ESTRUCTURA INTERNA DEL PLUTÓN SIERRA DE VARAS

TOMO 2 - Volcanismo y Magmatismo
ESTRUCTURA INTERNA DEL PLUTÓN SIERRA DE VARAS
(CORDILLERA DE DOMEYKO, NORTE DE CHILE) Y
EVIDENCIAS DE MINGLING ENTRE MAGMAS BÁSICOS Y
ÁCIDOS DURANTE SU EMPLAZAMIENTO
Rodrigo González T.
Hans Niemeyer R.
Laboratorio de Tectónica Aplicada. Departamento de Ciencias Geológicas. Universidad
Católica del Norte. Angamos 0610 Antofagasta. Chile
INTRODUCCIÓN
El Plutón Sierra de Varas (PSV) es un cuerpo granítico de sección horizontal elíptica, cuyo
eje mayor es de aproximadamente 12 km de longitud en dirección NS y 4 km de ancho en la
dirección EW. Esta unidad se emplazó durante el Carbonífero Superior – Pérmico Inferior en la
actual Cordillera de Domeyko (~300 Ma; Smoje y Marinovic, 1994), en un ambiente tectónico de
arco magmático asociado subducción (Balhburg y Hervé, 1997). El PSV se caracteriza por una
marcada foliación presente a lo largo de toda la unidad (Niemeyer et al., 2001) y por su zonación
litológica, ambos rasgos concéntricos a los bordes. Además, el PSV contiene numerosos enclaves
máficos y diques sinmagmáticos, los que sugieren la interacción entre magmas graníticos y máficos
durante su emplazamiento. Análisis de Al en hornblenda indican una profundidad de emplazamiento
para el PSV entre 7 y 15 km (González y Niemeyer, en prep).
ZONACIÓN COMPOSICIONAL
La zonación litológica dentro del PSV se manifiesta en dos series de rocas magmáticas: 1) una serie
tonalítica, compuesta principalmente de tonalitas y en menor proporción dioritas cuarcíferas, la que
es instruida por 2) las rocas de la serie granítica, formada por tonalitas, granodioritas y monzogranitos.
En ambos grupos de rocas, los minerales máficos corresponden a biotita y/o hornblenda, presentes
en mayor proporción en la serie tonalítica. Las rocas de la serie granítica intruyen a las rocas de la
serie tonalítica, aislando algunos bloques de hasta 0,5 km2 pertenecientes a esta última (Figura 1.A).
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Los contactos entre ambos pulsos, que varían a escala de afloramiento, pueden ser rectos, difusos o
bandeados. Estos últimos conforman zonas lenticulares de transición, formadas por la alternancia de
bandas graníticas y tonalíticas, con algunas bandas ricas en minerales máficos y foliación magmática
interna paralela a los bordes de las bandas.
Figura 1. Variación del elipsoide de fábrica (RXZ) dentro del PSV. B. Trayectoria de la foliación magmática y de
las lineaciones.
GABROS, ENCLAVES MÁFICOS Y DIQUES SINMAGMÁTICOS
Hacia el borde oriental del PSV las rocas de la serie tonalítica engloban cuerpos de gabro.
Asociados a ellos aparecen enclaves máficos microgranulares que aumentan en número hacia los
gabros. Estos enclaves tienen formas elípticas a sigmoidales con fábrica magmática, bordes difusos,
xenocristrales y, en algunas oportunidades, foliación interna paralela a la de la roca tonalítica. Además
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TOMO 2 - Volcanismo y Magmatismo
de los enclaves máficos aislados, existen enclaves máficos alineados, diques diabásicos segmentados
que exhiben bordes lobulados y xenocristales de la roca huésped y diques de paredes rectas.
Adicionalmente, enclaves elípticos sigmoidales indican un movimiento ascendente de magma desde
el centro hacia el borde oriental del plutón (“pluton up”).
ESTRUCTURA INTERNA
La foliación magmática mineral está definida por la orientación preferencial de cristales de
anfíbol, biotita y plagioclasa. A través del PSV, las trayectorias de la foliación tienen una orientación
concéntrica a los bordes de la unidad, con manteos hacia el W (Figura 1.B). Además, los cuerpos
de tonalitas incluidos en las rocas de la serie granítica están distribuidos en torno al centro del plutón.
En los contactos entre algunos de estos cuerpos y las rocas graníticas se desarrolla bandeamiento y
schlieren, con enclaves fuertemente elongados (Rf < 45), sugiriendo que estos contactos representan
zonas de alto strain desarrollados durante el emplazamiento del magma granítico. Elipsoides de
fábrica en rocas del PSV, determinados a través del método de Fry (1979), son principalmente
proladosy varían a formas menos proladas a obladas desde el centro hacia el borde del plutón. Las
rocas con elipsoides más prolados y mayor RXZ coinciden con las zonas de bandeamiento en los
contactos entre los pulsos (RXZ: ~ 2,2 – 3,2). La distribución de las lineaciones (magmáticas,
magnéticas y de los elipsoides de fábrica) muestran un patrón circular en el centro del plutón (Figura
1.B). Hacia el extremo sur, las lineaciones divergen a partir de un eje submeridiano.
CONCLUSIONES
El paso progresivo desde enclaves sigmoidales dispersos y cuerpos gábricos a enclaves
alineados, diques segmentados y diques de paredes rectas permite sugerir que la intrusión de magma
básico ocurrió en distintas etapas durante el enfriamiento del PSV, antes alcanzara el umbral de
bloqueo de las partículas, punto donde finaliza el flujo magmático (Vigneresse y Tikoff, 1999). La
intrusión de magma básico con distintos grados de cristalinidad de la roca de caja granítica generó
la variación en la morfología de los cuerpos básicos (Barbarin y Didier 1992; Barbarin 2005). Por
otra parte, el patrón circular de distribución de los cuerpos tonalíticos englobados en las rocas
graníticas, de las trayectorias de foliación magmática y lineaciones y los elipsoides de fábrica prolados,
permiten señalar que la intrusión del magma granítico del segundo pulso provocó el flujo circular de
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material en el centro del plutón, generando zonas de alto strain en algunos de sus contactos con la
roca tonalítica. La estructura del extremo sur sugiere que esta zona representaría un nivel probablemente
más cercano a un conducto alimentador, de orientación submeridiana. Adicionalmente, cabe destacar
la compatibilidad geométrica que existe entre los datos de foliaciones y lineaciones obtenidos a
partir de mediciones de campo, ASM y el método de Fry (1979) en las zonas central y sur del PSV.
REFERENCIAS
Bahlburg, H.; Hervé, F. 1997. Geodynamic evolution and tectono-stratigraphic terranes of northwestern Argentina
and northern Chile. Geological Society of America Bulletin, Vol. 109: 869–884.
Barbarin B.; Didier,J. 1992. Genesis and evolution of mafic microgranular enclaves through various types of
interaction between coexisting felsic and mafic magmas. Transactions of the Royal Society of
Edinburgh: Earth Sciences, Vol. 83: 145-153.
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, Vol: 80: 155 -177.
Fry, N. 1979. Ramdon point distributions and strain measurement in rock. Tectonophysics, Vol. 60: 89 – 105.
González, R., Niemeyer,H. (en prep.). Interacción mecánica entre magmas ácidos y básicos durante el emplazamiento
del plutón Sierra de Varas (Cordillera de Domeyko, norte de Chile) .
Niemeyer, H.; Lazcano, E.; Avilés, C. 2001. Mecanismo de emplazamiento del Plutón Sierra de Varas Norte, Región
de Antofagasta, Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 28 (2): 229-241.
Smoje, I.; Marinovic, N. 1994. Intrusivos del Carbonífero Pérmico en la Cordillera de Domeyko: nuevos antecedentes
radiométricos. En Congreso Geológico Chileno, No. 7, Actas 2, 1213–1216. Concepción.
Vigneresse, J. L.; Tikoff, B. 1999. Strain partitioning during partial melting and crystallizing felsic magmas.
Tectonophysics, Vol. 312: 117 – 132.
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