PLUTÓN LAJA

UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003
PLUTÓN COMPUESTO DEL RÍO LAJA, VIII REGIÓN,
37º11’-37º24’ S y 71º26’-71º35’ O:
EVIDENCIAS MINERALÓGICAS Y GEOQUÍMICAS DE
CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA
BECERRA, R. 1, FIGUEROA, O. 1, TRUMBULL, R. 2.
1
Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, casilla 160-C, Concepción. (E-mail:
[email protected], [email protected])
2
GeoForschungsZentrum Potsdam, Telegrafenberg, 14473 Potsdam, Germany
INTRODUCCIÓN
El Plutón del Río Laja (PRL) se ubica en la vertiente occidental de la Cordillera Principal, entre
los 37º y 37º30º’ S, al este de la ciudad de Los Ángeles y unos 500 km al sur de Santiago. Intruye
a un basamento de edad Terciario, integrado por rocas volcánicas, volcanoclásticas y
sedimentarias continentales agrupadas en la Formación Cura-Mallín y Trapa Trapa (Niemeyer y
Muñoz, 1983). Sobre las unidades anteriores se disponen rocas volcánicas plio-cuaternarias, a
través de discordancia e inconformidad, y unidades de relleno cuaternario formadas por material
detrítico y volcanoclástico no consolidado. El Plutón del Río Laja se emplazó durante el
mioceno, como se deduce de sus relaciones de contacto y de una datación K-Ar en roca total
efectuada en una granodiorita que entregó una edad de 11,4 ± 0,8 M.a. (Nishido et al., 1994).
Entre los 36º30’ y los 38º S, los granitoides asociados al Ciclo Tectónico Andino configuran un
único cordón emplazado en la Cordillera de los Andes, a diferencia de lo que sucede al norte de
los 34º S, donde se han reconocido tres franjas plutónicas distribuidas desde la Cordillera de la
Costa a la Cordillera Principal (Parada, 1990).
Las rocas intrusivas que son el objeto de este trabajo no han sido hasta la fecha objeto de un
estudio exhaustivo. Parada (1990) sugiere que la fuerte variación composicional de los intrusivos
andinos se explicaría por una importante actuación del fraccionamiento y, en alguna medida, por
mezcla de magmas. Por otra parte, Dungan et al. (2002) estudian el rol de la corteza en la zona
volcánica sur (ZVS), comparando los segmentos ubicados al sur y al norte de los 36º S. Dicho
estudio, que incluye resultados de intrusivos cenozoicos, concluye que las rocas volcánicas y los
granitoides que se ubican al sur de los 36º S derivan de magmas parentales basálticos,
principalmente por fraccionamiento a niveles someros, sin contribuciones importantes de la
corteza superior. Con estos antecedentes, el presente estudio se focalizó en evidenciar la
cristalización fraccionada a través de la mineralogía, la geoquímica y un modelo numérico.
Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.
Figura 1: Ubicación del Plutón del Río Laja.
GEOLOGÍA DEL PLUTÓN
El PRL corresponde a un plutón compuesto alargado en dirección norte-sur y disectado en
sentido este-oeste por el valle del Río Laja. Tiene una extensión aproximada de 300 km2, de los
cuales este estudio abarca los 150 km2 centrales. Sus diferentes litologías se han agrupado en 3
unidades en función de su petrografía, relaciones de contacto y estructuras. La Unidad Laja,
ubicada al centro del plutón, aflora formando un cuerpo alargado en dirección norte-sur, en
ambas riberas del valle del Laja. Está compuesta de diorita de piroxeno y anfíbola y de gabro de
olivino (fig. 2 y 3). La Unidad Polcura corresponde a la de mayor extensión y está formada por
granodiorita, microgranodiorita y tonalita de hornblenda y biotita con enclaves máficos (fig. 2 y
3). La Unidad Malalcura, integrada por granito de biotita, presenta menores dimensiones y se
restringe al costado sureste del área de estudio, en un borde del plutón (fig. 2).
La unidad más antigua es la Unidad Laja. La diorita y el gabro de esta unidad se presentan como
“roof pendant” intruidos por la granodiorita. Se observan inyecciones de la granodiorita en la
diorita. Junto al contacto se presentan facies de borde de granodiorita de grano más fino y de
tonalita (fig. 3). Además, cerca del contacto, se observa en la granodiorita una gran cantidad de
macro-enclaves de diorita de varios metros de diámetro. Los enclaves disminuyen su tamaño
rápidamente al alejarse del contacto, pero se mantiene la existencia de microenclaves de tamaño
variable entre 2 y 15 cm en toda la extensión de la granodiorita. La unidad más joven es la
Unidad Malalcura. Compuesta del granito de biotita, intruye a la granodiorita. Contiene
macroenclaves de granodiorita, en el borde de los cuales se observa grandes cristales de
feldespato originados por enfriamiento rápido del granito. Numerosos diques de aplita,
probablemente relacionados a esta unidad, intruyen a la granodiorita y al granito.
La mayor parte del plutón (98% de la extensión total) está compuesta por granodiorita y en
menor grado, diorita. El gabro y el granito se presentan de manera subordinada (2% restante). La
disposición de estas litologías configura un plutón con zonación inversa, ya que el centro es
diorítico-gábrico, luego se presenta un borde granodiorítico y finalmente un cuerpo granítico en
un extremo. A continuación, se estudiarán las dos litologías más abundantes y cómo ellas se
relacionan por cristalización fraccionada.
Figura 2: Unidades del Plutón del Río Laja.
PETROGRAFÍA
Diorita de piroxeno y hornblenda. Corresponde a una roca fanerítica de color gris oscuro en
superficie fresca (índice de color 25 a 32). Presenta una textura intergranular y localmente
traquitoidal de grano medio a grueso (entre 0,5 y 2,5 mm). La mineralogía está conformada por
plagioclasa (70%), clinopiroxeno (10%), ortopiroxeno (10%) y, en menor proporción, anfíbola
(variable entre 0 y 10%), minerales opacos (2%) y cuarzo. Posee esfeno como mineral accesorio.
Además, ocasionalmente presenta cuarzo y biotita como cristales anhedrales intersticiales de
origen secundario. Los piroxenos se presentan en cristales subhedrales y prismáticos cuyo tamaño
varía entre 0,1 y 1,6 mm. La anfíbola constituye cristales independientes y también se presenta
frecuentemente como una corona de hornblenda que rodea a los piroxenos.
Granodiorita de hornblenda y biotita. Corresponde a una roca fanerítica de color blanco
grisáceo en superficie fresca (índice de color entre 13 y 20). Posee una textura porfídica que
indica el carácter epizonal de los intrusivos. La mineralogía está integrada por cuarzo (27%),
plagioclasa (47%), ortoclasa (13%), anfíbola (9%) y biotita (6%). Ocasionalmente aparecen
cristales relictos de piroxeno, casi totalmente uralitizados. Como minerales accesorios se tienen
circón, apatito y minerales opacos. En menor cantidad se presenta esfeno. EL cuarzo y el
feldespato alcalino presentan comúnmente textura poikilítica y de manera local, intercrecimiento
gráfico. La anfíbola aparece en cristales subhedrales y anhedrales con un tamaño variable entre
0,4 y 2,8 mm. Presenta inclusiones de minerales opacos y a menudo, apatito. La biotita aparece
como cristales subhedrales tabulares con un tamaño variable entre 0,4 y 1,5 mm.
Q
A
S
Granodiorita - Tonalita
„
Diorita
Figura 3: Diagrama QAP para la diorita
y granodiorita.
P
MINERALOGÍA
CLINOPIROXENO
Las composiciones de los clinopiroxenos en la diorita de piroxeno y hornblenda de la Unidad
Laja son homogéneos, variando entre En40 – En41 y Wo44 – Wo45. Se sitúan en el campo de la
augita, junto al límite con el diópsido, en el tertaedro de los piroxenos según la clasificación de
Morimoto et al. (1989). Sus números magnésicos (mg#) están comprendidos entre 77 y 81.
ANFÍBOLA
Todas las anfíbolas analizadas pertenecen al grupo de las “Anfíbolas Cálcicas” y en su mayoría
corresponden a magnesio-hornblenda (Leake, 1978) (fig. 4). En relación a las anfíbolas de la
diorita, las anfíbolas de la granodiorita son más ricas en Si y tienen un número magnésico inferior
(fig. 4).
1,0
CaB ≥ 1,50; (Na+K)A < 0,50; CaA < 0,50
Mg / (Mg + Fe2+)
Tremolita
0,9
Magnesio-Hornblenda
0,8
Actinolita
0,7
Granodiorita
Diorita
0,6
0,5
8,0
7,75
7,50
7,25
7,0
6,75
6,5
Si
Figura 4: Composición de las anfíbolas de la diorita y granodiorita.
BIOTITA
Este mineral está presente en la granodiorita, no así en la diorita. Para la clasificación de las
biotitas se utilizó el cuadrilátero annita – flogopita – siderofilita – flogopita-Al, basado en las
variaciones de AlVI (octaédrico) y la razón Mg/(Mg + Fet). En el cuadrilátero, las biotitas se
sitúan junto a la arista annita-flogopita, debido a que casi la totalidad del Al ocupa el sitio
tetraedral, reemplazando al Si. Asimismo, presentan un número magnésico entre 0,4 y 0,5,
presentándose levemente más cerca del extremo annita, de composición ferrosa.
PLAGIOCLASA.
La composición de las plagioclasas de la granodiorita de hornblenda varía entre An18 y An52,
mientras que en la diorita el contenido de anortita varía entre An41 y An58 (fig. 5). Las
plagioclasas de la diorita y granodiorita presentan zonación normal (tabla. 1).
1,8
Granodiorita
Diorita
1,6
Tipo Litológico
Al
1,4
Rango
de An
Núcleos
1,2
1,0
Promedio An
0
20
40
60
80
100
An
Bordes
Granodiorita de hbl
18 - 52
An43
An33
Diorita de px y hbl
41 – 58
An54
An46
Figura 5: Composición de los cristales de plagioclasa
Tabla 1: Resumen de composiciones de las plagioclasas
en el diagrama Or-Ab-An.
del Plutón del Río Laja.
GEOQUÍMICA
Las dioritas y granodioritas se ubican en el campo de las rocas subalcalinas de Cox et al. (1979).
Los contenidos de SiO2 varían entre 53 y 62 % para la diorita y entre 65 y 67% para la
granodiorita (fig. 6).
Granodiorita de hbl
Diorita de px
Enclave diorita, ribera N Laja
Na2O + K2O (% en peso)
15
Nefelina de
sienita
Sienita
10
Sienita
Granito alcalino
Sieno-diorita
Serie Alcalina
Granito
Gabro
5
Gabro
Diorita
Gabro
Granodiorita
Serie Subalcalina
0
35
40
45
50
55
60
SiO2 (% en peso)
65
70
75
Figura 6: Dioritas y granodioritas del Plutón del Río Laja graficadas en el diagrama TAS (Cox et
al., 1979; utilizado por Wilson, 1989, para rocas plutónicas).
Los contenidos de la mayoría de los elementos mayores, con excepción del K2O y Na2O,
disminuyen al aumentar el contenido de SiO2. Los contenidos de Fe2O3 y MnO dibujan una recta
continua. Las curvas del Al2O3, TiO2, MgO, CaO y P2O5 presentan una leve inflexión
aproximadamente a los 62% de SiO2: con contenidos de sílice mayores a 62%, el Al2O3, TiO2 y
P2O5 disminuyen de manera más fuerte, mientras que los contenidos de MgO y CaO disminuyen
de forma menos marcada. Por otra parte, los contenidos de K2O aumentan continuamente al
aumentar el contenido de SiO2.
El Rb y el Ba presentan una correlación positiva con la sílice. Al contrario, el Sr presenta una
correlación negativa. Los elementos de alta densidad de carga (HFS) Zr e Y presentan una
correlación positiva con la sílice en el rango 53 a 67%. Los elementos de transición V, Zn, Ni y
Cr presentan una correlación negativa con la sílice.
Los patrones de tierras raras de la diorita y granodiorita son similares, de tal forma que el patrón
de la granodiorita se presenta sobre el de la diorita (fig. 7). Ambas presentan una mayor
contenido de tierras raras livianas en relación a las pesadas. La razón (La/Yb)N de la granodiorita
es mayor que la de la diorita (3,8 y 2,9, respectivamente). Por otra parte, ambos patrones
presentan una anomalía negativa de Eu (Eu/Eu* = 0,64 y 0,73 para la granodiorita y diorita,
respectivamente).
Tierras Raras
Muestra / Condrito C1
100
T-00-26 (gd, 67% SiO2)
10
T-00-29 (dio, 53,1% SiO2)
1
La Ce
Pr
Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho
Er Tm Yb Lu
Figura 7: Patrones de tierras raras de la diorita y granodiorita del Plutón del Río Laja.
Normalizado a condrito C1 promedio (McDonough y Sun, 1995).
En base a las relaciones de contacto observadas y a una datación K-Ar en roca total que entregó
una edad mínima de 11,4 ± 0,8 M.a. (Nishido et al., 1994), es posible asumir una edad para
ambas rocas. En tal caso, asumiendo una edad de 15 M.a. para la diorita y granodiorita, los
isótopos de Sr indicarían una razón inicial 87Sr/86Sr de 0,703812 y 0,703837, respectivamente.
DISCUSIÓN
En el terreno se observa que la diorita y la granodiorita están íntimamente asociadas y sus
relaciones de contacto afirman que la diorita fue intruida y rodeada por la granodiorita. Los
antecedentes isotópicos confirman una relación genética entre ambas rocas.
CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA
EVIDENCIAS PETROGRÁFICAS Y MINERALÓGICAS
La plagioclasa es el mineral dominante en la paragénesis de las dioritas y granodioritas, lo que
indica que su fraccionamiento ejerció un papel preponderante en la evolución del magma. De
forma concordante con variaciones originadas por cristalización fraccionada, las plagioclasas de
la diorita y granodiorita presentan zonación normal, siendo más ricas en anortita las plagioclasas
de la diorita.
Los minerales máficos más abundantes en la diorita son los piroxenos y, en menor grado,
anfíbolas. Esto sugiere que en el período inicial de cristalización del magma, el fraccionamiento
de piroxeno fue más importante, pero al producirse una evolución en la composición del magma,
la anfíbola se convierte en el máfico dominante y comienza a cristalizar biotita. Adicionalmente,
las anfíbolas de la granodiorita presentan un número magnésico más bajo y mayores contenidos
de sílice que las de la diorita.
El cuarzo y feldespato potásico están presentes en la granodiorita y en las litologías más
diferenciadas, lo que indica que comienzan a cristalizar de manera tardía en la evolución del
PRL.
EVIDENCIAS GEOQUÍMICAS
Los diagramas de elementos mayores y en traza para la diorita y granodiorita presentan
variaciones continuas, lo que podría indicar que estas rocas son cogenéticas. Además, las
variaciones de elementos mayores y menores pueden explicarse por las variaciones modales
observadas para estas rocas.
La geoquímica de elementos mayores y en traza indica fraccionamiento de plagioclasa:
disminución de los contenidos de CaO, Al2O3, Sr y anomalía negativa de Eu más importante para
la granodiorita. Además, la geoquímica indica fraccionamiento de piroxenos (decrecimiento de
MgO, CaO, FeO, Cr), minerales opacos, ilmenita-magnetita-rutilo (disminución de TiO2, V, Zn),
anfíbolas (decrecimiento más marcado de Al2O3 en las rocas más diferenciadas) y apatito
(disminución de P2O5). La disminución de MgO y CaO con una menor pendiente en las rocas
más diferenciadas se explica por el reemplazo de los piroxenos por las anfíbolas como el mineral
máfico principal. Todos los minerales citados se observan en la moda, por lo que un modelo que
incluya el fraccionamiento de estos minerales es coherente con lo observado.
Por otra parte, el aumento de los contenidos de K, Rb y Ba indica su carácter incompatible. Esto
se relaciona con una cristalización de feldespato potásico y biotita sólo a partir de los términos
más diferenciados.
MODELAMIENTO NUMÉRICO
Se efectuó un modelamiento matemático de la cristalización fraccionada en sistema cerrado,
según balance de masas para elementos mayores, en el cual se minimiza el cuadrado de los
residuos (Σr2). En estos cálculos se utilizó las composiciones de la diorita y granodiorita,
consideradas como roca parental e hija, respectivamente, y las composiciones de las fases
minerales presentes en la diorita, obtenidas por microsonda electrónica (tabla 2). Los resultados
indican que las variaciones de los elementos mayores pueden ser explicadas por cristalización
fraccionada, ya que la suma del cuadrado de los residuos corresponde a un valor bajo (Σr2 =
0,109). El modelo calculó un fraccionamiento de 68,1% de plagioclasa, 19,7% de ortopiroxeno,
7,7% de clinopiroxeno, 1,9% de magnetita, 1,8% de ilmenita y 0,7% de anfíbola.
Magma parental (P): T-01-5
Coeficiente
0,005
0,060
0,529
0,153
0,014
0,015
0,223
% de Sólido fraccionado
00,7
07,7
68,1
19,7
01,8
01,9
Mineral fraccionado/Magma
Hornblenda
Clinopiroxeno
Plagioclasa
Ortopiroxeno
Ilmenita
Magnetita
T-00-25 Roca hija
Roca hija
Roca Parental
(T-00-5)
Observada
Calculada
Diferencia
FeO MnO MgO
4,35 0,08 2,06
CaO Na2O
4,72 3,19
SiO2
66,72
TiO2 Al2O3
0,54 15,49
54,41
54,42
0,00
0,93 19,17 6,93 0,11 5,06 9,09
0,93 19,22 6,94 0,18 5,08 9,11
0,00 -0,05 -0,01 -0,07 -0,02 -0,02
K2O
2,73
3,53 0,57
3,33 0,74
0,20 -0,17
P2O5
0,10
NiO Cr2O3
0,00 0,00
0,20 0,00 0,00
0,02 0,01 0,01
0,18 -0,01 -0,01
Suma del cuadrado de los residuos = 0,109; F = 0,223
Tabla 2: Cálculo del modelo numérico de cristalización fraccionada.
Con el fin de corroborar la pertinencia del modelo, se realizaron cálculos para los elementos en
traza. De tal manera se compararon los valores observados en la granodiorita con los calculados a
partir de un fraccionamiento de 77,7% (1-F) de la diorita, considerando los porcentajes minerales
entregados por el modelo numérico. Se utilizaron el Rb, Ba y Th, por ser elementos altamente
incompatibles y el Sr, ya que la paragénesis fraccionada está dominada por plagioclasa en casi un
70%, lo que debiera producir una fuerte disminución de su contenido.
Concentración de elementos traza (ppm)
Observado
Cl (calculado)
Cl (calculado)
Cl (calculado)
F = 0,223
F = 0,26
F = 0,38
(granodiorita)
Rb
17,73
74,62
79,75
Ba
145,53
551,26
481,07
482,14
Th
4,77
17,20
10,91
10,67
Sr
696,09
192,57
199,46
Tabla 3: Comparación entre la concentración de elementos traza en la roca parental (diorita),
roca hija (granodiorita) y el líquido calculado, para distintos valores de F.
Co (diorita)
Se aplicó la ecuación de Rayleigh: Cl/Co = F(D-1), donde Cl es el contenido del elemento traza en
la roca hija, Co es el contenido en la roca parental y D es el coeficiente de partición global. Los
coeficientes de partición utilizados fueron: Rb y Ba (Philpotts and Schnetzler, 1970; Gill, 1981),
Sr (Philpotts and Schnetzler, 1970; Gill, 1981; Drake and Weill, 1975), Th (Dunn and Sen, 1994;
Dorstal et al., 1983; Beattie, 1993).
Los resultados para el Rb, Sr, y en menor medida para el Ba, son concordantes con un F de 0,223
(tabla 3). Sin embargo, la concentración de Ba observada en la granodiorita es modelada de
manera más exacta con un factor levemente mayor (F = 0,26). Por otra parte, la concentración de
Th requiere de un factor F = 0,38 para acercarse al valor observado.
Además, se realizó un modelamiento de los valores de tierras raras y se comparó con los valores
observados. Para un fraccionamiento de acuerdo al modelo calculado para los elementos
mayores, las curvas presentan una buena coincidencia para un F = 0,8. Para un valor de F = 0,223
se obtuvo un patrón de tierras raras por encima de la curva de la granodiorita. La poca
correspondencia de estos resultados puede originarse en el rol de los minerales accesorios que
concentran las tierras raras. Por ejemplo, si se considera un fraccionamiento de 0,5 a 1% de
apatito y/o esfeno, se obtiene un acercamiento entre los valores observados y aquéllos calculados
para un F = 0,223. Sin embargo, se obtiene una buena correspondencia con un valor de F = 0,5
(fig. 8).
Roca hija (gd)
100
Cl ; F = 0,5
Cl ; F = 0,223
Roca / Condrito
Co (diorita)
10
1
0
La
1
Ce
2
Nd
3 Sm
4
Eu
5 Gd
6
Tb
7
Dy
8
Er
9
Yb
10
Lu
11 12 12
Figura 8: Modelo de cristalización fraccionada para elementos de tierras raras. Cristalización
fraccionada (Rayleigh).
Las referencias de los coeficientes de partición utilizados para tierras raras son las siguientes:
opx, cpx, pl, hbl (Schnetzler and Philpotts, 1970), magnetita (Schock, 1979), ilmenita (Paster et
al., 1974), apatito (Fujimaki, 1986).
CONCLUSIÓN
La granodiorita se originó a partir de la diorita por una evolución dominada principalmente por
cristalización fraccionada. Sus relaciones de terreno y las evidencias petrográficas, mineralógicas
y geoquímicas son coincidentes y afirman que las rocas se relacionan por un fraccionamiento
dominado por plagioclasa e integrado también por ortopiroxeno, clinopiroxeno y, en menor
medida, hornblenda y minerales opacos.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo se desarrolló en el marco del Proyecto DIUC N° 202.025.022-1.0, de la Universidad
de Concepción, dirigido por el investigador Dr. Oscar Figueroa, en estrecha colaboración con el
Dr. Robert Trumbull, del GeoForschungsZentrum Potsdam (GFZ-Potsdam), quien participa del
Proyecto “Procesos de Deformación de los Andes”, SFB 267, del GFZ-Potsdam. A ellos vayan
mis más sinceros agradecimientos por su apoyo humano y profesional. Quiero expresar también
mi agradecimiento al Depto. de Ciencias de la Tierra y a la Facultad de Ciencias Químicas de la
Universidad de Concepción, por su apoyo material que ha facilitado el desarrollo de este trabajo.
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