1. No category

ANS. INST. PAT., Punta Arenas (Chile), Vol. 7, 1976.
LA
CORDILLERA
PATAGÓNICA:
SU DIVISIÓN Y RELACIÓN CON LA
PENÍNSULA ANTARTICA
*
MANUEL SUÁREZ D.
SUMARIO
Se establece la división de la Cordillera Patagónica en dos regiones geotectónicas
distintas a partir del Jurásico Superior Cretácico Inferior, período en que se habría
comenzado a separar el Atlántico Sur. Esto sugiere una redisposición de las placas litosféricas durante ese período. Se estima que el límite entre estas dos provincias geológicas
estaba localizado en alguna parte entre los 47* y 51* Lat. Sur., y que probablemente co
rrespondió a un límite de placas.
Se analizan esquemáticamente las relaciones geológicas de la Cordillera Patagónica
del Sur (Cordillera de Magallanes) con la Cordillera Patagónica del Norte (Cordillera de
Aisén) y con la Península Antartica, sugiriéndose hipótesis acerca de la evolución geoló
gica de esas regiones.
-
ABSTRACT
The two-fold división of the Patagonian Cordillera in two regions with different
geological histories since de Upper Jurassic Lower Cretaceous, at about the time of the
opening of the South Atlantic, is established. This suggests a major rearrangement of
lithospheric plates during this period. It appears that the boundary (píate boundary?)
between these two Upper Mesozoic geological provinces was located around Lat. 47*
-
-
51*S.
The geological relationships of the Southern Patagonian Cordillera (Magallanes Cor
dillera) with the Northern Patagonian Cordillera (Aisén Cordillera) and with the Antartic
Península are reviewed, and suggestions regarding the evolution of the Patagonian Cor
dillera
are
discussed.
desmembrada de ella (MATTHEWS, 1959
INTRODUCCIÓN
Patagónica, definida
el segmento de los Andes que se ex
tiende al sur de los 40? -42 Lat. S. (FEEn la Cordillera
como
RUGLIO, 1949),
se
distinguen dos regio
historias geológicas
desde Jurásico Superior
Cretácico Infe
rior. Hacia el sur la Cordillera Patagó
nica se continúa en la parte norte del Ar
nes
con
diferentes
-
co
*
de Scotia, que parece
Aceptado para
su
ser
publicación
en
una
sección
diciembre de
1976.
■*
Departamento de Geología General, Instituto de
Investigaciones Geológicas.
;
DALZIEL y ELLIOT, 1973). Esta revisión
de la geología de la Cordillera Patagóni
ca
amplía conceptos previos acerca de
(AUBOUIN,
ai, 1973; GANSSER, 1973; DALZIEL
ai, 1975 a).
la división de esta cordillera
et
et
La Cordillera Patagónica en la actuali
dad es divisible en dos regiones tectóni
cas distintas a lo largo de la zona donde
la Dorsal de Chile intersecta el continen
te, cerca de los 47? 30' Lat. S., con alta
sismicidad y volcanismo al norte y sólo
rara actividad reciente al sur (BARANZANGI y DORMÁN, 1969; HERRÓN y
HAYES, 1969).
106
MANUEL SUÁREZ D.
La información existente sugiere que
las diferencias geológicas entre la Cordi
llera Patagónica del norte y del sur pue
den remontarse hasta el Jurásico Supe
rior-Cretácico Inferior, coincidiendo con
el período en que se habría comenzado a
separar el Atlántico del Sur (DIETZ y
HOLDEN, 1970; LARSON y LADD, 1973).
Según la distribución de las ofiolitas Me
se estima que el límite entre es
dos provincias geológicas que carac
terizan la Cordillera Magallánica del Me
sozoico Superior estaba localizada en al
guna parte entre los 47? y 51? Lat. S. (Cf.
sozoicas,
tas
DALZIEL et
al,
1975 a).
Durante el Jurásico Medio
a
Superior,
volcánico
cuenca
y
marginal
(KATZ,
1973; DALZIEL et al., 1974; SUÁREZ y
PETTIGREW, 1976). Se han reconocido
franjas tectono-estratigráficas
cuatro
pa
ralelas al margen del Océano Pacífico, que
alejándose de éste son (Figs. 1 y 2): 1)
franja Permo-Carbonífera (CECIONI,
1955) que en parte representa un com
plejo de subducción (sedimentos y pillow
lavas de Madre de Dios; DALZIEL et al,
1975 a); 2) una asociación de arco de islas
volcánicas ensiálicas (Formaciones Hardy
e
Isla Annenkov; SUÁREZ y PETTI
GREW, 1976) con raíces de rocas tonalíticas pertenecientes al Batolito Patagóni
co (cadena magmática), y relacionadas a
una
de subducción de manteo hacia
de la segmentación del orógeno Pa
tagónico, la mayor parte de la Patagonia
fue lugar de un extenso volcanismo de
composición acida (sobre 1.000.000 km2
de acuerdo a los datos de FERUGLIO
(1949), que fue principalmente subaérco
pero con algunas erupciones submarinas
hacia el Océano Pacífico. La extensión de
este volcamiento pone en duda un origen
solamente relacionado a subducción de la
corteza del Océano Pacífico bajo Patago
nia, y sugiere que al menos parte de este
volcanismo se habría generado por fu
sión cortical inducida por diapirismo del
manto conectado a esfuerzos tensionales
relacionados a la separación de Sudamé
rica de África (DALZIEL, 1974; SUÁREZ
una zona
PETTIGREW, 1976). La participación
de procesos de fusión cortical en la gene
ración de algunas de las rocas de la For
mación Tobífera, está sustentada por aná
nal y que en Cordillera Darwin han dado
una edad radiométrica del Jurásico Supe
antes
y
lisis geoquímicos para las rocas de esta
formación expuestas cn Isla de los Esta
dos (SAUNDERS y WEAVER, 1975, com.
pers.).
Con posterioridad al Jurásico Medio
Superior se desarrolladon dos regiones
con historias geológicas diferentes en lo
que actualmente constituye la Cordillera
Patagónica.
-
CORDILLERA PATAGÓNICA DEL SUR
(CORDILLERA
DE
MAGALLANES)
Durante el Jurásico
Superior -Cretácico
Inferior la Cordillera Patagónica del Sur
o Cordillera de Magallanes, como se pro
pone llamar aquí, fue el sitio en que se
desarrolló un sistema de arco de islas
(KATZ, 1973; DALZIEL et al.,
1974); 3) una cuenca marginal formada
durante el Jurásico Superior-Cretácico In
ferior por separación del continente, se
el este
por el emplazamiento de al menos la
parte superior de una secuencia ofiolítica
guida
(KATZ, 1973; DALZIEL
geoquímicamente
corteza
a
et
al., 1974) afín
las capas 2 y 3 de la
oceánica (SUÁREZ, 1976 a, en
TARNEY et al., en prepara
preparación;
Turbiditas volcaniclásticas princi
palmente derivadas del arco de islas (For
maciones Yahgan y Cumberland Bay) se
depositaron en esta cuenca (DALZIEL et
ai, 1975 b; SUÁREZ y PETTIGREW,
1976). Rocas graníticas pre-cuenca margi
ción)
.
rior (DALZIEL, 1975,
com.
pers.),
expues
el lado este y norte de esta cuenca,
podría representar las raíces de un arco
volcánico remanente (remnant are) que
podría haber generado al menos parte de
las rocas volcánicas acidas del Jurásico
Medio Superior de la Formación Tobí
tas
en
-
fera (DALZIEL
PETTIGREW,
et
al.,
1975 a; SUÁREZ y
una
secuencia
1976); 4)
principalmente de pizarras acuñadas hacia
el este y con intercalaciones de margas y
areniscas depositadas en la plataforma y
talud continental (Formación Zapata;
NATLAND et
El
arco
al., 1974).
de islas, la
cuenca
marginal
y
la parte sur y occidental de los depósitos
de plataforma fueron deformados y alza
dos durante el Cretácico Medio (HALPERN y REX,
1972).
60°W
1
I
I
I
Fig. 1. Representación esquemática de las unidades tectono-estratigráficas del Jurásico
Superior Cretácico Inferior de la Cordillera Patagónica (información de DALZIEL ef al..
-
1974, 1075; CECIONI y CHARRIER 1974; SUÁREZ y PETTIGREW, 1976; SUÁREZ, 1976 a).
CM. asociación de cuenca marginal; CMP, cadena magmática principal; en la Cordillera
Magallánica algunos granitoides también afloran a lo largo del lado continental de la
cuenca marginal, representando en parte un arco remanente (remmant are, DALZIEL, eí
al., 1975 a; De WITT, en prensa) ; M, rocas metamórficas pre-Jurásicas en el are trench
gap, que incluyen una franja de alta presión y baja temperatura (complejo de subduc
ción) en el sur (DALZIEL et al, 1975) y posiblemente en el norte (SALIOT, 1968), donde
están localmente sobreyacidas por rocas piroclásticas del Jurásico Superior Cretácico
Inferior (ESPINOZA y FUENZALIDA, 1971) ; LP, zona donde se infiere existiría el límite
(¿de placas?) de dos provincias geotectónicas Q.transform fault?); S, en gran parte lutitas euxínicas sobre corteza continental, en Aisén engranan hacia el oeste con rocas pi
roclásticas v hacia el este con areniscas (SKARMETA, 1976 a).
-
-
108
MANUEL SUÁREZ D.
Durante el Cretácico Superior se desa
rrolló una cuenca marina entre esta proto-Cordillera y el cratón Patagónico, en
la que se depositó flysch seguido por molasa (CECIONI, 1975; KATZ, 1963, 1973).
Estas secuencias fueron deformadas du
rante el Eoceno y Mioceno (KATZ, 1973).
Los procesos de subducción de la cor
teza del Océano Pacífico bajo Patagonia
habrían continuado durante el Cretácico
y Terciario, como lo evidenciarían el em
plazamiento de plutones graníticos duran
te esos
períodos (HALPERN, 1973).
LA CORDILLERA PATAGÓNICA DEL
NORTE (CORDILLERA DE AISEN)
La
a una zona de
subducción de manteo al este. Las lutitas
de la Formación Coyhaique, del Jurásico
Superior -Cretácico Inferior, expuestas al
este del batolito sobreyacen y a su vez
infrayacen a secuencias volcánicas subaéreas, habiendo sido depositadas en un am
biente euxínico (CECIONI y CHARRIER,
1974), posiblemente separado del mar
abierto al oeste por la inferida cadena
volcánica (SUÁREZ, 1976 a). La existen
cia de lavas y rocas volcaniclásticas sub
marinas de composición intermedia y po
siblemente contemporáneas hacia el oeste
nica ensiálica relacionada
ESPINOZA
(Formación Traiguén;
y
FUENZALIDA, 1971; CECIONI y CHA
RRIER, 1974), apoyan la existencia de un
de islas activo durante ese período.
estratigrafía Meso y Cenozoica de la
Cordillera Patagónica del Norte o Cordi
arco
llera de Aisén,
muestra
nar
propone denomi
como se
aquí, comprende secuencias
plegadas
mente
das por
ticas
rocas
y
suave
principalmente domina
volcánicas acidas a basál
no ha sido recono
(Fig. 2); flysch
cido y, si bien esporádicas exposiciones
de pillow lavas existen
la
en
zona
(ESPI
FUENZALIDA, 1971), ellas no
formar
parte de una secuencia
parecen
NOSA y
SKARMETA (1976 a) de
la existencia de rocas volcánicas
del Cretácico Inferior a ambos lados del
Batolito Patagónico, las que, alejándose
divergentemente del batolito, engranan
lateralmente con sedimentos marinos ;
con lutitas de la Formación Coyhaique
hacia el este, y hacia el oeste las rocas
Recientemente,
volcánicas de la Formación Traiguén
interdigitan
con
se
sedimentos marinos.
ofiolítica.
Las
exposiciones de plutones graníticos
cubren
un
con una
ESTRUCTURA
área mayor que hacia el sur,
a
lo largo de la
con
afloramientos
franja principal
cordillera misma pero
dispersos, principalmente emplazados en
el archipiélago
rocas metamórficas, en
(STIEFEL, 1970).
La historia estructural de la Cordillera
Patagónica del
sur
y del norte
es
también
diferente.
En el sur un estilo estructural hetero
géneo caracteriza tanto a las asociaciones
Lawsonita, que usualmente ocurre re
lacionada a esquistos de glaucofano, ha
del
sido observada en rocas pre-Jurásicas de
la Isla de Chiloé (SALIOT, 1968), sugi
riendo la posible presencia de una franja
metamórfica de presión alta y tempera
tura baja (complejo de subducción) en la
Cordillera de Aisén. Resultados radiomé-
formada
arco
ginal,
de islas
como
de la
y
metamorfizada
polifásicamente deformada
zada
cuenca mar
pero siendo la anterior la más de
(localmente
y metamorfi
las facies de esquistos verdes y
a
an-
fibolita; DALZIEL et ai, 1974; SUÁREZ y
PETTIGREW, 1976). La intensidad del
plegamiento en los depósitos de la plata
tricos preliminares (MUNIZAGA, infor
mación inédita, Instituto de Investigacio
forma y talud continental y sedimentos
Geológicas) sugieren que el emplaza
miento del Batolito Patagónico del Norte
ocurrió durante el Jurásico Superior Ter
ciario, por tanto yuxtaponiéndose en el
tiempo al volcanismo de la región (Fig.
2). En consecuencia, un modelo simplifi
cado para esta región durante el Mesozoi
co Superior también considera partes del
Océano Pacífico (KATZ, 1973). Sin em
bargo, en el norte las secuencias del Me
sozoico Superior están tan solo suave
nes
-
batolito
como
raíces de
una
cadena volcá
sobreyacientes
mente
zadas
decrece
alejándose
del
y localmente metamorfilas facies de prehnita pumpellita
plegadas,
a
(HARRON y SUÁREZ,
-
en
preparación).
Este estilo estructural estaría relaciona
a la existencia y posterior cierre de la
cuenca marginal de corteza "semi-oceáni-
do
1
(
0
°\
1
<-
^«q/is
>
\ ~;0
>
i>
l
7
>
>
\
"•* i
''-'*"
■
>
'A'-"'
*>,
a'.;
■;
'
>
•
i" *< l '•
>
«
o
_
l
/
—
V
c
I
o
\
O
1( i°!i
=3
—
¡°\)
\ *0
M
\
—
▲
o
*•
'. ÍA
"
'
,'Ü S '- A-'~.
^
<
•/§«,- ***■ "í <T
<
-
A2
>
+
+
4-
4-
+
+
44-
4-
\
'C """
a'-A'
+
4-
(+ +
1-
.'
• o
< 01
)
+
°-
5
UJ
^
"-.
c 3-*
W-
-
'l,f
r
ft> iti
1
+
1
\?
+
6^ 4-
si>
,•
]<'-'
"
V ,'-¿'ó»
°
\1
/
4-
lS
o.
i
f
+
<^
8
S
"
-Af'
>
"
/
■
,',;-7
▼S:
>
f>
)~
77TT
I
••••l¿
>
l"~-^
+
+
fe
4-4-
r
4-
„.+•
F
-+■
ce
o
f „S 2.4- +
£l¡
\8|-!+
1 ola.
+
4-
+
4-
t-
I
+
+
4-
4-
I-
+
-1-
+
\
+
/
4-
<t
+
+
+
+
+
+
+
+
4-
+,+
+
+
+
«■
1-
+
+
+
+«..
+
,
4-
-
o
z
o
•»
ic
0 o
o
)s
/
O.
<
ce
,t
'
f
fc
»
,
*
> >
•.
*
»
»
,
'
*
»
'
«
>
t<
A
*
f*
>
O
CC
O
,
r
O 3
-o •>'
»•
1
»
»
*■
|-b1
W S
«
\u
'■
*
>
<•
,
,
<»
•s«
c
•i*
.E'
•i:
•
•E.
/ // //
^
\
•
•
•
ce
c
O
CC
<
z
tt:
ÜJ
i-
<
o
j
V//
»</>•
O
oc
<
O
ü
<
F-
ce
UJ
F-
o
ce
O
ÜJ
ce
o
ce
O
2;
o
UJ
a
ujf-
c
O
—
\
ce
o
o
UJ
ÍO
ü
o
SI
CC
LÜ
Q.
ID
o
cc^
u"
y
§
~
o<
o
o
o
<
CC
3
<
CC
~2
-o
o
LÜ
_l
<
a.
3
2. Tabla teclono-cslraligráfica esquemática de la Cordillera Patagónica. Línea ondulada gruesa indica plegamienlo y su inten
sidad relativa. Línea ondulada tina indica discordancia. Flechas negras indican dirección de derivación sedimentaria, (a) filitás. esquistos
en
forma subordinada gneises polifásicamente deformados y en parte de edad Devónica en el norte (LEVI et al., 1966); (b) asocia
y
ción de Madre de Dios: turbiditas. pillow lavas, chert y calzas (CECIONI. 1955: DALZIEL et al.. 1975): (c) Formación Tobífera cn
el sur (DALZIEL, 1974; SUÁREZ y PETTIGREW. 1976) y Formación Elizaldc cn el norte (CECIONI v CHARRIER, 1974);
(d)
Formaciones Hardy c Isla Annenkov (SUÁREZ y PETTIGREW, 1976); (e) parte superior de una secuencia ofiolítica (DELZIEL
et al., 1974; SUÁREZ y PETTIGREW. 1976; SUÁREZ. 1976 a); (f) Formaciones Yahgan v Cumberland Bav
(DALZIEL et al., 1974SUÁREZ y PETTIGREW. 1976); (g) Formación Zapata y unidades del Distrito Springhill (NATLAND et al., 1974); (a) Formación Ce
rro Toro
(KATZ. 1963); (i) KATZ. 197r, DALZIEL et al., 1974; SUÁREZ. 1976 a); (j) sedimentos marinos de aguas someras (NAT
LAND el al., 1974); (k) Formación Palomares (NATLAND et al., 1974); <m) Volcánicos de Packsadle (SUÁREZ. 1976 a); (n) lutitas
Formación
Coyhaique (CECIONI y CHARRIER, 1974), hacia el oeste engranan con tocas volcánicas v hacia el este con
la
de
arenis
cas
(SKARMETA, 1976 a): (n) Formación Divisadcro (ESPINOZA y FUENZALIDA, 1971; CECIONI y CHARRIFR 1974)- (ol For
mación Traiguén (ESPINOZA y FUENZALIDA, 1971): (p) Sirehuao (SKARMETA. 1976 b); (q) Formación Galera (SKARMFTA
1976 b); (r) sedimentos de Islas Ipun y Guamblin (FUENZALIDA y MARTÍNEZ. 1970); (s) basaltos (SKARMETA
1976 b>- (ll al
zamiento del Terciario Medio (SKARMETA. 1976 b).
Fig.
110
MANUEL SUÁREZ D.
ca"
entre
dos
bloques ensiálicos
(cf. DALZIEL
et
ai,
en
el
sur
1975 a).
geológicas de la Cor
del
Sur pueden reco
Patagónica
nocerse desde el Cabo de Hornos hasta
los 51" Lat. S., donde ha sido reconocida
la exposición más meridional de la se
cuencia ofiolítica del Mesozoico Superior
(DALZIEL et ai, 1975 a). Por otra parte,
la geología de la Cordillera Patagónica
del Norte como ha sido descrita acá, se
ha reconocido hacia el sur sólo hasta los
Las características
dillera
47? Lat. S. Por lo tanto,
que el límite entre estos
puede inferirse
dos segmentos
cíe la Cordillera Patagónica
estaría
guna parte entre los 51? y 47? Lat.
en
S.,
hacia el
oeste
de la
franja principal
de
afloramientos del batolito expuesto al sur
de los 48? Lat. S. (INSTITUTO DE IN
VESTIGACIONES GEOLÓGICAS, 1968),
a la separación del conti
nente detrás del arco de islas por la gene
ración de corteza oceánica durante la for
mación de la cuenca marginal durante el
Jurásico Superior -Cretácico Inferior. En
la Patagonia extra-cordillerana, los 48?
Lat. S., aparentemente definen el límite
sur del volcanismo del Cretácico Superior
podría deberse
(FERUGLIO, 1949; VOLKHEIMER, 1969;
SILLITOE, 1974), y en esa región hubo
a sur un alzamiento gradual del
durante el Cretácico (CECIONI y
CHARRIER, 1974) sospechándose el de
sarrollo de abombamientos térmicos rela
cionados a volcanismo.
Como hipótesis de trabajo puede con
siderarse que durante el Jurásico Supe
rior el límite entre estas dos regiones geo
tectónicas fue un límite de placas, posi
blemente una transform fault de tipo fo
sa a dorsal(es) de distensión de "Tras Ar
co de Islas" (trench lo back-arc spreading
de norte
terreno
ridge (s) lipe). Alternativamente, es po
cuenca marginal haya desapa
recido gradualmente hacia el norte, refle
jándose en el norte la distensión de "tras
sible que la
arco" de islas volcánico en el desarrollo
de la cuenca marina donde se depositaron
las rocas de la Formación Coyhaique.
La causa del desarrollo de una cuenca
marginal
en
la Cordillera Patagónica del
pero podría ser relevan
te de que ella existió al sur de la latitud
Sur
no se conoce
COMPARACIÓN ENTRE LA
CORDILLERA PATAGÓNICA DEL SUR
Y LA PENÍNSULA ANTARTICA
al
que
desafortunadamente es una zona poco co
nocida geológicamente. El desplazamien
to
de la falla transform del Escarpe Falk
land. La posibilidad de que hubiese habi
do una relación entre la generación de una
dorsal de distensión (spreading ridge) a
io largo del margen oriental de Sudamé
rica al norte del Escarpe Falkland y la
ausencia de una cuenca marginal a lo lar
go del margen occidental de esa parte del
continente son problemas para futuros
estudios.
Numerosos autores (ej. MATTHEWS,
1959; DALZIEL
ELLIOT, 1971, 1973)
han
y
apoyado la hipótesis del desmembra
miento de una conexión continental con
tinua entre los Andes australes y la Pe
nínsula Antartica. Sin embargo, se esti
que las correlaciones previas han
comparado diferentes elementos geotectónicos de cada región (ej. DALZIEL y
ma
ELLIOT, 1973; KATZ, 1973),
que
y
franjas tectono-estraligráficas
se
cree
compa
rables a aquellas de la Cordillera Patagó
nica del Sur estarían representadas en la
Península Antartica como se muestra es
quemáticamente en la Fig. 3.
La presencia de un complejo de sub
ducción pre-Jurásico bordeando el mar
gen occidental de la Península Antartica
estarían indicado por la existencia de es
quistos de glaucofano, y de yawsonita y
anfíbola sódica y de dunita en las Islas
Shetland del Sur (SMELLIE y CLARKSON, 1975; RIVANO y CORTÉS, 1976).
La posible ocurrencia de un complejo si
milar en la Isla Alexander ha sido tenta
tivamente sugerido por SUÁREZ (1976
b). Sin embargo, en este último caso si
las pillow lavas supuestamente origina
das en una dorsal de distensión, están
realmente intercaladas con areniscas y lu
titas pre-Jurásicas fuertemente cizallados
(BELL, 1973), debe considerarse una hi
pótesis alternativa. (SUÁREZ, 1976 a). Se
estudios futuros, particular
la geoquímica de estas pillow
lavas de la Isla Alexander, a fin de discri
minar entre otros ambientes tectónicos
requieren
mente en
posibles para el emplazamiento de estas
pillow lavas: arco de islas, cuenca margi
nal o toleitas de intra-placa.
LA CORDILLERA
PATAGÓNICA
ISLA
ALEXANDER
CUENCA DE
O
200
I
I
FORE-ARC OIKTRA-ASCO
Fig. 3. Interpretación paleográfica de la Cordillera Patagónica del Sur
y de la Península
Antartica durante el Jurásico Superior Cretácico Inferior (modificado de SUÁREZ. 1976
b). La línea punteada en la Península Antartica indica posible extensión de una península
volcánica durante el Mesozoico Superior. Línea punteada de la fosa pre-Jurásica indica
lugares donde no hay o existen antecedentes discutibles sobre su existencia (ej. Isla
-
Alexander).
111
MANUEL SUÁREZ D.
112
franjas tectono-estratigráficas de la
Península Antartica incluyen asociaciones
formadas en (SUÁREZ, 1976 b) : 1) un ar
co volcánico ensiálico (Grupo Volcánico
Las
del Jurásico Superior; ej. Adié, 1972); 2)
en una cuenca marina desarrollada entre
el arco volcánico y la fosa (fore-arc) o
en una posición
de intra-arco (Forma
ción Fossil Bluff de la Isla Alejandro;
BELL, 1975) ; 3) en una cuenca marina de
tras-arco
( back-arc) posiblemente
un
1972).
No
Latady (WILLIAMS
se
et
ai,
ha establecido aún si el fon
do de esta
cuenca marina presentaba ca
racterísticas oceánicas como en la Cordi
llera de
los Drs. J.
Tarney
1975 a. Structure and Petrology of the Scotia
Are and the Patagonian Andes: R/V Hero cruise 75-4. Antarct. Inl. U.S., ¡0: 307-10.
DALZIEL, I. W. D., R. H. DOTT, R. D. WINN y
BRUHN. 1975 b. Tectonic relations of
island to the southermost Andes.
Bull. geol. Soc. Am., 86: 1034-40.
R. L.
South
Georgia
M. J. 1976. The evolution of the Scotia
a key to the reconstruction of southwestern Gondwanaland. Tectonophysics. (En pren
De WIT,
Are
as
sa).
y .1. C. HOLDEN. 1970. Reconstruction
of Panagaea: break up and dispersión of con
DIETZ. R. S.
to Present.
J.
geophys. Res.,
75: 4939-56.
ESPINOZA, N., W. y R. FUENZALIDA, P.
Geología
Agradezco al Dr. R. J. Adié por
T. H.
su
supervisión
y
y P. W. Tanner y a los Srs.
Pettigrew, R. B. Wyeth
sou-
DALZIEL, I. W. D., M. J. de WIT y W. I. RIDLEY.
tinents, Permian
Magallanes.
AGRADECIMIENTOS
a
MER. 1974. Fossil marginal basin in the
thern Andes. Nature Lond., 240: 291-94.
pro-
to-Mar de Weddell (Sedimentos de la
Punta Crabeater (THOMSON, 1967) y la
formación
DALZIEL, I. W. D., M. J. de WIT y K. F. PAL
y
J.
de las
1971.
Hojas Isla Riveras. Puerto Ai
sén y Balmaceda, entre los paralelos 459 y 46?
latitud Sur. Instituto de Investigaciones Geoló
gicas (in literis).
Skarmeta por
fructíferas discusiones. Las ideas aquí expresadas
forman parte de artículos que el autor escribió ha
ciendo uso de una beca del Consejo Británico en el
Departamento de Ciencias Geológicas de la Univer
sidad de Birmingham, Inglaterra.
FERUGLIO. E.
1949.
Descripción geológica
de
la
(Dirección General de Yaci
mientos Petrolíferos Fiscales, Buenos Aires).
Patagonia:
tomo I
FUENZALIDA, R. y R. MARTÍNEZ. 1970. El Ter
ciario de Isla Ipún. Provincia de Aisén. Boln.
Inst. Invest. Geol. Chile, 26: 41-51.
LITERATURA CITADA
GANSSER, A., 1973. Facts and theories
R.
AUBOUIN, J.. A. BORRELLO, G. CECIONI,
CHARRIER, P. CHOTIN, J. FRUTOS, R. THIELE y J. C. VICENTE. Equisse paléogéographique et structurale des Andes Meridionales. Revue Géogr. phys. Géol. dyn., 15: 11-72.
y J. DORMÁN. 1969. World seisof ESSA Coast and geodetic Survey
BARANZANGI, M.
micity map
epicenters
data for 1961-1967. Bull. seism. Soc.
Am., 59: 369-380.
CECIONI. G., 1955. Noticias preliminares sobre el
hallazgo del Paleozoico superior en el Archipié
lago Patagónico. Boln. Inst. Geol. Fac. Cieñe.
Fís. y Matem. Univ. Chile, 6: 241-255.
CECIONI, G.. 1957. Cretaceous llysch and molasse
Departamento Ultima Esperanza, Magallanes
Province, Chile. Bull. Am. Ass. Petrol. Geol, 41
(3): 538-564.
in
des. J.
on
the An
geol. Soc. Lond., 129: 93-131.
HALPERN. M. y D. C. REX. 1972. Time of folding
cf the Yahgan Formation and age of the Tekenika Beds. southern Chile, South America. Bull.
geol. Soc. Am., 83: 1881-86.
HERRÓN, E. M. y D. E. HAYES. 1969. A geophysical
study
of the Chile
Ridge. Earth planet. Sci.
Lett, 6: 77-83.
INSTITUTO DE INVESTIGACIONES GEOLÓGICAS.
Mapa Geológico de Chile (1968).
KATZ, H. R. 1963. Revisión of Cretaceous stratigra-
phy in Patagonian Cordillera of Ultima Espe
ranza.
Buí!. Am. Ass. Petrol. Geol. 47: 506-24.
KATZ, H. R. 1973. Contracts in tectonic evolution
of orogenic belts in the south-east Pacific. J. R.
Soc. N. Z., 3: 333-61.
I.ARSON, R. L.
CECIONI, G. y R. CHARRIER. 1974. Relaciones
en
tre la Cuenca Patagónica, la Cuenca Andina y
el Canal de Mozambique. Ameghiniana, U: 1-38.
y D. H. ELLIOT. 1973. The ScoAre and Antartic margin. (¡n The Ocean
basins and their Margins, Naim, A.E.M. y Stehli, F. G. eds. 171-246, Plenum, New York).
DALZIEL, I. W. D.
tia
y J. W. LADD. 1973. Píate tectoevidence for the opening of the south
Atlantic in early Cretaceous. Nature Lond.. 246:
209-12.
nics
-
LEVI, B., A. AGUILAR
y R.
FUENZALIDA. 1966.
Reconocimiento geológico en las Provincias de
Llanquihue y Chiloé. Boln. Inst. Invest. Geol.
Chile, 19: 1-45.
113
LA CORDILLERA PATAGÓNICA
MATTHEWS,
D. H. 1959.
Aspects of the geology of
the Scotia Are. Geol. Mag., 96: 425-41.
NATLAND, M. L., E. GONZÁLEZ, A. CAÑÓN y M.
ERNST. 1974. A system of stages for correlation
of
Magallanes Basin sediments.
Mem.
geol. Soc.
Am„ ¡39: 1-126.
SKARMETA, M. J. 1976 b. Estratigrafía del Tercia
rio sedimentario continental de la región cen
tral de la Provincia de Aisén, Chile. Reuía.
Asoc. Geol. Arg., 3¡ (2).
for
ca.
RIVANO, S.
R. CORTES. 1976. Note of the presence of the lawsonite-sodic amphibole associa
tion on Smith Island, South Shetland Islands,
Antárctica. Earíh and planet. Sci. Lett., 29:
34-36.
y
SALIOT, P. 1968. Sur la
présence et la signification
de la lawsonite dans la Cordillera du Chile (He
de Chiloé). C. R. Acad. Sci. Paris. 267: 1185.
SILLITOE, R. H. 1974. Tectonic segmentation of the
Andes:
implications for magmatism
tallogeny. Nature, Lond., 250: 542-45.
SKARMETA, M., J. 1976
a.
and
me-
Evolución Tectónica y
Paleogeográfica de los Andes Patagónicos de
Aisén (Chile)
Congreso
8.— Anales.
durante el Neocomiano. Actas I
Geológico Chileno, ¡: Bl B15.
-
P. CLARKSON. 1975. Evidence
western Antárcti
Nature, Lond., 258 (5537): 701-702.
SMELLIE, J. L.
y
pre-Jurassic subduction in
STIEFEL, J. 1970. Das Andenprofil
45 siidlichen
961-79.
im Bereich des
Breintengrades. Geol. Rdsch., 59:
y T. H. PETTIGREW. 1976. An. Upper
Mesozoic island-arc system. Geoi. Mag., ¡¡3 (4):
305-328.
SUÁREZ, M.
SUÁREZ, D., M. 1976 a. The geology of the Southern
Andes. Tesis de doctorado, Universidad de Bir-
mingham, Inglaterra.
SUÁREZ, D., M. 1976 b. Píate tectonic model for
southern Antarctic Península and its relation to
southern Andes. Geology, 4: 211-214.
VOLKHEIMER, W. 1969. Mesa redonda sobre pro
blemas del Chubutiano. Ameghiniana, 6 (2): 172180.