UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA

10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003

PETROGENESIS DE LAVAS Y DIQUES BASICOS DE LA FORMACION TRAIGUEN, REGION DE AYSEN (43°30’-46°S), CHILE SILVA, C.1; HERRERA, C.1; HERVÉ, F.1 1

Departamento de Geología, Universidad de Chile. [email protected] [email protected] [email protected]

INTRODUCCIÓN A lo largo de los Andes Norpatagónicos de la región de Aysén (43°30’-46°S), aflora una sucesión volcano-sedimentaria en la parte oriental de la Cordillera de la Costa, en las islas del Valle longitudinal y borde costero de la Cordillera principal (Figura 1), asignada a la Formación Traiguén (Espinoza & Fuenzalida, 1971; Fuenzalida & Etchart, 1975; Bobenrieth et al., 1983; Hervé et al., 1994). La geología regional de este segmento de los Andes consta de tres franjas de orientación N-S. La parte occidental de la Cordillera de la Costa forma parte de una larga franja metasedimentaria que se extiende contínuamente desde los 34ºS a los 47ºS, interpretada como un prisma de acreción de antearco del Paleozoico Superior–Triásico Superior (Davidson et al., 1987; Hervé et al., 1988; Hervé et al., 2001). La parte oriental de la Cordillera de la Costa y Cordillera Principal, incluye el Batolito Norpatagónico (BNP) que corresponde al arco magmático MesoCenozoico, las rocas volcánicas recientes de la Zona Volcánica Sur (SVZ), rocas estratificadas terciarias de las formaciones Ayacara y Traiguén y la Zona de Fallas de Liquiñe-Ofqui (ZFLO) que corresponde a un sistema de fallas de rumbo dextral de intraarco que se extiende por aproximadamente 1000 km, desde los 38ºS hasta las cercanías del punto triple Nazca-AntárticaSudamérica a los 47ºS. Finalmente, la parte oriental de la Cordillera Principal y Precordillera está conformada por secuencias volcano-sedimentarias Meso-Cenozoicas. La edad de la Formación Traiguén ha sido asignada al Mioceno, debido a la intrusión de plutones miocenos (Pankhurst & Hervé, 1994), al hallazgo de microfósiles miocenos (Céspedes, 1975), a edades Rb-Sr del Eoceno-Mioceno Inferior en lutitas (Hervé et al., 1995) y a dataciones U-Pb SHRIMP en circones detríticos en una metarenisca que indican una edad máxima de 26 Ma de depósito (Hervé et al., 2001). Además, el enjambre de diques máficos del Cenozoico tardío (Oligoceno a Mioceno) que aflora en la parte occidental de la región de Aysén (Bartholomew, 1984; Hervé et al., 1996; Herrera, 2000), proporciona una estimación de la edad de esta formación. Aquellos diques interpretados como contemporáneos a su volcanismo tienen edades (K/Ar, roca total) entre los 38 y 15 Ma. Si bien el volcanismo de la Formación Traiguén está representado por variados productos, como lavas y domos dacítico-riolíticos, tobas y extensos afloramientos de brechas, en este estudio, se consideraron solamente sus productos volcánicos efusivos de composición básica, en la forma de diques y lavas almohadilladas. Estos productos son los más apropiados para comprender la génesis de esta formación, a través de un estudio petrográfico y geoquímico (elementos en trazas e isotopía Sr-Nd-Pb) y relacionarla con los cambios tectónicos mayores ocurridos en este segmento de los Andes durante el Cenozoico Superior.

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Figura 1: Esquema de distribución de la Formación Traiguén depositada durante dos etapas principales y la posible localización de los ejes de expansión de las cuencas de extensión de la etapa 1.

PETROGRAFÍA Y AMBIENTE DE DEPÓSITO DE LA FORMACIÓN TRAIGUÉN Numerosos rasgos petrográficos de las rocas de la Formación Traiguén, indican que su ambiente de depósito es marino, como la presencia de cherts y lutitas con microfósiles marinos (Fuenzalida & Etchart, 1975) y por evidencias de volcanismo subacuático, como la presencia de lavas y brechas almohadilladas, hialoclastitas y texturas ígneas en las lavas (texturas de grano fino, variolíticas, presencia de plagioclasa esquelética), que indican enfriamiento y contracción instantánea (“quenching”) subacuático, y evidencias de depósito en sustrato no consolidado saturado en agua, como brechas con contactos ondulados y bombas de impacto por deformación plástica y diques con generación de almohadillas intrusivas. Hervé et al. (1994) definen dos franjas en la Formación Traiguén que aflora en Isla Magdalena, pero que se extienden lo largo de toda ella. La franja oriental está conformada por una alternancia de lavas y rocas sedimentarias interpretadas como turbiditas y flujos de detritos. Las rocas volcánicas lávicas corresponden a lavas almohadilladas y brechas monomíciticas interpretadas como brechas de almohadilla (Hervé et al. 1994). La diferencia de la franja occidental con la oriental proviene de la predominancia de extensos afloramientos de brechas almohadilladas en parte polimícticas con delgadas intercalaciones de tobas laminadas (Hervé et al., 1994). Considerando que las erupciones explosivas están restringidas a ambientes subacuáticos someros (McBirney 1963), la predominancia de volcanoclastitas de origen explosivo en la franja occidental indica que esta se habría depositado en aguas más someras que la franja oriental, en las cercanías de los centros de emisión volcánicos submarinos fuentes de origen de los materiales turbidíticos de características más distales en la franja oriental (Hervé et al., 1994).

PETROGRAFIA DE LAVAS ALMOHADILLADAS BASICAS Las lavas almohadilladas básicas de la Formación Traiguén pertenecen a 3 grupos texturales principales: lavas con textura porfírica o afanítica y reemplazo metamórfico mineralógico pero no textural; lavas con textura nematoblástica sobreimpuesta a una textura porfírica o afanítica; y esquistos verdes que indican reemplazo textural y mineralógico metamórfico. La distribución de estos tipos petrográficos de lavas es heterogénea, variando incluso dentro de una misma almohadilla. La mineralogía ígnea relicta comprende plagioclasa y escasos fenocristales de clinopiroxeno (augita y diópsido). La mineralogía metamórfica en orden decreciente de abundancia, corresponde a: anfíbola (en su mayoría Mg-hornblenda, pero también actinolita, pargasita y Mg-hastingsita), epidota, clorita, plagioclasa (albita, oligoclasa o andesina), cuarzo, mica (biotita, muscovita), minerales opacos, carbonatos, prehnita, pumpellyita, titanita y ceolita, los cuales ocupan 3 microdominios esenciales: de fenocristales ígneos primarios, de espacios abiertos (amígdalas y venas) y de la masa fundamental. El análisis de facies metamórficas y geotermoebarométrico, indica que las asociaciones mineralógicas de mayor grado metamórfico de las lavas son cercanas al punto triple entre las facies esquistos verdes, epidota-anfibolita y anfibolita. Asociaciones mineralógicas interpretadas como formadas bajo metamorfismo retrógrado incluyen desde la facies esquistos verdes hasta facies ceolita. Esto produce una trayectoria metamórfica con un gradiente de bajo a moderado P/T. Además, numerosas evidencias permiten decir que el metamorfismo experimentado por estas lavas corresponde a metamorfismo de fondo oceánico en el sentido de Miyashiro et al. (1971) & Liou (1979), como su extensión regional, su carácter no deformativo, el fuerte gradiente metamórfico (bajo P/T), complejidad de texturas y evidencias de desequilibrio como la preservación de fenocristales ígneos frescos o incompletamente reemplazados, límites irregulares de granos, heterogeneidades composicionales inter o intragranos y sobreimposición de una asociación mineralógica de equilibrio por otra y la disminución del grado metamórfico por metamorfismo retrógrado al alejarse del eje de centro de expansión. Asociaciones mineralógicas metamórficas de mayor grado que suelen formarse en las cercanías del eje de expansión, suelen experimentar metamorfismo retrógrado al alejarse del eje. El análisis de facies indica que el eje de expansión tuvo una orientación aproximada N-S en la parte occidental de la Cordillera Principal, expandiéndose hacia el oeste hasta facies de muy bajo grado lejos del eje (parte occidental de la Isla Traiguén). PETROGRAFIA DE DIQUES BÁSICOS La mineralogía primaria de los diques indica tres tipos petrográficos principales: Basaltos de clinopiroxeno, andesitas de ortopiroxeno y andesitas y dacitas de hornblenda. La mineralogía secundaria indica facies metamórficas muy similares a las lavas: Facies prehnita-pumpellyita en basaltos de clinopiroxeno de Isla Traiguén, facies esquistos verdes y anfibolita en la parte oriental. Si bien los minerales metamórficos rellenan los mismos microdominios que las lavas, las asociaciones secundarias se presentan sin cambios texturales y sólo mineralógicos. Lavas y diques de los alrededores de la Isla Traiguén presentan el menor grado metamórfico exhibido por las rocas volcánicas de la Formación Traiguén, a diferencia de los más orientales de mayor grado (facies prehnita-actinolita a anfibolita). Esto apoya la idea de que las rocas volcánicas de los alrededores de Isla Traiguén experimentaron metamorfismo de fondo oceánico cuando se alejan del eje de expansión ubicado más al este, donde las rocas exhiben un mayor grado metamórfico.

GEOQUÍMICA DE LAVAS Y DIQUES BÁSICOS DE LA FORMACIÓN TRAIGUÉN La escasa mineralogía ígnea preservada y la geoquímica de elementos en trazas de las lavas, indica que estas corresponden a basaltos, andesitas basálticas y andesitas, de afinidades toleíticas, pero también transicionales. De acuerdo a la geoquímica de elementos menores, en trazas, REE, de clinopiroxenos ígneos relictos e isotópica radiogénica de Sr, Nd y Pb, las lavas pueden ser agrupadas en las siguientes unidades: Lavas con signatura N-MORB y de arco volcánico (Figura 2A): Corresponden a aquellas de la parte septentrional y tienen una signatura geoquímica muy similar a los basaltos de la SVZ (López-Escobar et al., 1993). Además, una lava basáltica de Isla Traiguén (Bartholomew & Tarney, 1984) corresponde a una toleíta de bajo K con patrones de REE esencialmente planos y diagramas multielementales muy similares a las lavas de este grupo. Lavas con signatura E-MORB y de arco volcánico (Figura 2B): Este grupo incluye las lavas de las localidades más meridionales (Isla Magdalena, Fiordo Aysén). La geoquímica es muy similar a la del grupo anterior, excepto porque la fuente en este caso es más enriquecida que N-MORB. Los diques de la Formación Traiguén, pueden ser asignados en dos grupos de acuerdo a su geoquímica: Un primer grupo de diques con edades principalmente entre los 36 y 17 Ma (Hervé et al., 1996) se ubica en los alrededores de Isla Traiguén hasta la Isla Teresa. Un segundo grupo de diques con un rango de edades de 22 a 13 Ma (Hervé et al., 1996), se ubica al este del Archipiélago de los Chonos, en los alrededores de la Isla Magdalena y en general en la mayor parte de la zona oriental y norte de Aysén. La diferencia fundamental entre los dos grupos es que si bien ambos tienen una geoquímica de elementos en trazas con signatura E-MORB y de arco volcánico, el segundo grupo tiene una geoquímica más enriquecida y de características más alcalinas con respecto al primer grupo. Una comparación geoquímica entre lavas y diques indica dos etapas en el volcanismo de la Formación Traiguén: Etapa 1 (36 a 17 Ma): Erupción de magmas basálticos toleíticos en forma de diques y lavas almohadilladas con signatura N a E-MORB y de arco volcánico, a lo largo de los lineamientos de la Zona de Fallas de Liquiñe-Ofqui en las localidades de Islas Tic-Toc, Estero El Coihue, alrededores de Isla Traiguén hasta el sur de Isla Teresa. Etapa 2 (22 a 13 Ma): Evolución geoquímica de estos magmas a afinidades toleíticas a transicionales con signaturas E-MORB y de arco volcánico, emitidos en la parte oriental del Archipiélago de los Chonos y Canal Costa, Isla Magdalena, Fiordo Aysén y en general en la parte oriental de la Formación Traiguén. Si bien están alineados con la ZFLO, cubren una zona más amplia en el sentido E-W.

Figura 4: Diagrama de correlación isotópica (143Nd/144Nd)o versus (87Sr/86Sr)o, mostrando algunos reservorios mantélicos de Zindler & Hart (1986) y la ubicación de los metabasaltos de la Formación Traiguén. DM, manto deprimido; BSE, tierra silicatada global; EMI y EMII, manto enriquecido. Se agrega además el campo ocupado por basaltos de los volcanes activos de la SVZ (López-Escobar et al., 1993).

Figura 5: Diagrama de correlación isotópica 207Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb, mostrando los componentes mantélicos DM ("manto deprimido"), EMI y EMII ("manto enriquecido") (Zindler & Hart, 1986), los sedimentos de la placa de Nazca (Stern et al., 1983), el campo MORB y basaltos de la SVZ (López-Escobar et al., 1993) y los basaltos de la Formación Traiguén. El valor de BSE ("Tierra silicatada global") es de Allegre et al. (1988).

COMPARACIÓN CON EL CINTURÓN MAGMÁTICO COSTERO DEL TERCIARIO MEDIO (36°-43°S) El Cinturón Magmático del Terciario medio de la Costa en el centro-sur de Chile (Vergara & Munizaga, 1974) que aflora en el Valle Central y Cordillera de la Costa, está compuesto de rocas volcánicas y volcanoclásticas interestratificadas con rocas sedimentarias marinas y continentales de edad Oligoceno Superior-Mioceno Inferior (29 a 18.8 Ma) (Muñoz et al., 2000). Comparadas con rocas volcánicas de la Zona Volcánica Sur (SVZ) entre los 37° y 43°S (Hickey et al., 1986), estas rocas tienen una geoquímica isotópica y de elementos en trazas marcadamente similar. La signatura geoquímica de las rocas de la SVZ ha sido asociada (Hickey et al., 1986; López-Escobar et al., 1993) con procesos relacionados a subducción que involucran la deshidratación de la litósfera oceánica subductada resultando en contaminación y fusión de la cuña mantélica sobreyacente. Sin embargo, la ocurrencia de rocas dentro de este cinturón con menores razones Ba/La, La/Nb y (87Sr/86Sr)0, mayores valores de eNd, ausencia de correlación negativa entre Ba/La o La/Nb y La/Yb y algunas afinidades más alcalinas, con respecto a las rocas de la SVZ, sugiere una escasa influencia de fluidos hidratados derivados de la placa dentro de la fuente mantélica. La similitud de todas las composiciones isotópicas de Pb y de algunas razones Ba/La y La/Nb de rocas de este cinturón con respecto a las de la SVZ, es explicada por contaminación de la región fuente del manto subcontinental durante episodios más tempranos de subducción de litósfera oceánica debajo de esta porción del continente (Muñoz et al., 2000). La similitud geoquímica de las rocas volcánicas del Cinturón Magmático Costero del Terciario medio con las de similar edad que afloran en y al este (e.g. en la Meseta de Somún Curá, Kay et al., 1993) de la Cordillera Principal, han llevado a Muñoz et al. (2000) a interpretar el

magmatismo Oligoceno Superior-Mioceno Inferior entre los 36° y 43°S como una ancha faja de actividad magmática relacionada a extensión y a una vigorosa circulación del manto que produjo magmatismo a través de una ventana astenosférica (“slab-window”) formada entre la placa Farallón subductada antes del Oligoceno Superior y la placa de Nazca más joven, en respuesta a un notable incremento en la velocidad de convergencia normal a la fosa durante el Oligoceno Superior (Pardo-Casas & Molnar, 1987). El Cinturón Magmático Costero del Terciario medio presenta notables similitudes con las lavas y diques de la etapa 2 de este estudio. Por un lado, estos últimos afloran inmediatamente al sur de esta franja y tienen una edad similar (Mioceno Inferior). Otras similitudes como la presencia dentro del Cinturón Magmático Costero del Terciario medio, de brechas interpretadas como centros de posibles sistemas volcánicos submarinos (Alfaro et al., 1994) y de secuencias sedimentarias marinas y continentales, indican que la actividad magmática ocurrió en asociación con subsidencia y el inicio del desarrollo del Valle Central actual (Muñoz et al., 2000). La geoquímica es marcadamente similar, dada en ambos casos por contenidos isotópicos y de elementos en trazas similares a los de las rocas volcánicas de la SVZ, pero también algunas diferencias con estas como menores razones Ba/La y La/Nb (Figura 3), mayores valores de eNd (Figura 4) y algunas afinidades más alcalinas. Estas características geoquímicas similares, indicativas en ambos casos de fuentes mantélicas químicamente heterogéneas incluyendo fuentes tipo OIB (Figura 5), pueden indicar que las unidades volcánicas de la etapa 2 son la continuación hacia el sur de este cinturón magmático. Sin embargo, hasta el momento se ha propuesto al menos para la Formación Traiguén una génesis distinta, atribuida al desarrollo de cuencas de extensión asociadas a movimientos de rumbo a lo largo de la ZFLO (Hervé et al., 1995) durante el período de convergencia oblicua de placas previo al Oligoceno Superior. Un argumento que apoya esta nueva idea es que las rocas volcánicas de la etapa 2 son de edad Mioceno Inferior, período en el cual ya prevalecía un régimen de convergencia de placas ortogonal que dio como resultado el magmatismo del Cinturón Magmático Costero del Terciario medio. Además, las rocas volcánicas de la etapa 2, se generaron en una zona más ancha en la dirección E-W que las de la etapa 1, apoyando la idea de que durante este período se expandió el foco de actividad magmática tanto al oeste como al este de su posición previa y actual en la Cordillera Principal (Muñoz et al., 2000). Un nexo entre estas dos franjas puede constituir las lavas almohadilladas de Chiloé continental las cuales conforman una unidad que reúne además brechas de almohadilla, metasedimentitas, brechas volcánicas, anfibolitas, rocas verdes que conservan formas de diques y algunos cuerpos gábricos (Cembrano, 1990; Sanhueza, 1996). Si bien estudios anteriores (e.g. Araya, 1979) identificaron estas rocas como parte de franjas de rocas cataclásticas asociadas a la prolongación hacia el sur de la Zona de Falla Liquiñe-Reloncaví, posteriormente se les ha asignado una edad Devónico Medio y se han interpretado como parte del Complejo Acrecionario (Cembrano, 1990; Pankhurst et al., 1992; Sanhueza, 1996), por el hallazgo de trilobites en rodados de pizarras en Buill (Fortey et al., 1993) idénticas a las de la secuencia turbidítica del Complejo Acrecionario. Sin embargo, la ausencia de una columna estratigráfica precisa de estas rocas y la sugerencia de una relación de contacto de tipo tectónica entre metabasitas y metasedimentitas de Fiordo Reñihué, en que lonjas de metasedimentitas podrían estar en contacto con metabasitas de distinta edad (Sanhueza et al., 1994), pone en duda esta edad paleozoica. Además, la posición morfoestructural de estos metabasaltos, sus condiciones metamórficas de baja presión y la

geoquímica de elementos menores, en trazas e isotópica (Sr-Nd-Pb) muy similar a las lavas y diques de la Formación Traiguén, indica que pueden corresponder a la continuación hacia el norte de esta formación. CONCLUSIONES Los magmas que dieron origen a las lavas almohadilladas y diques de la Formación Traiguén fueron emitidos durante 2 etapas principales (Figura 6): Etapa 1 (36 a 17 Ma): En este período prevaleció un régimen de subducción oblicua de placas (45 a 25 Ma, Cande & Leslie, 1986) que inhibió el desarrollo de magmatismo de arco y dio origen a la Zona de Fallas Liquiñe-Ofqui (ZFLO) y a cuencas extensionales limitadas por el basamento metamórfico al oeste y el Batolito Norpatagónico (BNP) al este, muy probablemente del tipo de cuencas propuesto para los metabasaltos de la Formación Traiguén en Isla Magdalena (Hervé et al., 1995), caracterizadas por asimetría y teniendo sólo un margen definido por la falla de rumbo (Ben Abraham & Zoback, 1992). Estas cuencas de tipo “oceánicas” se desarrollaron en una corteza adelgazada y termalmente debilitada por el voluminoso plutonismo cretácico previo del BNP (Pankhurst & Hervé, 1994), en que se generaron magmas basálticos toleíticos en la forma de diques y lavas almohadilladas con signatura N a E-MORB y de arco volcánico, preservados a lo largo de los lineamientos de la ZFLO en las localidades de Islas Tic-Toc, Estero El Coihue y alrededores de Isla Traiguén hasta el sur de Isla Teresa. En estas cuencas, se depositaron las rocas volcánicas y sedimentarias marinas correspondientes a la franja occidental de la Formación Traiguén (Hervé et al., 1994). Incluyen además los afloramientos de Estero Añihue, Islas Yalac y parte occidental de Isla Magdalena, donde predominan extensos afloramientos de brechas y tobas verdes, generadas por volcanismo explosivo que indica condiciones someras de depositación. Además, se observan coladas en parte autobrechizadas de dacitas y numerosos pórfidos riolíticodacíticos que intruyen o gradan lateralmente a brechas (Hervé et al., 1994). El análisis de facies volcano-sedimentarias de las rocas de la franja occidental de la Formación Traiguén y de las facies metamórficas de sus lavas indica que los centros de emisión volcánicos se localizaron a lo largo de un (o más) eje(s) de expansión localizado(s) en el brazo occidental de los lineamientos principales N-S de la ZFLO. Etapa 2 (22 a 13 Ma): El cambio de orientación del vector de convergencia de placas, de oblicuo a ortogonal a los 25 Ma (Cande & Leslie, 1986) produjo una vigorosa circulación del manto que condujo a magmatismo a través de una ventana astenosférica (“slab-window”) que expandió el foco de actividad magmática tanto al oeste como al este de su posición previa y actual en la Cordillera Principal (Muñoz et al., 2000). El volcanismo de esta etapa corresponde a parte del Cinturón Magmático Costero del Terciario medio (Muñoz et al, 2000) al norte de la zona de estudio y a lavas y diques que afloran en la parte oriental del Archipiélago de los Chonos y Canal Costa, Isla Magdalena, Fiordo Aysén y en general toda la franja oriental de la Formación Traiguén. La presencia de brechas interpretadas como centros de posibles sistemas volcánicos submarinos (Alfaro et al., 1994) y de secuencias sedimentarias marinas y continentales, indican que la actividad magmática ocurrió en asociación con subsidencia y el inicio del desarrollo del Valle

Central actual (Muñoz et al., 2000), aún sumergido desde los 41°S al sur. Los magmas emitidos tienen afinidades toleíticas a transicionales con signaturas E-MORB y de arco volcánico, muy similares a las de los basaltos actuales de la SVZ. Esto signatura resulta de la fusión de manto subcontinental contaminado durante episodios más tempranos de subducción de litósfera oceánica debajo de esta porción del continente (Muñoz et al., 2000). Las características más “continentales” de los magmas generados en esta etapa, puede sugerir adicionalmente contaminación cortical de alto nivel debido a engrosamiento cortical en respuesta al cambio en la dirección del vector de convergencia (Herrera, 2000). La predominancia de rocas volcánicas efusivas más que explosivas, indica una depositación en cuencas de aguas más profundas, donde ocurrió la erupción de lavas y brechas almohadilladas y la depositación de secuencias turbidíticas y de flujos de detritos (Hervé et al. 1994).

Figura 6: Bloques diagrama de la generación de las lavas y diques de la Formación Traiguén. Durante el Oligoceno Superior-Mioceno Inferior, convergencia oblicua entre las placas permite el desarrollo de la Zona de Fallas de Liquiñe-Ofqui y cuencas de extensión con generación de magmas de fuente litosférica. Ortogonalización del vector de convergencia de placas en el Mioceno Inferior revitaliza el flujo astenosférico que permite el desarrollo de una ventana astenosférica que expande el foco magmático.

AGRADECIMIENTOS Proyectos CE contrato N°C1I-CT93 0033, FONDECYT N°1980741 y Cátedra Presidencial en Ciencias (Francisco Hervé), por financiar cortes tranparentes, análisis químicos, isotópicos y salida a terreno a Aysén. Proyecto BMBF-CONICYT, por financiar los análisis de microsonda. Centro de Pesquisas Geocronológicas del Instituto de Geociencias de la Universidad de Sao Paulo, por financiar y realizar los análisis isotópicos de Pb. REFERENCIAS Alfaro, G., Vukasovic, M., Troncoso, R., Cisternas, M., 1994. Aeromagnetometría en la ubicación de cuerpos volcánicos en el ámbito de la Cordillera de la Costa Sur: El volcanismo Terciario de Punta Capitanes, Décima Región. Actas VII Congreso Geológico Chileno, Vol. 1, p. 556-561, Concepción. Araya, E., 1979. Estudio geológico preliminar del área ubicada entre los 42º30’ y 43º30’S y los 72º30’ y 73ºW, comuna de Chaitén, Provincia de Chiloé, X Región. Memoria de título (Inédito), Universidad de Chile, Depto. de Geología, 158 p. Ben-Avraham, Z. & Zoback, M.D., 1992. Transform-normal extension and asymmetric basins: an alternative to pullapart models. Geology, Vol. 20, p. 423-426.

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