Enclaves máficos del Complejo Plutónico Guanta

Enclaves máficos del Complejo Plutónico Guanta,
Cordillera Frontal 29°30’- 30°S: evidencia de mezcla de
magmas
Ricardo Velásquez1, Felipe Coloma1, Ismael Murillo1
1
Servicio Nacional de Geología y Minería SERNAGEOMIN, Avenida Santa María # 0104, Providencia, Santiago, Chile
* e-mail:
[email protected]
Resumen.
Enclaves microgranulares máficos son
comunes
en el Complejo Plutónico Guanta en la
Cordillera Frontal entre los 29°30’ – 30 °S, junto con otras
estructuras magmáticas que representan distintos
estados de mezcla entre magmas félsicos y máficos,
como schlieren y diques sinmagmáticos. Éstos exhiben
diferentes formas y tamaños, incluso ocurriendo
enjambre de enclaves, los que localmente presentan
bordes de reacción. Mineralógicamente, si bien son
similares a su roca hospedante presentando abundantes
cristales de anfíbola y algo de biotita, con plagioclasa,
feldespatos alcalinos y menores cantidades de cuarzo,
destacan en los enclaves fenocristales de plagioclasa con
texturas de desequilibrio. Patrones de tierras raras
denotan leve enriquecimiento de HREE de los enclaves
en comparación a la roca hospedante. La interacción
entre magmas máficos y félsicos se habría dado en
distintas etapas de la evolución de estos plutones,
involucrando procesos de mixing denotados por texturas
de desequilibrio mineral en enclaves, así como de
mingling en etapas más avanzadas, a raíz de lo cual
existen porciones de magma máfico incluidos dentro de
tonalitas en forma de enclaves. Diques sinmagmáticos
responden a la interacción que habría continuado hasta
etapas tardías en la evolución de los magmas pérmicos
del Batolito Elqui-Limarí.
Palabras
Claves: enclaves,
mingling.
Guanta,
tamaño de grano, textura, estructura, contenido mineral,
naturaleza y abundancia de fenocristales, composición,
morfología externa y contacto con el granitoide
hospedante.
Las rocas plutónicas pérmicas de la Cordillera Frontal
entre los 29°- 30°S, han sido agrupadas recientemente en
el Complejo Plutónico Guanta (Ortiz y Merino, in press),
las que intruyen al Complejo Metamórfico El Cepo y a
plutones carboníferos, y se componen de rocas
principalmente intermedias en composición, con
abundancia de dioritas cuarcíferas de anfíbola y tonalitas
de anfíbola y biotita, presentando comúnmente enclaves
microgranulares máficos (Figura 1), estructuras schlieren
y diques sin/post magmáticos de composición basáltica a
andesítica. Anteriormente, Nasi et al. (1990) hace
mención a los EMM como ‘inclusiones máficas
alargadas, orientadas paralelamente a la foliación’,
mientras que Mpodozis y Cornejo (1988) los presenta
como ‘xenolitos microdioríticos’.
geoquímica,
1 Introducción
Los enclaves máficos corresponden a agregados máficos
incorporados a una roca hospedante de composición más
félsica,
comúnmente
microgranulares
(enclaves
microgranulares máficos, EMM), frecuentes en
granitoides de signatura calco-alcalina y una buena
herramienta para estudiar el papel que juegan los magmas
máficos en el inicio y evolución de los magmas
batolíticos (Barbarin, 2005). Diferentes autores han
estudiado el origen de estas inclusiones: Didier y
Barbarin (1991) esbozan un compilado de características
generales de los EMM, mientras que Vernon (1991)
realiza discusiones a partir de sus microestructuras.
Estudios geoquímicos e isotópicos (e.g., Dorais et al.,
1990) hacen énfasis en la importancia de los enclaves en
la comprensión de la evolución magmática félsica y su
relación con la suite máfica, en tanto que Barbarin (2005)
expone que los EMM se logran distinguir entre sí por su
Figura 1.
Aspecto de un enjambre de enclaves
microgranulares máficos en quebrada La Punilla (escala
martillo geológico).
El presente estudio expone los primeros datos de campo,
petrografía y geoquímica de los EMM, con el fin de
esbozar antecedentes con el fin de avanzar en la
comprensión de la evolución de las rocas intermedias del
plutonismo pérmico de la Cordillera Frontal y su relación
con las fases máficas representadas por enclaves,
schlieren y diques.
2
Metodología
Se estudiaron las rocas plutónicas pérmicas del Batolito
Elqui-Limarí, con énfasis en sus inclusiones ígneas,
donde la frecuencia de éstas es relativa y heterogénea,
variando en cuanto a morfología y naturaleza. Se
determinó en terreno las dimensiones de los enclaves,
formas y tipos de contacto, mientras que en gabinete se
realizaron estudios de secciones transparentes y análisis
geoquímicos de elementos mayores, traza y tierras raras,
mediante el método de espectrometría de masas con
plasma de acoplamiento inductivo (ICP-MS) en el
laboratorio químico de SERNAGEOMIN, en el contexto
de la elaboración de la Carta “Geología de las áreas
Guanta y Paso de Vacas Heladas”
3 Resultados
3.1 Datos de campo y petrografía
La roca de caja de los EMM corresponde a un complejo
plutónico, elongado en dirección norte sur y de extensión
kilométrica, donde las facies más comunes corresponden
a tonalitas con importantes cantidades de minerales
ferromagnesianos hidratados, lo que sugiere según Nasi
et al. (1985) un posible quiebre de las micas de las rocas
metamórficas de caja, lo que confiere un aspecto
mesocrático a la roca. Es común encontrar estructuras
magmáticas de origen primario, como foliación mineral
magmática y estructuras schlieren, caracterizados por
concentración difusa de minerales máficos euhedrales en
una ‘matriz’ más leucocrática. Además, se observan
abundantes diques con diferentes tipos de contacto con la
roca de caja (contactos difusos, lobulados, netos),
encontrándose también diques parcialmente asimilados,
generando inclusiones del mismo en la roca de caja. En la
localidad de Guanta (29°50’55’’S/ 70°23’12’’W), los
EMM tienen formas elongadas a elipsoidales,
anisótropos, con tamaños que varían desde unos pocos
milímetros a decímetros, mientras que al sur de quebrada
La Punilla (29°45’13’’S/70°17’11’’W) se presentan
subredondeados observándose hasta 25 enclaves por
metro cuadrado (Figura 1), y donde algunos conservan
bordes félsicos de reacción. En la quebrada Tapalca,
cercana
a
la
localidad
de
Chapilca
(29°53’45’’S/70°29’21W), la roca de caja es de
composición tonalítica e incluye enclaves microdioríticos
cuarcíferos alargados y deformados (con formas
sigmoides), los que exhiben xenocristales de plagioclasa
rodeados por una masa fundamental mesocrática y bordes
difusos que denotan un grado parcial de asimilación por
parte de ambos, en estado magmático. En el estero de
Guanta, la roca caja de los EMM es una granodiorita de
biotita y anfíbola. Aquí los EMM alcanzan longitudes
métricas, por lo general son subredondeados, con bordes
insipientemente difusos, de composición tonalíticas y de
grano fino. Cabe mencionar que no se han identificado
enclaves microgranulares félsicos de manera recurrente.
Microscópicamente, la roca de caja corresponde
generalmente a rocas plutónicas de grano grueso a medio,
con elevado número de cristales dispuestos en una
orientación preferencial, definiendo una notoria foliación
magmática, comúnmente con deformación intracristalina,
presencia de plagioclasa moderadamente alterada a
sericita y epidota; cuarzo deformado y recristalizado, al
igual que el feldespato potásico; anfíbola tipo hornblenda
poiquilítica con cadacristales de plagioclasa y/o
minerales opacos; biotita con una intensa alteración a
clorita, prehnita, epidota y titanita, mientras que los fases
accesorias corresponden a circón, apatito (asociado a
anfíbola), titanita y localmente allanita.
Los enclaves desarrollan texturas hipidiomórficas
inequigranulares, porfíricas, con fenocristales de
plagioclasa (An41, andesina) de entre 2 y 4 mm,
albitizada, en general como cristales poiquilíticos con
cadacristales de anfíbola (Figura 2) y biotita, con textura
mirmequítica en el contacto con ortoclasa; se conservan
escasos cristales de feldespato potásico y cuarzo, este
último con evidentes parámetros de deformación
(subgranos, extinción ondulosa); altos contenidos de
anfíbola
(hornblenda)
euhedrales
suavemente
reemplazados por epidota, mientras que la biotita exhibe
formas anhedrales, flectadasy reemplazadas parcialmente
por prehnita, epidota, clorita y titanita; apatito y circón
constituyen la mineralogía accesoria.
Figura 2. Fotomicrografía de un EMM de quebrada Tapalca.
Se observa fenocristal poiquilítico de plagioclasa, con
cadacristales de anfíbola y sericita leve. Nicoles cruzados; 5x.
Al realizar una comparación mineralógica modal entre la
roca de caja y los EMM, es evidente que la primera
posee mayor cantidad tanto de plagioclasa (50-65%)
como de cuarzo (20-25%), mientras que los enclaves
exhiben mayor porción de minerales máficos (35-50%)
en comparación con la roca huésped (15-30%). Si bien la
cantidad total de minerales máficos varía de un enclave a
otro, la proporción entre los dos constituyentes máficos
principales (anfíbola y biotita) no sufre perturbaciones
1000
Roca hospedante
Enclaves
roca
/ condrito
roca
/ condrita
significativas, predominando la anfíbola. Cúmulos de
minerales ferromagnesianos pueden ser muy comunes en
los EMM, compuestos de anfíbola, biotita, titanita y
magnetita-ilmenita.
100
3.2 Geoquímica
Análisis geoquímicos de los EMM como de su roca
hospedante denotan que los enclaves se caracterizan por
mayores contenidos de TiO2, MgO, CaO, Al2O3 y Fe2O3.
El alto contenido de CaO puede explicarse por la
presencia de anfíbola rica en Ca. En su conjunto, tanto
los EMM como su roca hospedante configuran un solo
trend en los diagramas SiO2 vs MgO, Fe2O3, CaO; sin
embargo al comparar las variaciones de SiO2 vs Na2O,
EMM y roca huésped no sugieren correlación. En las
tonalitas y granodioritas hospedantes, el rango de MgO
va desde <1% a 4,0% y el CaO varía entre 1% y 8,9%,
mientras que en los EMM los valores de MgO (3,6% 6,5%) y el CaO (5,5% - 8,0%) son consistentes con el
fraccionamiento de fases ferromagnesianas como la
anfíbola (Figura 3).
MgO vs CaO
10
% CaO
8
6
4
Roca hospedante
Enclaves
2
0
0
2
4
6
8
% MgO
Figura 3. Diagrama MgO vs CaO para los EMM y sus rocas
hospedantes en la Unidad Guanta
El relativo enriquecimiento en tierras raras pesadas
(HREE) en los EMM con respecto a la roca de caja
puede ser explicado por concentración de anfíbola y/o
apatito, o probablemente, por el particionamiento
preferencial de tierras raras entre magmas máficos y
félsicos (Barbarin, 2005). Lo anterior genera patrones
aplanados en los diagramas de tierras raras normalizadas
al condrito, constatando una estrecha relación entre los
patrones de los EMM y de las rocas hospedantes. (Figura
4). Los patrones de elementos trazas de EMM y de los
granitoides huéspedes son relativamente similares, con
leves contenidos mayores de Sc, Cr, Zn y Ta en los
EMM, mientras que elementos como el Rb, Cs y Sr son
más alto en la roca de caja, lo que es coherente con el
enriquecimiento relativo de plagioclasa y feldespato
potásico en los granitoides.
10
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
Figura 4. Diagrama de tierras raras REE normalizadas al
condrito (McDonough & Sun, 1995), comparando los EMM
con muestras de la roca hospedante (CPG).
4 Discusiones
Texturas magmáticas, mineralogía y características
geoquímicas permiten aseverar que los EMM no se
originaron por transformación (parcial o total) de una
roca de caja metapelítica (e.g Complejo Metamórfico El
Cepo), ni tampoco se trataría de residuos restíticos
(ausencia
de
minerales
peraluminosos?).
Mineralógicamente, los EMM y la roca de caja se
diferencian sólo en sus proporciones modales,
manifestando un re-equilibrio modal mineralógico. La
presencia de fenocristales de andesina y anfíbola
sugieren un origen magmático, lo que se condice con el
postulado que los EMM representarían burbujas del
magma máfico que interactúa con uno más granítico, lo
que es apoyado además por algunos bordes de reacción
félsicos en algunos enclaves del sector de quebrada La
Punilla. La interacción entre ambos debió darse en etapas
tempranas de la evolución, resultando magmas híbridos
homogéneos (tonalitas hospedantes calcoalcalinas) sólo
si el magma máfico hubiese sido introducido antes del
comienzo de la cristalización del magma ácido (Barbarin,
2005). En este sentido, fenocristales de los EMM lucen
características similares a aquellos de la roca de caja
(composición, tamaño y forma), evidenciando una
transferencia mecánica de cristales de un magma a otro
(Vernon, 2004), lo que implica que el mágma ácido se
encontraba aún como melt cuando interactuó con el
magma máfico. A pesar de esto, el contraste
composicional entre los magmas habría sido tal, que los
cristales trasferidos se encontrarían inestables, generando
texturas de desequilibrio (e.g. albitización en los
fenocristales de plagioclasa), típico del proceso de
mixing (Sen, 2014). Otra evidencia serían cúmulos de
anfíbola ‘granoblástica’ en la roca de caja, los cuales han
sido interpretados en granitoides como producto de
mixing, donde cristales de piroxeno reaccionan con el
magma precipitando anfíbola cálcica (Baxter y Feely,
2002). Por otra parte, una interacción relativamente más
tardía del magma máfico podría haber generado un
contraste de viscosidades importante, tal que se alcanzan
a observar dos fases distinguibles (mingling): una roca
hospedante félsica tonalítica y ‘bolsones’ de magma
máfico (EMM), los que localmente presentan bordes
irregulares, lobulados, engolfados y coronas de reacción.
Porciones del magma máfico además habrían sido
introducidos
cuando
las
tonalitas
estaban
‘avanzadamente’ cristalizadas. Evidencia de lo anterior
son los diques compuestos y fragmentados, como
consecuencia del relleno de fracturas tempranas en un
granitoide cerca de alcanzar el estado sólido, como se
observa en el valle del río Turbio, cercano a la localidad
de Guanta.
Etapas muy tardías de inyección de magmas máficos
tendrían relación con diques basálticos y andesíticos
(Enjambre de diques del Elqui; Creixell, 2007), donde el
contraste reológico entre éstos y su roca de caja impide
una interacción termodinámica, observándose contactos
nítidos y abruptos. Debido a esto, no existiría relación
genética de estos magmas con los magmas máficos de los
enclaves estudiados.
Referencias
5 Conclusiones
Mpodozis, C., Cornejo, P. 1988. Hoja Pisco Elqui, Región de
Coquimbo. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta
Geológica de Chile, Serie Geológica Básica 68: 164 p., 1 mapa
escala 1:250.000. Santiago.
En la presente contribución se presentan datos de campo
y petrológicos (petrografía-geoquímica) de enclaves
microgranulares máficos que permiten verificar la
ocurrencia de procesos de mezcla de magmas, tanto en
forma de mixing como de mingling, que intervinieron en
distintas etapas de la evolución del Complejo Plutónico
Guanta. Estudios más específicos como análisis de
química mineral y termobarometría contribuirían a
dilucidar de mejor forma la temporalidad de estos
procesos.
Agradecimientos
Este trabajo fue patrocinado por la Subdirección
Nacional de Geología del SERNAGEOMIN, en el marco
del Plan Nacional de Geología y la elaboración de la
Carta “Geología de las áreas Guanta y Paso de Vacas
Heladas”. Se hacen extensivos los agradecimientos al
Laboratorio de la misma institución por los análisis
geoquímicos y secciones transparentes. Al colega Diego
Mardonez C. por su valiosa colaboración en terreno,
junto con el Sr Daniel Torres, experimentado arriero,
quien guió las campañas en alta cordillera.
Barbarin, B. 2005. Mafic magmatic enclaves and mafic rocks
associated with some granitoids of the central Sierra Nevada
batholith, California: nature, origin, and relations with the
hosts: Lithos, v.80, p. 155-177.
Baxter, S., Feely, M. 2002. Magma mixing and mingling textures in
granitoids: examples from the Galway Granite, Connemara,
Ireland. Mineralogy and Petrology (2002) 76:63-74
Creixell, C. 2007. Petrogénesis y emplazamiento de enjambres de
diques máficos mesozoicos de Chile centra (30°-33°45’S):
Implicancias tectónicas en el desarrollo del arco Jurásico –
Cretácico temprano. Tesis para optar al grado de doctor en
Ciencias mención Geología. Universidad de Chile.
Didier, J; Barbarin, B. 1991. The different types of enclaves in
granites, nomenclature. En Didier, J y Barbarin, B. (Eds).
Enclaves and Granites petrology. Developments in Petrology,
13. Elsevier, 625p., Amsterdam.
Dorais, M., Whitney, J., Roden, M. 1990. Origin of mafic enclaves
in the Dinkey Creek Pluton, Central Sierra Nevada Batholith,
California. Journal of Petrology, Vol. 31, Part 4, pp. 853-881,
1990.
McDonough, W.F. & Sun, S. 1995. The composition of the Earth.
Chemical Geology 120, pp 223-253.
Ortiz, M., Merino, R.N. 2015. En edición. Geología de las áreas
Río Chollay – Matancilla y Cajón del Encierro, regiones de
Atacama y Coquimbo. Servicio Nacional de Geología y
Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geológica Básica, 1
mapa escala 1:100.000. Santiago
Nasi, C., Moscoso, R., Maksaev, V. 1990. Hoja Guanta. Servicio
Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile,
Serie Geológica Básica 67: 141 p., 1 mapa escala 1:250.000.
Santiago.
Nasi, C., Mpodozis, C., Cornejo, P., Moscoso, R., Maksaev, V.
1985. El batolito Elqui-Limarí (Paleozoico superior – Triásico):
Características petrográficas, geoquímicas y significado
tectónico. Revista Geológica de Chile No. 25-26, p. 77-111, 13
figs, 11 fotos, 5 tablas, 1985.
Sen, G. 2014. Petrology. Principles and Practice. Springer.
Vernon, R.H. 1991. Interpretation of microstructures of
microgranitoid enclaves. In: Didier, J., Barbarin, B. (Eds),
Developments in Petrology 13. Enclaves and Granite Petrology,
Elsevier, Amsterdam, pp. 277-291, 601 p.
Vernon, R.H., Johnson, S.E., Melis, E.A. 2004. Empacementrelated microstructures in the margin of a deformed pluton: the
San Jose tonalite, Baja California, México. Journal of
Structural Geology 26.1867-188