Afinidad botánica con Nothofagus sp. Este ejemplar probablemente represente una especie diferente a la descrita en la impronta muestra 1.

Muestra 3: Lamina asimétrica con ápice obtuso y base aguda. El margen de la lamina es dentado. Presenta una venación pinnada craspedódroma simple, con la vena primaria masiva de recorrido curvado formando un arco suave. Las venas secundarias muestran un ángulo de divergencia moderado casi uniforme en toda la lámina. Estas venas presentan un grosor moderado y su recorrido es derecho. No es posible observar venas de orden superior. No fue posible establecer la afinidad botánica actual.

Un total de cuatro muestras extraídas de un manto lignito-carbonoso, de aproximadamente 1,5 m de potencia, fueron sometidas a análisis palinológico (Figura 3). El manto está compuesto de lignito, limos y restos vegetales compactados con aspecto de turba. Se apoya sobre una difusa superficie de erosión desarrollada en areniscas marinas gris verdosas, con estratificación horizontal plana y concresiones en un arreglo estratificado difuso, de los Estratos de Chonchi. Otros bancos carbonosos, similares al muestreado en composición y relaciones estratigráficas, se encuentran en otros puntos de la costa en Isla Lemuy. Uno de ellos muestra una capa de lignito de potencia variable entre 30 y 50 cm. Sobre ella hay 1,5 m de areniscas limosas grises con horizontes milimétricos de material carbonoso y briznas vegetales. Los horizontes se repiten cada 15 cm indicando estancamientos e inundaciones ciclicas de la cuenca.

Muestra A: Nothofagidites cincta (Cookson) Fasola se presentan en igual proporción que Cyathidites minor Couper (25%), los triletes Gleicheniidites senonicus Ross y Trilites tuberculiformis Cookson (16.6%) y finalmente Retitricolporites (5.5%)m, Psilatricolpites (8.3%) y Spinizonocolpites (2%). No se observaron esporas de hongos.

Muestra B: Se observa mayor cantidad de esporas de hongos, principalmente de Multicellaesporites (Elsik) Sheffy & Dilcher (40.5%), también se observan en este grupo Dicellaesporites y Exesisporites Elsik en menor porcentaje. Monocolpites, Cyathidite minor y Trilites tuberculiformis, no superan el 12 %. Se observa baja frecuencia de Nothofagidites cincta.

Muestra C: Escasa presencia de Nothofagidites cincta gran cantidad de hongos como Multicellaesporites, Exesisporites, Lacrimasporites y Dicellaesporites (en orden descendente de frecuencia), Monocolpites (14.8%), Tricolpites (2.9%), Trilites tuberculiformis y Cyathidites minor Couper(11.8%).

Muestra D: Ausencia de Nothofagidites Principalmente se observa hongos representados por Multicellaesporites, Exesisporites, Dicellaesporites y Lacrimasporites. Se registra Trilites tuberculiformis y Monocolpites en menor frecuencia.

El conjunto polínico, resulta similar a las asociaciones palinológicas de las cuencas oligo- miocénicas de los Estratos de Huequén (Angol), de Lonquimay (Formación Cura-Mallín), de Valdivia (cuencas de San José de la Mariquina, Pupunahue, Máfil, Mulpún), de La Unión (Catamutún), de Osorno (Formación Cheuquemó), de los Estratos de Parga, y de la Formación Loreto (Miembro Loreto-Carbonoso) en Magallanes. Indican una paleoflora antártica de carácter templado-frío y lluvioso (Palma-Heldt et al.,1994; Villablanca, et al., 2000; Torres et al., 2000; Fasola, 1969, Figueroa, 2001).

DISCUSION En el sector costero oriental de la Isla Grande de Chiloe, en los alrededores de Chonchi, se expone una serie de afloramientos de areniscas marinas a las que se ha denominado Estratos de Chonchi. Las litologías de estas rocas, asi como las estructuras sedimentarias presentes en ellas, sugieren un origen asociado a ambientes supralitorales, litorales y posiblemente neríticos.

Figura 2. De izquierda a derecha: Skolithos, diente de tiburón (posiblemente Isirus hastalis) y pieza dentaria de raya (Myliobatis).

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Figura 3 Palinomorfos.1. Multicellaesporites (Elsik) Sheffy y Dilcher 2. Exesisporites sp. 3. Cyathidites minor Couper 4. Gleicheniidites senonicus Ross 5. Trilites tuberculiformis Cookson 6. Retitricolporites sp. 7. Nothofagidites cincta (Cookson) Fasola 8. Spinizonocolpites sp. (Todas 1000x). El hallazgo de fósiles de elasmobranquios, específicamente un diente de tiburón, indicaría preliminarmente una edad Mioceno para estos estratos. Consistentemente con esto, los estudios paleobotánicos realizados a un tronco fósil, improntas de hojas y palinomorfos, sugieren una edad oligo-miocena para estas rocas. Si el diente de tiburón correspondiera al género Isirus hastalis, como se ha sugerido preliminarmente, representaría el registro más austral de dicha especie en la costa del Pacífico.

Los fósiles de elasmobranquios y de corales, en las areniscas de los Estratos de Chonchi, permiten suponer condiciones relativamente cálidas de las aguas al momento de la depositación, lo que resulta consistente con la situación global, para estas latitudes, de oceanos templados en el límite Oligoceno-Mioceno. Por otro lado, el registro paleobotánico en los bancos carbonosos, sobre los Estratos de Chonchi, indica temperaturas templadas a frias y precipitaciones o humedad altas, indicando a lo menos, importantes variaciones climáticas en el lapso de la transición de los ambientes.

Las evidencias paleontológicas así como la posición estratigráfica y las litofacies de los Estratos de Chonchi permiten sugerir su equivalencia con los Estratos de Parga de la cuenca de Chiloé y, más al norte, con los Estratos de Cheuquemó y con parte de la Formación Santo Domingo de la Cuenca de Llanquihue.

Las secuencias en los Estratos de Chonchi sugieren una condición local regresiva o granocreciente para este episodio depositacional de la cuenca de Ancud. Si la secuencia representativa de la cuenca de Chiloé muestra una transgresión a partir del Oligoceno tardío, y de acuedo a Elgueta et al. (2001) ésta no ocurrio en un episodio continuo único, sino en una serie de pulsos, es posible que esta situación local represente uno de los estados entre tales pulsos.

Los mantos carbonosos encontrados sobre los Estratos de Chonchi se enmarcarían dentro de los ambientes transicionales, parálicos asociados a estuarios y/o lagunas indicados por Elgueta et al. (2001) para el modelo transgresivo de las cuencas terciarias, y su ubicación geográfica dentro de este esquema podría sugerir un posible diacronismo de los ambientes generadores de carbón .

AGRADECIMIENTOS Esta contribución es parte del proyecto “Estudio Geológico y Ambiental de Chiloé Insular y del sector occidental de la IX Región”, financiado por el SERNAGEOMIN y su publicación es auspiciada por la Subdirección Nacional de Geología. Se agradece al Dr. Alberto Cione, Universidad de la Plata, Argentina y al Dr. Alfonso Rubilar, Laboratorio de Paleontología del SERNAGEOMIN.

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