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UNIVERSIDAD ANDRÉS BELLO
Facultad de Ingeniería
Escuela de Ciencias de la Tierra
Carrera de Geología
GÉNESIS E IMPLICANCIAS TECTÓNICA DE LOS METABASALTOS DEL COMPLEJO METAMORFICO ANDINO ORIENTAL EN PENINSULA LA CARMELA Y LA FLORIDA, LAGO O’HIGGINS (48°30’-49°00’), CHILE
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO
AUTOR: DIEGO ANDRES ROJO MARTEL
PROFESOR GUÍA:
MAURICIO CALDERÓN NETTLE MIEMBROS DE LA COMISIÓN:
MANUEL SUÁREZ DITTUS JEAN-BAPTISTE GRESSIER
SERGIO CALDERÓN DÍAZ XIMENA CONTARDO BÉRRIOS
Viña del Mar, 2017
“He llegado por fin a lo que quería ser de mayor:
un niño”
Joseph Heller
A mis padres, Evelyn y Richard …
Y abuelos, Rolando y Margarita.
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO AUTOR: Diego Andrés Rojo Martel. FINANCIAMIENTO: Dir. Enrique Zamora Instituto Chileno de Campos de Hielo, Chile. Subprograma Ciencia Joven Dr. Mauricio Calderón Nettle. Proyecto FONDECYT 1161818 Dr. Manuel Suárez Dittus. Proyecto FONDECYT 1121140
Resumen
En la presente memoria se realiza una caracterización geológica de Península
La Carmela, ubicada en la región de Aysén, al sur de Villa O’Higgins, entre los 48°30 y
49°00 latitud sur. En esta localidad afloran rocas del Complejo Metamórfico Andino
Oriental (CMAO; Devónico-Triásico?) y secuencias clásticas y volcánicas del Complejo
El Quemado (Jurásico Superior), formadas durante la evolución tectónica del margen
occidental de Gondwana.
Los metasedimentos del CMAO registran dos eventos de deformación
penetrativa y se encuentran en contacto tectónico con lentes de metabasaltos
almohadillados fuertemente deformados y cortados por vetillas de cuarzo. Las
asociaciones mineralógicas presentes en diferentes metadominios de metabasaltos de
Península La Carmela están constituidas por actinolita, clorita, epidota, plagioclasa
(albita), carbonato, que son minerales característicos de la facies de metamorfismo de
esquistos verdes. Por la similitud de estas rocas con los metabasaltos de Península La
Florida (ubicada 20 km al NE de La Carmela) estas son correlacionadas. Utilizando los
datos petroquímicos disponibles se explora el origen de estos metabasaltos cuyo
protolito correspondería a basaltos alcalinos de Islas Oceánicas. Estas islas se habrían
acrecionado al margen de Gondwana mientras se estaban depositando las sucesiones
sedimentarias devónicas y carboníferas que posteriormente formarían parte del CMAO.
La Formación Ibáñez en la zona de estudio se presenta como una sucesión de
aproximadamente 450 m de espesor, compuesta por niveles de rocas clásticas y
volcánicas (efusivas y piroclásticas) con variaciones en los manteos de sus capas. Lo
anterior indica que los diferentes estratos fueron depositados durante actividad tectónica
extensional relacionada al desarrollo de cuencas de rift. La capa inferior, compuesta por
conglomerados y brechas con clastos de rocas metamórficas y volcánicas félsicas,
probablemente corresponde al nivel basal regional del Complejo El Quemado.
Ambas unidades litoestratigráficas se encuentran en contacto por fallas inversas
de orientación principal NE-SW y NNE-SSW, con vergencias opuestas, en donde el
CMAO cabalga los depósitos volcánicos. La geometría del sistema estructural se
relaciona con la inversión de cuencas de rift y el estilo de deformación de piel gruesa.
De acuerdo a lo anterior la zona de estudio corresponden al dominio interno de la Faja
Plegada y Corrida de Magallanes, con evidencias de actividad en el Cretácico Superior
y Cenozoico.
Abstract
In the present study a geological characterization of La Carmela Peninsula, located in
the region of Aysén, south of Villa O'Higgins, between 48 ° 30 and 49 ° 00 latitude south.
In this locality outcrop rocks of the Eastern Andean Metamorphic Complex (EAMC,
Devónico-Triásico?) and classic and volcanic sequences of the Complex El Quemado
(Upper Jurassic), formed during the tectonic evolution of the western margin of
Gondwana.
The metasediments of EAMC record two events of penetrative deformation and are in
tectonic contact with heavily deformed lenses of pillow metabasalts and cut by quartz
veins. The mineralogical associations present in different metabasalts of La Carmela
Peninsula are constituted by actinolite, chlorite, epidote, plagioclase (albite), and
carbonate, which are minerals characteristic of green schist metamorphism facies. Due
to the similarity of these rocks to the metabasalts of Peninsula La Florida (located 20 km
NE of La Carmela) they are correlated. Using the available petrochemical data explores
the origin of these metabasalts whose protolith would correspond to alkaline basalts of
Oceanic Islands. These islands would have been accreted in the margin of Gondwana
while they were depositing the sedimentary successions sedones and carboniferous that
later would be part of the EAMC.
The Ibáñez Formation in the study area is presented as a sequence of approximately 450
m thick, composed of clastic and volcanic rocks (effusive and pyroclastic) with variations
in the mantles of their layers. This indicates that the different strata were deposited during
extensional tectonic activity related to the development of rift basins. The lower layer,
composed of clusters and gaps with clasts of metamorphic and volcanic felsic rocks,
probably corresponds to the regional basal level of the El Quemado Complex.
Both lithostratigraphic units are in contact by reverse faults of main orientation NE-SW
and NNE-SSW, with opposite vergencies, where the EAMC rides the volcanic deposits.
The geometry of the structural system is related to the inversion of rift basins and the
deformation style of thick skinned. According to the above, the study area is located in
the inner zone of the Magellan Corrugated Belt and Corridor, with evidence of activity in
the Upper and Cenozoic Cretaceous.
Agradecimientos
En primer lugar, quiero agradecer profundamente a mis padres, hermanos, abuelos, tía
coly y tío paulo por haber sido parte fundamental de mi desarrollo, además de como
persona, como profesional y también por el respaldo incondicional.
También quiero agradecer profundamente al Dr. Mauricio Calderón por su apoyo
incondicional en este periodo tan difícil, simplemente agradecido por conocer a una
excelente persona y geólogo.
Agradecer al Dr. Manuel Suárez quien deposito su confianza en mí para realizar este
trabajo, por su preocupación e intereses personal.
Al Dr. Reynaldo Charrier por esas conversaciones y gratos momentos donde no solo
aprendí de la geología sino también de la vida como tal.
Al Instituto Chileno de Campos de Hielo por financiar la campaña de terreno y el respaldo
acogedor en cada momento, Enriquez, Feña y Cami y Amigo David.
Agradezco a Dr. Francisco Fuentes, Dr. Cristóbal Ramírez, Dr.Francisco Hervé, Dr.
Jean-Baptiste Gressier, Dr. Pierre-Yves Descote, Francisco Munizaga, Dr. Francisco
Fernandoy, Sergio Calderón y Dra. Ximena Contardo por el tiempo compartido y las
gratas conversaciones.
A Jimena Magaña por su amor y paciencia entregado en los buenos y malos momentos,
durante este emocionante y difícil periodo.
Por supuesto, agradezco a mis amigos quienes desde un inicio me apoyaron en este
viaje sin rumbo, al Omar Ríos (Cochino Larry) y Diego Placencia (aunque la vendió por
2 años) por siempre estar en todo momento, sobretodo en el rock, futbol y playa. A mi
amigo Juan Pablo Arias incontables momentos y conversaciones en Iquique y Santiago.
Marcelo Gonzalez (Cholombiano) y su familia por su respaldo y apoyo en mi estadía en
Santiago.Gonzalo Lopez (La Carlota) por siempre estar conmigo.
Agradezco también Juan Luis Bernal (asqueroso Wormull), Camilo Santana (Pelao
Santana) y Marcelo Aliaga (Ceccioniano) por cada momento vivido en terreno y en la
vida universitaria, pero principalmente en los carretes y terreno. También a mis amigos
de Geología Santiago Fernanda Torres (Perro que saca la lengua), Nataly Castro (La
yoya), Debie Roa, Valentina Troncoso y Che Gerald (Besito en *), muchas gracias.
Agradecer a las personas de viña. A Jaime Cataldo, Nicholas Philipi (El perro Chico) y
Gonzalo Navarro (El Pepe) por siempre mostrar apoyo y preocupación, realmente
siempre apañando. A Chaynna Lodis por su paciencia y compañerismo por dos años. Y
los cabros del grupo por siempre tener un lugar donde reírse y pasarlo bien.
Finalmente, no puedo dejar afuera a dos grandes profesores y actualmente amigos Omar
Rojas y Reynaldo Zumarán, quienes fueron los que confiaron y apostaron por mí, gracias
a eso, hoy pude obtener grandes logros académicos.
Índice de Contenidos
Índice de Fotografías .................................................................................................................. 1
Índice de Figuras ......................................................................................................................... 3
Índice de Tablas .......................................................................................................................... 7
1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................ 8
1.1 Formulación del Problema .............................................................................................. 8
1.2 Hipótesis de Trabajo ........................................................................................................ 9
1.3 Objetivos ............................................................................................................................ 9
1.3.1 Objetivos Generales ..................................................................................................... 9
1.3.2 Objetivo Específicos ..................................................................................................... 9
1.4 Metodología ..................................................................................................................... 10
1.4.1 Trabajo en Gabinete pre-terreno .............................................................................. 10
1.4.2 Trabajo de Terreno ..................................................................................................... 10
1.4.3 Trabajo de Gabinete post-terreno............................................................................. 11
1.5 Ubicación y Acceso ........................................................................................................ 11
2. MARCO GEOLÓGICO ..................................................................................................... 12
2.1 Complejo Metamórfico Andino Oriental (Devónico al Pérmico-Triásico) ............... 12
2.2 Provincia Ácida Chon Aike ............................................................................................ 13
2.2.1 Formación Ibáñez (equivalente a Complejo El Quemado) (Jurásico Superior-
Valanginiano) ......................................................................................................................... 13
2.3 Grupo Coyhaique (Titoniano-Aptiano)......................................................................... 14
2.3.1 Formación Toqui (Titoniano-Berrisiano) .................................................................. 15
2.3.2 Formación Katterfeld (Berrosiano-Hauteriviano) .................................................... 16
2.3.3 Formación Apeleg (Hauteriviano-Aptiano) .............................................................. 16
2.4 Batolito Patagónico ........................................................................................................ 17
2.5 Configuración tectónica y unidades morfoestructurales ........................................... 19
3. MARCO GEODINÁMICO ................................................................................................. 22
4. MARCO TEÓRICO ........................................................................................................... 27
5. LEVANTAMIENTO GEOLÓGICO .................................................................................. 31
5.1 Metabasaltos almohadillados del CMAO .................................................................... 33
5.2 Sucesión volcano-sedimentaria de Formación Ibáñez ............................................. 36
5.3 Cuerpos hipabisales ....................................................................................................... 45
5.4 Deformación y Estructuras ............................................................................................ 48
5.4.1 Deformación Pre-Jurásica ......................................................................................... 49
5.4.2 Deformación Post-Jurásica ........................................................................................ 50
6. DISCUSIÓN ....................................................................................................................... 53
6.1 Correlación entre diferentes cuerpos metabasálticos ............................................... 53
6.2 Génesis metabasaltos del CMAO ................................................................................ 65
7. CONCLUSIONES .............................................................................................................. 72
8. REFERENCIAS ................................................................................................................. 73
9. ANEXOS ............................................................................................................................. 83
1
Índice de Fotografías
Fotografía 1. A y B) Contacto entre los metasedimentos y metabasaltos almohadillados (MBA) del CMAO, extremo noroeste de Península La Carmela............................................................... 33 Fotografía 2. A) Estructura de almohadilla de los metabasaltos, el color verdoso característico de la alteración clorita-epidota. B) y C) Sección delgada de los metabasaltos (MBA), muestra los microlitos de plagioclasa, clorita y carbonato. Muestra UN-280B de los metabasaltos (MBA), nicoles cruzados objetivo 5X. ....................................................................................................... 34 Fotografía 3. Fenocristales de plagioclasas alterada a sericita, clorita y carbonato inmersos en una masa fundamental desvitrificada y con microlitos de plagioclasas. Muestra UN-280 de metabasaltos (MBA), nicoles cruzados objetivo 5X. .................................................................... 35 Fotografía 4. A) Macla polisintética en cristal de plagioclasa cortado por vetilla de carbonato. B) Macla de Carlsbad en cristal de plagioclasa. ............................................................................... 36 Fotografía 5. Brechas sedimentarias basales de la sucesión volcano-sedimentaria que se disponen sobre CMAO, en el extremo sur de Península La Carmela. Se observa en general un manteo hacia el este. Cuadro con borde blanco es un acercamiento al afloramiento de las brechas con clastos del CMAO y un cemento hematítico. ......................................................................... 37 Fotografía 6. Filón manto de composición dacítica que sobreyace las brechas basales y es cortado por diques andesíticos, en rojo, bordes de cuerpos hipabisales intruyendo al filón manto. ....... 38 Fotografía 7. A y B) Fenocristal de cristal de cuarzo anhedral y textura de embahiamiento con biotita inmerso en una masa fundamental recristalizada, con microlitos de plagioclasa y pequeños microcristales de cuarzo. C y D) Cristal de Biotita levemente cloritizado, en la parte inferior izquierda una textura de flujo. E) Fenocristal de cuarzo con inclusiones de masa fundamental y textura de reequilibrio. F) Plagioclasa alterada por carbonato. A y C) fotos a nicoles paralelo con el objetivo de 5X; B, D, E, F) fotos a nicoles cruzados con el objetivo de 5X. ..................................................................................................................................................... 40 Fotografía 8. Contacto por falla entre los metasedimentos del CMAO brechas basales de la sucesión volcano-sedimentaria. Falla Mancilla corresponde al nombre de la estructura que genera el contacto entre ambas unidades. .................................................................................. 41 Fotografía 9. Afloramiento del nivel de tobas cristalina con una marcada laminación, en la parte superior de la sucesión volcano-sedimentaria. ............................................................................ 42 Fotografía 10. Fotografías de laminadas delgada de la toba cristalina. A y B) Cristal de cuarzo altamente fragmentado junto con cristales de plagioclasa inmersos en una matriz con microfragmentos de cuarzo, plagioclasa y líticos. C y D) Lítico andesítico y cristales de cuarzo fragméntales. Fotografía (A y C) nicoles cruzados con el objetivo de 5X y fotografía (B y D) nicoles paralelos con el objetivo de 5X. ................................................................................................... 44
2
Fotografía 11. A) Dique con bordes sinuosos intruyendo a metasedimentos del CMAO, en el extremo norte de Península La Carmela. B) Dique con bordes rectos, que intruyen a la sucesión volcano-sedimentaria. ................................................................................................................. 45 Fotografía 12. Láminas delgadas de mircrodiorita A y B) Fenocristal de clinopiroxeno en centro altamente fragmentando junto con pequeños cristales de biotita, plagioclasa y anfíbol inmerso en una masa fundamental recristalizada con microlitos de plagioclasa. C) cristal de clinopiroxeno con una zonación débil. D) Cristales de piroxeno cortado por vetilla de carbonato. ................... 47 Fotografía 13. Láminas delgadas de andesita A) Fenocristales de plagioclasa zonados con textura sieve, alteradas a sericita y calcita, inmersas en una masa fundamental desvitrificada. Fotografía (A) nicoles cruzados con el objetivo de 5X y fotografía B) Nicoles paralelos con el objetivo de 5X. ..................................................................................................................................................... 48 Fotografía 14. Pliegues y foliaciones principales evidenciando la deformación dúctil. A, B y D = metasedimentos del CMAO y C= metabasaltos (MBA). ............................................................... 49
3
Índice de Figuras
Figura 1. Mapa simplificado donde se ilustra en rectángulo rojo la ubicación de la zona de estudio, correspondiente a Península La Carmela. Modificado de Calderón et al. 2016. FPCM: Faja Plegada y Corrida de Magallanes; ZFMF: Zona de Falla Magallanes-Fagnano; ZCCM: Zona de Cizalle Canal de las Montañas; CMC: Complejo Metamórfico Chonos; CD: Complejo Denaro; CMAO: Complejo Metamórfico Andino Oriental. ..................................................................................................... 12 Figura 2. Estratigrafía del Jurásico-Cretácico Inferior en Cuenca de Aisén, segmento norte de Cuenca Austral. Extraído y modificado de Suárez et al., (2009b). ............................................... 17 Figura 3. Mapa con las diferentes unidades que afloran a escala regional. Se indican edades U-Pb en zircón de rocas volcánicas del Complejo El Quemado, Tobífera y Batolito Patagónico, extraídas de Pankhurst et al., (1998) y Calderón et al., (2016). En rectángulo rojo se representa el área de estudio. Modificado de Calderón et al., (2016). .............................................................. 19 Figura 4. Confirmación tectónica actual en el segmento austral del margen occidental de Sudamérica. PTC: Punto Triple Chile, SCR: Ridge Chile Sur, SCR1 a SCR4: segmentos activos, FZ: Fallas Transformantes. Modificado de Scalabrino et al., (2010). ................................................ 20 Figura 5. A) Imagen satelital del sur de Sudamérica, se indica los límites de la Faja Plegada y Corrida de Magallanes con su frente de deformación en línea segmentada naranja. B) Imagen representativa de las tres zonas morfoestructurales principales del sector de estudio a escala regional, rectángulo rojo representa Península La Carmela, adyacente al Glaciar O’Higgins. Modificada de Giacosa et al., (2012). .......................................................................................... 21 Figura 6. Mapa representativo de las diversas estructuras a escala regional en las cercanías de Península La Carmela. .................................................................................................................. 22 Figura 7. Configuración de Sudamérica. Se presenta la extensión de la cuenca Austral con su miembro norte (Cuenca de Aisén) y su extremo sur (Cuenca de Magallanes) junto con la Cuenca de la Rocas Verdes, ambas limitadas al oeste por el Arco Magmático que corresponde al Batolito Patagónico. Modificado de Suárez et al. 2009b. ......................................................................... 24 Figura 8. Mapa de Sudamérica con los diferentes afloramientos de las rocas volcánicas de la Provincia ácida Chon-Aike (Jurásico-Cretácico Inferior). Marifil: Formación Marifil; Ibáñez: Formación Ibáñez; Lonco Trapial: Formación Lonco Trapial; Chon Aike: Formación Chon-Aike; Tobífera: Formación Tobífera; El Quemado: Complejo El Quemado. Modificado de Pankhurst et al. 1998. ....................................................................................................................................... 25 Figura 9. Esquema de clasificación para rocas volcánicas básicas según su contexto tectónico. Extraído de Pearce y Cann (1973). ............................................................................................... 28 Figura 10. Diagrama de discriminación tectónica usando Ti y Zr. Basalto de Fondo Oceánico (BFO) representado por los campos A y B. Toleítico Bajo en Potasio(TBK) campos C y B. Basalto Calcoalcalino(BC) campos D y B. Extraído de Pearce y Cann (1973). ........................................... 29
4
Figura 11. A) Diagrama de discriminación tectónica para basaltos en base a Meschede (1986), AI: Basalto Alcalino Intraplaca; AII: Basalto Alcalino Intraplaca o Basalto Intraplaca; B: E-MORB; C: Basalto de Intraplaca o Basalto de Arco Volcánico; D: N-MORB y Basalto de Arco Volcánico. B) Diagrama de discriminación para diferentes basaltos según Cabanis y Lecolle (1989), 1: Dominios Orogénicos; 2: Dominio Intracontinentales a Post Orogénicos; 3: Dominios no Orogénicos. ..... 29 Figura 12. Diagrama de discriminación de ambiente de formación para basaltos en base a TiO2-MnO-P2O5, según Mullen (1983); MORB: Basalto Dorsal Meso-Oceánico; OIT: Basalto de Isla Oceánica Toleítico; Basaltos; OIA: Basalto de Isla Oceánica Alcalino; CAB: Basalto Calcoalcalino; IAT: Basaltos de arcos de Isla toleíticos. ...................................................................................... 30 Figura 13. Mapa de levantamiento geológico en Península La Carmela. .................................... 31 Figura 14. Perfil esquemático de Península La Carmela, el cual representa las diversas estructuras y litologías reconocidas y estudiadas. .......................................................................................... 32 Figura 15. Sistemas de fallas inversas en el extremo noreste de Península La Carmela, en donde se pone en contacto los metasedimentos con los metabasaltos. ................................................ 50 Figura 16. Esquema longitudinal de Península La Carmela, donde se observa el sistema de falla y la falla Mancilla. ........................................................................................................................ 51 Figura 17. Falla Lago Chico estructura que provoca el cabalgamiento del CMAO sobre la sucesión volcano-sedimentaria. ................................................................................................................. 52 Figura 18. Distribución de metabasaltos almohadillados en sector Península La Florida y Península La Carmela. .................................................................................................................. 53 Figura 19. Esquema de interpretación de tiempo y velocidad de crecimiento cristalino para los metabasaltos de CMAO. Modificado de Gill, 2010. ..................................................................... 54 Figura 20. Diagrama de Clasificación para rocas volcánicas en base Nb/Y vs Zr/TiO2 de Winchester y Floyd (1977). BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; BCMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; BCD = Basaltos Complejo Denaro; BMCC = Basaltos Meseta Chile Chico; BPAIKE= Basaltos Pali Aike; BLOIHI; Basaltos Loihi. .............................................................................................................................. 56 Figura 21. Diagrama de discriminación a partir del Zr vs Ti para basaltos según el diagrama de Pearce y Cann (1979). Basalto de Fondo Oceánico representado por los campos A y B. Toleítico Bajo en Potasio campos C y B. Basalto Calcoalcalino campos D y B. BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; BCMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; BCD = Basaltos Complejo Denaro; PSAR = Pillow Complejo Sarmiento; PTORT= Pillow Complejo Tortuga. ............................................................................. 57 Figura 22. Diagrama de patrón de Tierras Raras normalizado a Condrito de Sun y McDonough (1989). Todas las muestras corresponden a basaltos almohadillados de Península La Florida obtenidas por Hervé et al., (1999). .............................................................................................. 58
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Figura 23. A) Diagrama de discriminación para diferentes basaltos según Cabanis y Lecolle (1989). B) Diagrama de discriminación tectónico para basaltos en base a Meschede (1986). BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental. ............................................. 59 Figura 24. A) Diagrama de discriminación tectónico para basaltos en base a Cabanis y Lecolle (1989) para los basaltos, 1: Dominios Orogénicos; 2: Dominio Intracontinentales a Post Orogénicos; 3: Dominios no Orogénicos. B) Diagrama de discriminación para diferentes basaltos según Meschede (1986), AI: Basalto Alcalino Intraplaca; AII: Basalto Alcalino Intraplaca o Basalto Intraplaca; B: E-MORB; C: Basalto de intraplaca o Basalto de Arco Volcánico; D: N-MORB y Basalto de Arco Volcánico. C) Diagrama de discriminación tectónico en base a Cabanis para los basaltos devónicos miocenos de la Patagonia junto con OIB Loihi, Hawaii. D) Diagrama de discriminación tectónico en base a Meschede para los basaltos devónicos miocenos de la Patagonia junto con OIB Loihi, Hawaii. BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; BCMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; BCD = Basaltos Complejo Denaro; BMCC = Basaltos Meseta Chile Chico; BPAIKE= Basaltos Pali Aike; BLOIHI; Basaltos Loihi, Hawaii. ......................................................................................................................................... 60 Figura 25. Diagrama de Mullen 1983 para los diferentes basaltos comparados. MORB: Basalto Dorsal Meso-Oceánico; OIT: Basalto de Isla Oceánica Toleítico; Basaltos; OIA: Basalto de Isla Oceánica Alcalino; CAB: Basalto Calcoalcalino; IAT: Basaltos de arcos de Isla toleíticos. BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; BCMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; BCD = Basaltos Complejo Denaro; BMCC = Basaltos Meseta Chile Chico; BPAIKE= Basaltos Pali Aike; BLOIHI; Basaltos Loihi, Hawaii; BFM.HAWAII = Basaltos Formación Hawaii. ................................................................................ 61 Figura 26. Diagrama La/Nb vs Ba/Nb para los diferentes basaltos analizados y comparados con diferentes rocas volcánicas del Sur del Sudamérica. CMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; CMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; CD = Basaltos Complejo Denaro; MCC = Basaltos Meseta Chile Chico; Pali Aike= Basaltos Pali Aike; BLOIHI; Basaltos Loihi, Hawaii; BP= Batolito Patagónico; SSVZ; Sur Zona Volcánica Sur; Andinas Tipo S= Rocas Plutónicas y Metasedimentarias Paleozoicas. Datos extraidos de Espinoza et al., (2005). .......................................................................................................................................... 62 Figura 27. Diagrama FeO+Fe2O3 vs Zr/y. CMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; CMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; CD = Basaltos Complejo Denaro; MCC = Basaltos Meseta Chile Chico; Pali Aike= Basaltos Pali Aike; LOIHI; Basaltos Loihi, Hawaii; BP= Batolito Patagónico; SSVZ; Sur Zona Volcánica Sur; Andinas Tipo S= Rocas Plutónicas y Metasedimentarias paleozoicas. ...................................................... 64 Figura 28. Esquema de interpretación de la evolución de la parte este del margen suroccidental de Gondwana y metabasaltos del Complejo Metamórfico Andino Oriental. .............................. 67 Figura 29. Zona de perfiles realizados en Península La Carmela y al sur del Lago O’Higgins. A) Figura modificada de Calderón et al., 2016. B) Extraída y Modificada de Giacosa et a., 2012. FPCM: Faja Plegada y Corrida de Magallanes; ZFMF: Zona de Falla Magallanes-Fagnano; ZCCM: Zona de Cizalle Canal de las Montañas; CMC: Complejo Metamórfico Chonos; CD: Complejo Denaro; CMAO: Complejo Metamórfico Andino Oriental. ........................................................... 68
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Figura 30. A) Perfil al sur del lago O’Higgins en Argentina, imagen modificada de Giacosa et al. 2012. B) Perfil esquemático de Península La Carmela, resultado del presente estudio. ............. 69
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Índice de Tablas
Tabla 1. Comparación de las concentraciones de Ni, Cr y Mg de los basaltos estudiados. CMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; CMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; CD = Basaltos Complejo Denaro; MCC = Basaltos Meseta Chile Chico; Pali Aike= Basaltos Pali Aike; LOIHI; Basaltos Loihi, Hawái. .......................................................................................................................................... 64 Tabla 2. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados de península La Florida. Extraído de Hervé et al, 1999. .......................................................................................... 83 Tabla 3. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados del Complejo Metamórfico Chonos. Extraído de Hervé et al, 1999. ............................................................................ 84 Tabla 4. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados del Complejo Denaro. Extraído de Sepúlveda et al, 2008. ................................................................................... 85 Tabla 5. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados del Complejo Sarmiento. Extraído de Stern et al., 1979. .......................................................................................... 86 Tabla 6. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados del Complejo Tortuga Extraído de Stern et al., 1979. .......................................................................................... 86 Tabla 7. Resultados geoquímicos en basaltos Meseta Chile Chico. Extraído de Espinoza et al, 2005. ............................................................................................................................ 87 Tabla 8. Resultados geoquímicos en basaltos Meseta Chile Chico. Extraído de Espinoza et al, 2005. ............................................................................................................................ 89 Tabla 9. Resultados geoquímicos en basaltos del Pali Aike. Extraído de Stern, 1990. .... 90 Tabla 12. Resultados geoquímicos en basaltos de Hawaii. Extraído de Frey et al., 1983. .......................................................................................................................................... 91 Tabla 11. Resultados geoquímicos en basaltos del Volcán Kohala. Extraído de Spengler y Garcia, 1988. .................................................................................................................... 92 Tabla 12. Resultados geoquímicos en basaltos del Volcán Kohala. Extraído de Spengler y Garcia, 1988 ..................................................................................................................... 93
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1. INTRODUCCIÓN
1.1. Formulación del Problema Parte de la evolución tectónica y magmática del margen occidental de
Gondwana puede ser estudiada en las rocas ígneas y metamórficas de unidades
litoestratigráficas que conforman el territorio austral de Sudamérica.
En Península La Carmela, zona de estudio, situada a la latitud del Glaciar
O’Higgins, extremo norte de los Campo de Hielo Sur (Figura 1) afloran rocas
metamórficas que forman parte del Complejo Metamórfico Andino Oriental
(CMAO), las cuales son cubiertas en discordancia por rocas volcánicas de la
Formación Ibáñez.
Estudios recientes realizados en diversas localidades del CMAO debaten
si el ambiente de depositación de las sucesiones turbidíticas paleozoicas que
conformaron el protolito del CMAO corresponde al de un margen pasivo, o al de
una cuenca de antearco, es decir, en un ambiente de subducción. En Península
La Carmela, el CMAO presenta cuerpos lenticulares de metabasaltos
almohadillados que no han sido interpretados y cuya evolución tectónica con las
rocas metasedimentarias no es aun bien comprendida.
Las rocas volcánicas de la Formación Ibáñez, principalmente riolitas y
dacitas se habrían formado en un ambiente de rift continental en la evolución
temprana de la Cuenca Austral (Pankhurst et al., 1998; Figura 1), estas se
encuentran en discordancia respecto al basamento metamórfico (CMAO). En
Península La Carmela, las rocas volcánicas presentan un control estructural el
cual puede ser relacionado con la evolución tectónica regional.
En esta memoria, se intenta caracterizar la geología del conjunto de
rocas ígneas que afloran en Península La Carmela, entre las que se encuentran:
metabasaltos almohadillados del CMAO; dacitas e ignimbritas de la Formación
Ibáñez junto con cuerpos hipabisales andesíticos y microdioríticos, dando
respuestas a las siguientes interrogantes:
9
1) ¿Cuál fue el ambiente de formación de los metabasaltos y cúal fue su evolución
tectónica con los metasedimentos del CMAO?
2) ¿Cuál es el significado tectónico de las diferencias de espesor entre las capas
de sucesiones de rocas volcanoclasticas de la Formación Ibáñez en Península
La Carmela?
1.2 Hipótesis de Trabajo
La primera hipótesis de trabajo deriva de la aparente correlación que existe
entre los metabasaltos almohadillados de Península La Carmela con los
metabasaltos almohadillados de Península La Florida, que se encuentran
intercalados en secuencias metasedimentarias polideformadas del CMAO. En
consideración de las semejanzas petrográficas e información petroquímica de los
metabasaltos de Península La Florida (Herve et al., 1999), se podrá establecer
que estos formaron parte de la litósfera oceánica que se subductaba bajo el
margen continental de Gondwana durante el Paleozoico Superior.
La segunda hipótesis de trabajo contempla la sucesión volcano-
sedimentaria presente en Península La Carmela, la que correspondería a la base
de la Formación Ibáñez, la cual se habría depositado en un ambiente de rift
continental, controlado por estructuras normales con orientaciones N-S a NNE-
SSW.
1.3 Objetivos
1.3.1 Objetivos Generales
1) Establecer un modelo petrogenético y de evolución tectónica para los
metabasaltos de Península La Carmela y La Florida en conjunto con los
metasedimentos del CMAO.
1.3.2 Objetivo Específicos
10
1) Identificar texturas y relaciones de contacto que permitan establecer procesos
de cristalización y emplazamiento para los metabasaltos almohadillados del
CMAO.
2) Establecer la correlación de los metabasaltos de Península La Carmela con
los de Península La Florida.
3) Determinar el estilo estructural del orógeno Andino en Península La Carmela.
4) Complementar la información geológica regional del CMAO y de Formación
Ibáñez en la ribera del lago Chico (48°30'S- 49°S).
1.4 Metodología
1.4.1 Trabajo en Gabinete pre-terreno
El trabajo pre-terreno se basó en la recopilación de antecedentes
bibliográficos, con el fin de elaborar una base de datos de las diversas
formaciones geológicas, litologías, edades, estructuras, mineralización, entre
otras.
1.4.2 Trabajo de Terreno
Se realizó una campaña de 22 días de terreno en Penínsulas La Carmela
y La Florida (48°30'S- 49°S), durante el mes de febrero de 2016.
Descripción petrográfica de las diferentes litologías ígneas presentes en
Península La Carmela (48°30'S- 49°S).
Comparación petroquímica disponible de Hervé et al., (1999), de
metabasaltos en Península La Florida.
11
1.4.3 Trabajo de Gabinete post-terreno Se clasifican las muestras representativas de Península La Carmela las
cuales son integradas en perfiles, esquemas y mapas geológicos .
1.5 Ubicación y Acceso
El área de estudio se encuentra en la XI Región de Aysén, Chile.
Específicamente, el estudio se concentra en la costa al suroeste del lago
O`Higgins, en Península La Carmela entre los 48°30' y 49°00' latitud sur (Figura
1). El acceso al área de estudio se realiza a través de la carretera Austral, donde
es posible utilizar esta ruta desde Coyhaique hasta Villa O’Higgins. La Carretera
Austral finaliza en Villa O’Higgins por lo que es necesario utilizar algún tipo de
embarcación para navegar aproximadamente 45 km por el Lago O’Higgins en
dirección hacia la Península La Carmela, adyacente al glaciar O’Higgins.
12
Figura 1. Mapa simplificado donde se ilustra en rectángulo rojo la ubicación de la zona de estudio, correspondiente a Península La Carmela. Modificado de Calderón et al. 2016. FPCM: Faja Plegada y Corrida de Magallanes; ZFMF: Zona de Falla Magallanes-Fagnano; ZCCM: Zona de Cizalle Canal de las Montañas; CMC: Complejo Metamórfico Chonos; CD: Complejo Denaro; CMAO: Complejo Metamórfico Andino Oriental.
2. MARCO GEOLÓGICO
2.1 Complejo Metamórfico Andino Oriental (Devónico al Pérmico-Triásico) Se denomina basamento Paleozoico a las rocas pertenecientes al
Complejo Metamórfico Andino Oriental (CMAO) (Hervé, 1993). El CMAO consiste
principalmente de sucesiones turbidíticas polideformadas con cuerpos menores
de calizas y metabasitas (Hervé, 1993, 2008; Thomson y Hervé 2002).
El CMAO aflora al este del Batolito Patagónico (BP), específicamente
desde el Lago General Carrera hasta el extremo norte de Campos de Hielo Sur
(Hervé, 1993). El CMAO puede ser subdivido en dos unidades principales
(Lagally, 1975 en Augustsson y Bahlburg, 2003; Thomson y Hervé, 2002). La
unidad ubicada al norte, conocida como Formación Lago General Carrera
(Lagally, 1975 en Augustsson y Bahlburg, 2003; Miller, 1976 en Thomson y
Hervé, 2002) o Formación Rio Lácteo (Leanza, 1972 en Bell y Suárez, 2000) que
consisten principalmente de cuarcitas, esquistos micáceos, esquistos verdes y
filitas, con algunas alternancias menores de mármol y basaltos amigdaloidales
que muestran una intensa deformación polifásica y un grado metamórfico medio
(Thomson y Hervé, 2002). En la parte austral se encuentra la Formación
Cochrane (Riccardi, 1971 en Thomson y Hervé, 2002) o Formación Bahía de la
Lancha (Miller, 1976 en Thomson y Hervé, 2002) esta se caracteriza por mostrar
una alternancia de metasedimentitas (Yoshida, 1981 en Vásquez, 2007)
compuestas por filitas, pizarras y esquistos verdes. En la latitud de Puerto
Natales, el CMAO es representado por el Complejo Staines, el cual está
compuesto por delgadas capas de cuarcitas, metareniscas, metapelitas y
esquistos verdes (Forsythe y Allen, 1980). En general, el CMAO se define como
13
secuencias turbidíticas con proporciones menores de calizas que muestran
indicio de un bajo grado metamórfico (Thomson y Hervé, 2002).
La fuente sedimentaria para el dominio oriental del CMAO muestra
afinidades isotópicas de una fuente de roca continental cratónica (Augustsson y
Bahlburg, 2003), mientras que la fuente de roca para el dominio occidental es
relacionada con complejos plutónicos (Augustsson y Bahlburg, 2008).
La edad mínima para CMAO es establecida por una gran discordancia,
donde el CMAO subyace las secuencias volcánicas jurásicas de la Formación
Ibáñez (153 Ma; Pankhurst et al., 2000). Estudios por Bell y Suárez (2000)
mencionan una edad de 307 ± 10 Ma de K-Ar en muscovita de un granitoide. Por
otra parte, Hervé et al., (2003) en base de análisis de U-Th-Pb en zircones
detríticos establece que la parte oriental está dominada por componentes
sedimentarios del CMAO depositadas durante el Devónico Superior al
Carbonífero Inferior, mientras que la sección occidental es dominada por
turbiditas del Pérmico.
2.2 Provincia Ácida Chon Aike
Se conoce como Provincia Ácida Chon Aike a las formaciones de rocas
volcánicas jurásicas de la Patagonia y Antártica occidental, compuestas
dominantemente por riolitas, ignimbritas y pequeñas asociaciones bimodales de
lavas máficas a intermedias (Kay et al., 1989; Pankhurst et al., 1998).
El volcanismo en la parte oriental de la Patagonia se establece en el
Jurásico temprano-medio evidenciado por las Formaciones Marifil y Chon-Aike,
mientras que en la cordillera Andina el volcanismo se establece durante el
Jurásico medio al Cretácico temprano representado por las Formaciones Ibáñez,
El Quemado y Tobífera (Pankhurst et al., 1995, 1998, 2000)
2.2.1 Formación Ibáñez (equivalente a Complejo El Quemado) (Jurásico Superior-Valanginiano)
14
La Formación Ibáñez comprende una gran variedad de facies volcánicas
y sedimentarias (Suárez et al., 1996; De La Cruz et al., 2003, 2004; De La Cruz
y Suárez, 2006). Las secuencias volcánicas son principalmente piroclásticas con
potentes niveles ignimbriticos (Quiroz y Bruce, 2010), mientras que las
secuencias sedimentarias corresponden a brechas, conglomerados y areniscas
(De La Cruz et al., 2004).
La localidad tipo de la Formación Ibáñez se encuentra en Puerto
Ingeniero Ibáñez (Niemeyer et al., 1984; Quiroz y Bruce, 2010). El espesor
máximo de la Formación Ibáñez ha sido estimado en 1900 metros (Niemeyer et
al., 1984) complementando así el espesor de 290 a 1000 metros propuesto por
Baker (1981). La Formación Ibáñez puede ser distinguida a lo largo de la
Cordillera Patagónica central desde Futaleufú (43°S) hasta el Lago O’Higgins
(49°S). Al sur de esta región, la Formación Ibáñez presenta un equivalente
conocido como Formación Tobífera (Suárez et al., 2009).
La Formación Ibáñez representa una actividad explosiva en un ambiente
de subducción durante periodos de rifting previo y durante el desmembramiento
de Gondwana (Pankhurst et al., 1995, 1998, 2000; Suárez et al., 2009). En
general los productos volcánicos ácidos de edad Jurásica en la Patagonia forman
parte de la Provincia ácida Chon-Aike (Pankhurst et al., 1998, 2000; Riley et al.,
2001; Suárez et al., 2009).
Según diferentes análisis radiométricos K–Ar (Suárez y De La Cruz
1997b, 2001; Suárez et al., 1997; De La Cruz y Suárez, 2006), 40Ar/39Ar (Parada
et al., 2001) y U–Pb (Parada et al., 1997; Pankhurst et al., 2000, 2003) en rocas
de la Formación Ibáñez y plutones emplazados, permiten definir una edad entre
158.9 ± 1.5 Ma y 138.4 ± 1.3 Ma para la Formación Ibáñez (Suárez et al., 2009).
2.3 Grupo Coyhaique (Titoniano-Aptiano)
15
El Grupo Coyhaique corresponde a sucesiones volcánicas y
sedimentarias depositadas en la Cuenca de Aisén. En Chile, este grupo está
definido de base a techo, por las formaciones Toqui, Katterfeld y Apeleg (De La
Cruz et al., 2003; De La Cruz y Suárez, 2006; Suárez et al., 2009, 2009b). Las
rocas sedimentarias de este grupo son de ambiente marino, respaldado
fuertemente por el abundante contenido fósil.
Estratigráficamente el Grupo Coyhaique se encuentra sobreyaciendo la
Formación Ibáñez y subyaciendo la Formación Divisadero. Esta última de
carácter volcánico (Figura 2), (Haller y Lepido, 1980; De La Cruz et al., 2003,
2004; De La Cruz y Suárez, 2006; Suárez et al., 2009, 2009b).
La distribución espacial del Grupo Coyhaique se encuentra bien definida
desde Futaleufú (43°S), hasta el Lago General Carrera (46°S; De La Cruz et al.,
1996; Suárez et al. 2009), aunque existen registros que indican que este grupo
puede ser seguido de manera intermitente hasta Campos de Hielo Sur (48°S;
Quiroz y Bruce, 2010).
2.3.1 Formación Toqui (Titoniano-Berrisiano)
La Formación Toqui corresponde al miembro basal del Grupo Coyhaique
(Suárez y De la Cruz, 1994), y está compuesto por areniscas, tobas, tufitas
además de niveles calcáreos y pequeñas alternancias de carbón. La formación
tipo fue definida en el distrito minero El Toqui (Suárez y De la Cruz, 1994).
La parte basal de la Formación Toqui corresponde un miembro calcáreo
que varía de 10 a 40 metros de espesor, sobreyaciendo a este se encuentran dos
miembros que engranan entre sí, un miembro piroclástico con un espesor que
varía de 76 a 215 metros y otro miembro arenoso de 30 metros de espesor
(Suárez y De la Cruz, 1994).
La edad de la Formación Toqui se atribuye principalmente al Titoniano
16
debido al material fósil (Covacevich et al., 1994) y a dataciones de U-Pb SHRIMP
en zircón de los dos miembros superiores (Suárez y De la Cruz, 1994).
2.3.2 Formación Katterfeld (Berrosiano-Hauteriviano)
La Formación Katterfeld definida por Ramos (1976), corresponde a la
parte media del Grupo Coyhaique y sobreyace de manera concordante a la
Formación Toqui, de igual forma subyace a la Formación Apeleg (Bell y Suárez,
1997) Formación Katterfeld está compuesta por lutitas negras fosilíferas de
plataforma las cuales se depositaron en un ambiente anóxico (Ramos, 1976;
Suárez y De la Cruz, 1994; Bell y Suárez, 1997; De la Cruz et al., 2003; Suárez
et al., 2009).Se puede correlacionar con la Formación Zapata, en la región de
Magallanes.
La Formación Katterfeld posee una potencia mínima de 65 metros de
espesor, la presencia de ammonites del Hauteriviano y otros fósiles marinos
Valanginiano permiten definir la edad de esta formación (Suárez y De la Cruz,
1994; Suárez et al., 2009).
2.3.3 Formación Apeleg (Hauteriviano-Aptiano) La Formación Apeleg es el miembro superior y más joven del Grupo
Coyhaique, esta formación está compuesta principalmente por areniscas marinas
con intercalaciones de lutitas gris oscuras dispuestas de manera concordante e
interdigitadas con la Formación Katterfeld (Ploszckiewiccz y Ramos, 1977;
Suárez y De la Cruz, 1994, Suárez et al., 2009, 2009b).
Comúnmente es posible encontrar facies heteroliticas, ondulitas,
estructuras “flaser”, y en ciertas localidades una marcada estratificación cruzada
(Suárez y De la Cruz, 1994). La formación Apeleg representa depósitos de barras
de plataforma, mareales y localmente deltaicos (González-Bonorino y Suárez
1995; Suárez y De la Cruz, 1994; Bell y Suárez, 1997).
Este nivel representa la unidad más joven depositada en la Cuenca de
17
Aisén, la potencia estimada para este miembro varia de unas pocas decenas
hasta al menos 200 metros de espesor (Suárez y De la Cruz, 1994). Los niveles
arenosos generalmente se encuentran bioturbados y localmente presentan
fósiles marinos del Hauteriviano, Favrella sp (Suárez y De la Cruz, 1994; Suárez
et al., 2009), mientras que al sur del Lago General Carrera (46°S) y en la parte
superior de la Formación Apeleg se le asigna al Aptiano temprano, basado en la
presencia de un ammonite Tropaeum o Australiceras sp (De la Cruz y Suárez,
2008).
Figura 2. Estratigrafía del Jurásico-Cretácico Inferior en Cuenca de Aisén, segmento norte de Cuenca Austral. Extraído y modificado de Suárez et al., (2009b).
2.4 Batolito Patagónico
18
El Batolito Patagónico corresponde a un extenso grupo de complejos
plutónicos amalgamados que se extienden al menos por 1700 km (Figura 3)
desde el lago Rango (40°S) hasta el Cabo de Hornos (56°S) (De La Cruz et al.,
2004; Hervé et al., 2007) y representa la evidencia de actividad magmática
extendida por más de 150 Ma (Hervé et al., 2007).
El Batolito Patagónico está compuesto principalmente por granodioritas,
tonalitas, granitos, y en menor proporción dioritas y gabros que presentan
signaturas geoquímicas calcoalcalina típicas de un arco magmático en un
ambiente de subducción (Haller y Lapido, 1980; Pankhurst y Hervé, 1994, Hervé
et al., 2007). El ancho del Batolito Patagónico varía de 20 km en el extremo norte
hasta 200 km en Río Cisnes 44°30’ (De La Cruz et al., 2004). El Batolito
Patagónico puede ser subdividido en tres segmentos, el Batolito Patagónico
Norte al norte de los 47°S, aproximadamente a la latitud del punto triple chileno,
otro segmento es el Batolito Patagónico Sur que abarca entre los 47°S y 53°S,
finalmente el extremo austral conocido como Batolito “Fueguino” (53°S-56°)
(Hervé et al., 2007). Pankhurst y Hervé (1994) indican que el Batolito Patagónico
Norte presenta un ancho promedio de 200 km y una elongación paralela al
margen continental.
Los diferentes análisis de isotopos radiométricos realizados en el Batolito
Patagónico Norte permiten asignarle una edad que varía desde el Jurásico medio
al Mioceno-Plioceno (Baker, 1981; Pankhurst y Hervé, 1994). Las edades U-Pb
obtenidas en zircones para el Batolito Sur Patagónico corresponden del Jurásico
Tardío al Neógeno. Las edades del Jurásico Tardío varían entre los 157-145 Ma
y fueron obtenidas principalmente en leucogranicos y en escasos gabros. La
etapa final de la amalgamación del Batolito Sur Patagónico presenta edades de
25-15 Ma (Hervé et al., 2007).
19
Figura 3. Mapa con las diferentes unidades que afloran a escala regional. Se indican edades U-Pb en zircón de rocas volcánicas del Complejo El Quemado, Tobífera y Batolito Patagónico, extraídas de Pankhurst et al., (1998) y Calderón et al., (2016). En rectángulo rojo se representa el área de estudio. Modificado de Calderón et al., (2016). 2.5 Configuración tectónica y unidades morfoestructurales
La configuración tectónica actual del segmento occidental del margen de
Sudamérica a la latitud de la Península de Taitao (46°S) presenta una
convergencia de 3 placas tectónicas y recibe el nombre de Punto Triple de Chile
(PTC). Las placas que convergen en el punto triple, son la Placa Sudamericana,
Placa de Nazca y Placa Antártica, estas dos últimas subductan bajo la Placa
Sudamericana (Figura 4).
20
Figura 4. Confirmación tectónica actual en el segmento austral del margen occidental de Sudamérica. PTC: Punto Triple Chile, SCR: Ridge Chile Sur, SCR1 a SCR4: segmentos activos, FZ: Fallas Transformantes. Modificado de Scalabrino et al., (2010).
Al este del Batolito Patagónico existen tres zonas morfoestructurales con
intrínsecas características topográficas y patrones estructurales. La primera zona
corresponde a la zona andina, la cual se encuentra en la parte más occidental de
la zona de estudio con elevaciones por sobre los 2000 metros y se desarrollada
en rocas del basamento metamórfico y rocas ígneas mesozoicas y cenozoicas.
En base al estudio de Kraemer et al., (2002) este segmento corresponde al
interior de la faja plegada y corrida (Figura 5).
La segunda zona morfoestructural corresponde a la zona sub-andina con
cerros entre los 1500 y 2000 metros de altura, y donde se pude distinguir un
segmento norte con abundantes rocas volcánicas mesozoicas y un segmento sur
con una morfología suavizada desarrollada sobre sedimentos mesozoicos.
21
Finalmente, la tercera zona corresponde a la zona extra-andina con cerros de
menos de 1500 metros de altura, nombrada por Kraemer et al., (2002) como la
parte exterior de la faja plegada y corrida (Figura 5).
Figura 5. A) Imagen satelital del sur de Sudamérica, se indica los límites de la Faja Plegada y Corrida de Magallanes con su frente de deformación en línea segmentada naranja. B) Imagen representativa de las tres zonas morfoestructurales principales del sector de estudio a escala regional, rectángulo rojo representa Península La Carmela, adyacente al Glaciar O’Higgins. Modificada de Giacosa et al., (2012).
El área de estudio presenta fallas inversas con orientaciones N-S a NE-
SW (De la Cruz et al. 2004), en la parte noroeste de la Península La Carmela, se
reconoce la estructura Falla Lago Chico con vergencia al oeste y un movimiento
de rumbo dextral e inverso, esta pone en contacto al Complejo Metamórfico
Andino Oriental por sobre la Formación Ibáñez (De la Cruz et al., 2004). En
Península La Florida aproximadamente 20 km al norte, se reconoce la Falla Bahía
Pescado (Figura 6) con vergencia al este y un movimiento inverso, estableciendo
un cabalgamiento del Complejo Metamórfico Andino Oriental sobre la Formación
Ibáñez.
B A
22
Figura 6. Mapa representativo de las diversas estructuras a escala regional en las cercanías de Península La Carmela.
3. MARCO GEODINÁMICO
Los eventos tectónicos durante el Paleozoico generaron depocentros que
permitieron la acumulación de diferentes sucesiones sedimentarias que formaron
el protolito del Complejo Metamórfico Andino Oriental (CMAO) durante el
Devónico al Pérmico-Triásico (De la Cruz et al., 2004; Hervé et al., 2003, 2004;
Calderón et al., 2016). Según Augustsson y Bahlburg (2003), los metasedimentos
fueron depositados en un margen pasivo. Por otra parte, Hervé et al., (2003)
menciona que los metasedimentos del CMAO se depositaron en margen pasivo
o en un margen activo con la ausencia de un arco volcánico.
23
La subducción en Patagonia durante el Jurásico es evidenciada por el
emplazamiento de granitoides calcoalcalinos tipo I con edades de 187-178 Ma
del Batolito Sub-Cordillerano (Hervé et al., 2003; Rapela et al., 2008; Mpodozis y
Ramos, 2008), aunque existe evidencia tal como el Complejo Metamórfico
Chonos, que representa un complejo de subducción de edad Triásica tardío
(Hervé et al., 1993, 2000). El plutonismo de arco fue contemporáneo con el
volcanismo ácido de la Formación Marifil en la región del retroarco, con edades
entre los 188-169 Ma (Pankhurst y Rapela, 1995; Pankhurst et al., 2000).
Durante el Jurásico medio cesa la actividad magmática relacionada con
la subducción, y se establecen fenómenos de extensión y volcanismo ácido
(rifting). Este cambio en el régimen produjo importantes variaciones
paleogeográficas, tal como la migración del arco magmático hacia el oeste
(Mpodozis y Ramos, 2008).
El paso a un régimen extensional provoco una gran provincia magmática
entre los 170-150 Ma conocida como la Provincia Ácida Chon-Aike (Kay et al.,
1980; Pankhurst et al., 1998, 2000; Riley et al., 2001). La Provincia Ácida Chon-
Aike sustituyó el magmatismo de arco por enormes volúmenes de rocas riolíticas
y dacíticas jurásicas como respuesta a procesos de anatexis cortical asociados
al desmembramiento de Gondwana (Mpodozis y Ramos, 2008; Pankhurst y
Rapela, 1995; Riley et al., 2001; Suárez et al., 2009b). Durante el Jurásico
Superior y Cretácico Inferior se estableció un arco magmático a lo largo de la
cordillera principal (43°S– 56°S) y adyacente a este una cuenta de tras-arco,
denominada como la Cuenca Austral (Suárez et al., 2009b). Este arco magmático
Mesozoico-Cenozoico en la Patagonia es representado por el Batolito Patagónico
(PB) y muestra una afinidad calcoalcalina tipo I (Pankhurst et al., 1998, 2000,
2003; Suárez et al., 2009b). Según Hervé et al.,( 2007), el Batolito Patagónico
Sur es contemporáneo y probablemente cogenético con las etapas finales del
extenso volcanismo riolítico Jurásico tardío asociado con la etapa de rifting y
desmembramiento continental.
24
La Cuenca Austral es representada por dos segmentos, uno norte
conocido como Cuenca Aisén (Bell y Suárez, 1997), y otro sur conocido como
Cuenca de Magallanes (Figura 7) (Suárez et al., 2009b). Esta cuenca se
encuentra limitada al oeste por el Batolito Patagónico y hacia el norte sus
unidades se encuentran depositadas sobre productos volcánicos formaciones
Ibáñez o Lago La Plata en Argentina. Hacia al sur, estos productos volcánicos se
conocen como Complejo El Quemado (Argentina) o Formación Tobífera (Suárez
et al., 2009b), estas formaciones corresponden a asociaciones volcánicas tardías
de la Provincia Ácida de Chon-Aike (Figura 8) (Gust et al., 1985; Pankhurst et al.,
1998, 2000; Suárez et al., 2009, 2009b).
Figura 7. Configuración de Sudamérica. Se presenta la extensión de la cuenca Austral con su miembro norte (Cuenca de Aisén) y su extremo sur (Cuenca de Magallanes) junto con la Cuenca de la Rocas Verdes, ambas limitadas al oeste por el Arco Magmático que corresponde al Batolito Patagónico. Modificado de Suárez et al. 2009b.
25
Durante el Aptiano el segmento norte (Cuenca de Aisén) y sur (Cuenca
de Magallanes) de la cuenca Austral se comportan totalmente diferentes. La
Cuenca de Aisén se caracteriza por mostrar un diacronismo entre la
sedimentación y el volcanismo de la Formación Ibáñez representado por el
miembro inferior del Grupo Coyhaique durante sus primeros 11 Ma entre el
Titoniano-Hauteriviano (Baker et al., 1981; Suárez et al., 2009b). La subsidencia
de la cuenca tempranamente se establece por el régimen extensional tras-arco
como consecuencia de las etapas de rifting tempranas, seguido de una
subsidencia relacionada con el enfriamiento termal post-rift (Suárez et al., 2009b).
La Cuenca de Aisén durante el Aptiano temprano se cierra pasando de un
ambiente marino (Grupo Coyhaique) a uno volcánico subaéreo andesítico y
basáltico del Grupo Divisadero (Suárez et al., 2009b), la discordancia entre el
Grupo Coyhaique y Grupo Divisadero sugiere que el cierre de la Cuenca de Aisén
está relacionado a un evento tectónico contraccional previo al Grupo Divisadero.
Figura 8. Mapa de Sudamérica con los diferentes afloramientos de las rocas volcánicas de la Provincia ácida Chon-Aike (Jurásico-Cretácico Inferior). Marifil: Formación Marifil; Ibáñez: Formación Ibáñez; Lonco Trapial: Formación Lonco Trapial; Chon Aike: Formación Chon-Aike; Tobífera: Formación Tobífera; El Quemado: Complejo El Quemado. Modificado de Pankhurst et al. 1998.
26
Por otra parte, el segmento sur de la Cuenca Austral conocido como
Cuenca de Magallanes tuvo dos etapas diferentes, durante el Titoniano al
Turoniano se caracterizó como una cuenca de tras-arco (Suárez et al., 2009b),
depositándose así lutitas negras de la Formación Zapata en un ambiente de
plataforma acumuladas sobre la Formación Tobífera. Durante la segunda etapa,
se desarrolla una cuenca de antepais comenzando con la depositación de
turbiditas y abundantes slump en la parte más superior de la Formación Zapata
(Suárez et al., 2009.b). La transición que existe entre la Formación Zapata y
Formación Punta Barrosa es interpretada como la transición de una cuenca de
tras-arco a una cuenca de antepais relacionado principalmente al alzamiento
tectónico (Suárez et al., 2009b).
Finalmente, el alzamiento del cordón montañoso Andino desarrollado al
sur del Punto Triple de Chile (PTC) comienza a alzarse durante el Mioceno tardío
(Hervé et al., 2000; Giacosa et al., 2012).
27
4. MARCO TEÓRICO La geoquímica es una herramienta fundamental que permite revelar el
origen de las rocas ígneas. En el presente trabajo, se concentra principalmente
en cual es la naturaleza de los magmas parentales y del ambiente tectónico en
que estos se formaron.
Los basaltos son rocas volcánicas que pueden ser formados en una
amplia gama de ambientes tectónicos (Dorsal Meso Oceánico, Arco de Isla,
Cuenca de Trasarco, Isla Oceánica Intraplaca, Arco continental y Rift
intracontinental). Un basalto tiene un contenido en SiO2 entre 45 a 52%,
generalmente presenta una textura de grano fino a afanítica y su mineralogía es
comúnmente dominada por olivino, plagioclasa cálcica (anortita) y piroxenos rico
en Ca (augita) aunque también es posible observar piroxenos pobres en Ca
(piogenita) (Raymond, 2002; Gill, 2010).
Ciertos elementos trazas en sistemas básicos permiten establecer una
relación entre los tipos de magmas y el ambiente tectónico donde estos se
generan (Figura 9). Pearce y Cann (1973) estudian el comportamiento de los
elementos Ti, Zr, Y, Nb y Sr en diferentes tipos de basaltos, según estos autores
los elementos tales como el Ti, Zr, Y, Nb son estables (inmóviles) a procesos de
alteración y metamorfismo de facies esquistos verdes, es decir, su concentración
se mantiene constante. El Sr se analiza con precaución ya que se ve afectado
cuando se somete a facies metamórfica esquistos verdes.
28
Figura 9. Esquema de clasificación para rocas volcánicas básicas según su contexto
tectónico. Extraído de Pearce y Cann (1973).
La discriminación entre los diferentes tipos y series de magmas se
establece mediante diagramas geoquímicos binarios y triangulares (Figuras 10 y
11), tomando en cuenta el grado de alteración (Pearce y Cann,1973). Debido a
que algunos elementos, tales como el Ti, Zr, Y, Nb, Ce, Ga y Sc, permanecen
inmóviles frente a procesos de alteración hidrotermal y/o metamorfismo de rocas
volcánicas (facies esquistos verdes), es por este motivo que la proporción y
concentración de estos 7 elementos inmóviles que varía sistemáticamente para
cada sistema basáltico durante los procesos de diferenciación magmática, lo cual
permite generar una clasificación entre los diferentes tipos basaltos (Winchester
y Floyd,1977).
Mar
gen
de
Pla
ca
Convergente Arco VolcanicoBasalto de Arco
Volcanico
Toleitico Bajo en K
Calcoalcalino
Shoshonitico
Divergente Ridge OceanicoBasalto de Fondo
Oceanico
Toleitico
Alcalino
Intr
apla
caCorteza Continental Rift Continental Basalto Continental
Toleitico
Alcalino
Corteza Oceanica Isla OceanicaBasalto de Isla
Oceanica
Toleitico
Alcalino
29
Figura 10. Diagrama de discriminación tectónica usando Ti y Zr. Basalto de Fondo Oceánico (BFO) representado por los campos A y B. Toleítico Bajo en Potasio(TBK) campos C y B. Basalto Calcoalcalino(BC) campos D y B. Extraído de Pearce y Cann (1973).
Figura 11. A) Diagrama de discriminación tectónica para basaltos en base a Meschede
(1986), AI: Basalto Alcalino Intraplaca; AII: Basalto Alcalino Intraplaca o Basalto
Intraplaca; B: E-MORB; C: Basalto de Intraplaca o Basalto de Arco Volcánico; D: N-MORB
y Basalto de Arco Volcánico. B) Diagrama de discriminación para diferentes basaltos
según Cabanis y Lecolle (1989), 1: Dominios Orogénicos; 2: Dominio Intracontinentales a
Post Orogénicos; 3: Dominios no Orogénicos.
Tho
Thol+ CA
Calco-alcalino
25 50 75
75
50
25
La/10 Nb/8
Y/15
Trans
ThoBA
TC
B
Zr/4 Y
2Nb
D
I
C
B
A
II
755025
75
50
25
A
1 2 3
0
2000
4000
6000
8000
10000
12000
14000
0 50 100 150 200 250
Ti p
pm
Zr ppm
A
DC
BFO : A,B TBK : C,B BC : D,B
MORB N
Tho
Thol+ CA
Alcalino Calco-alcalino
30
Las razones geoquímicas de Zr/TiO2 y Nb/Y son importantes para inferir
la serie magmática (alcalina o subalcalina) del magma parental de la roca, tanto
para basaltos como para dacitas/riolitas. Los basaltos alcalinos presentan una
razón de Zr/TiO2 baja, pero una alta razón Nb/Y. En basaltos subalcalinos
presentan bajas razones de Zr/TiO2 y Nb/Y (Winchester y Floyd, 1977).
Otro elemento importante en los sistemas básicos es el Mn, debido a que
es menos móvil que el Mg. Mullen (1983) establece un diagrama de
discriminación en base a la relación del TiO2-MnO-P2O5 el cual permite
discriminar entre los basaltos de dorsal meso-oceánica, basalto de arco de isla
toleítico, basalto calcoalcalino, basalto de isla oceánica toleítico y basalto de isla
oceánica alcalino (Figura 12).
Figura 12. Diagrama de discriminación de ambiente de formación para basaltos en base a TiO2-MnO-P2O5, según Mullen (1983); MORB: Basalto Dorsal Meso-Oceánico; OIT: Basalto de Isla Oceánica Toleítico; Basaltos; OIA: Basalto de Isla Oceánica Alcalino; CAB: Basalto Calcoalcalino; IAT: Basaltos de arcos de Isla toleíticos.
31
5. LEVANTAMIENTO GEOLÓGICO En el presente trabajo se realizó un reconocimiento y caracterización de
las diferentes litologías y estructuras de Península La Carmela. Se establece los
rasgos característicos presentes en Península La Carmela a través de un
levantamiento Geológico (Figura 13) y un perfil esquemático de la zona (Figura
14).
Figura 13. Mapa de levantamiento geológico en Península La Carmela.
32
Figura 14. Perfil esquemático de Península La Carmela, el cual representa las diversas estructuras y litologías reconocidas y estudiadas.
33
5.1 Metabasaltos almohadillados del CMAO Los metabasaltos (MBA) afloran en áreas acotadas y específicamente en
el extremo noreste de la península La Carmela, adyacente al Lago O´Higgins.
Estos forman cuerpos lenticulares que abarcan aproximadamente el 5 % de la
península y se disponen en contacto con rocas metasedimentarias del CMAO.
La relación de contacto entre los cuerpos lenticulares de metabasaltos
(MBA) y los metasedimentos corresponde a un contacto tectónico, es decir, que
la disposición de los metabasaltos y los metasedimentos no presenta un patrón
definido. Los cuerpos lenticulares de metabasaltos se encuentran envueltos por
los metasedimentos (Fotografía 1). El contacto entre ambas litologías presenta
una textura similar al de una formación rota donde existe una mezcla de ambas
litologías sin ninguna orientación preferente.
Fotografía 1. A y B) Contacto entre los metasedimentos y metabasaltos almohadillados (MBA) del CMAO, extremo noroeste de Península La Carmela.
A B
34
Los cuerpos lenticulares están compuestos en su totalidad por
metabasaltos con estructura de almohadilla preservada, la cual ha sido afectada
por procesos de metamorfismo y deformación (Fotografía 2.A). El color verdoso
característico de estas rocas se asocia a la presencia de minerales metamórficos
de bajo grado, representado por la asociación clorita-epidota-actinolita-carbonato
que indican un metamorfismo en facies esquistos verdes.
Fotografía 2. A) Estructura de almohadilla de los metabasaltos, el color verdoso característico de la alteración clorita-epidota. B) y C) Sección delgada de los metabasaltos (MBA), muestra los microlitos de plagioclasa, clorita y carbonato. Muestra UN-280B de los metabasaltos (MBA), nicoles cruzados objetivo 5X.
A escala microscópica en los metabasaltos se observa una textura
microporfídica definida por fenocristales de plagioclasas que varían de 1 mm
hasta 4mm de longitud inmersos en una masa fundamental recristaliza con
microlitos de plagioclasa. La relación fenocristales y masa fundamental esta entre
el 25-30% de fenocristales y 75-70% correspondiente a masa fundamental,
además locamente se puede observar una textura intersertal y con material
desvitrificado en la masa fundamental (Fotografía 3).
A B
C
35
Fotografía 3. Fenocristales de plagioclasas alterada a sericita, clorita y carbonato
inmersos en una masa fundamental desvitrificada y con microlitos de plagioclasas.
Muestra UN-280 de metabasaltos (MBA), nicoles cruzados objetivo 5X.
Los cristales de plagioclasa son los minerales dominantes (>90%), en
general se presentan con su forma euhedral a subhedral, un característico hábito
tabular y presentan maclas de Carlsbad (Fotografía 4.B) y polisintética
(Fotografía 4.A). La plagioclasa se encuentra como fenocristal y como parte de
la masa fundamental. En general los cristales de plagioclasa se encuentran
alterados a albita, sericita, clorita, epidota y carbonato (Fotografía 4.B).
36
Fotografía 4. A) Macla polisintética en cristal de plagioclasa cortado por vetilla de carbonato. B) Macla de Carlsbad en cristal de plagioclasa.
5.2 Sucesión volcano-sedimentaria de Formación Ibáñez El nivel Volcánico-Sedimentario de Península La Carmela es nombrado
previamente como Unidad Volcánica-Sedimentario Lago Chico por Vásquez
(2007) y corresponde a la base de Formación Ibáñez (o Complejo El Quemado).
Esta se ubica específicamente en Península La Carmela, aunque es posible
seguirla al sur-este del Lago Chico.
La sucesión volcano-sedimentaria se encuentra por sobre el CMAO,
mediante un contacto por falla (Fotografía 8). La base de la secuencia volcano-
sedimentaria corresponde a una brecha sedimentaria de actitud N30°E
manteando con 40°SE y un espesor de 100 metros. Esta secuencia de brechas
basales, matriz soportada, presenta una mala madurez textural, es decir, una
mala selección con clastos angulosos que varían de 2 a 30 centímetros de
diámetro (Fotografía 5). Los clastos de la base de la sucesión volcánica-
sedimentaria corresponden principalmente a metareniscas del CMAO y en menor
cantidad fragmentos de rocas lávicas andesíticas y piroclásticas ácidas de
dacitas y riolítas inmersa en una matriz de arenisca fina de intenso color rojizo,
aportado por un cemento hematítico.
37
Fotografía 5. Brechas sedimentarias basales de la sucesión volcano-sedimentaria que se disponen sobre CMAO, en el extremo sur de Península La Carmela. Se observa en general un manteo hacia el este. Cuadro con borde blanco es un acercamiento al afloramiento de las brechas con clastos del CMAO y un cemento hematítico.
38
Sobreyaciendo en discordancia angular a las brechas sedimentarias se
encuentra un filón manto de composición dacítica con actitud N15-20°E y un
manteo de 10°a 20°SE con aproximadamente 150 metros de espesor (Fotografía
6). A escala microscópica la dacita presenta una textura porfídica definida por
fenocristales de cuarzo de 0,5 mm hasta 2,5 mm de longitud inmersos en una
masa fundamental felsofidica. La relación fenocristales y masa fundamental está
entre 40-45% de fenocristales y de 55-60% de masa fundamental. Localmente
se observan texturas de flujo, intersertal, embahiamiento en el cuarzo y
plagioclasa zonada con maclas.
Fotografía 6. Filón manto de composición dacítica que sobreyace las brechas basales y es cortado por diques andesíticos, en rojo, bordes de cuerpos hipabisales intruyendo al filón manto.
39
El cuarzo se presenta como fenocristal y como parte de la masa
fundamental. Los fenocristales presentan formas anhedrales a subhedrales con
inclusiones y embahiamiento (Fotografía 7). En la masa fundamental felsofidica
se hace difícil cuantificar la abundancia del cuarzo debido al tamaño de grano.
Los cristales de plagioclasa en general se presentan en la masa
fundamental, aunque también es posible observarlos como fenocristales.
Generalmente presentan una forma subhedral a euhedral con su característico
hábito tabular. Localmente es posible identificar cristales de plagioclasa
orientados siguiendo el sentido del flujo, además de presentar zonación y maclas
polisintética y de Carlsbad. La plagioclasa se encuentran casi en su totalidad
remplazados por carbonato, sericita y en menor cantidad clorita-epidota.
Con respecto a los minerales máficos, se puede observar que el mineral
dominante es la biotita. Los cristales de biotita varían de 0,5 a 1mm de longitud y
presentan una forma euhedral con hábito tabular, estos se encuentran
modernamente cloritizados (Fotografía 7.B y D). A escala microscópica se puede
observar el clivaje en una dirección (Fotografía 7.C y D). Al igual que los cristales
de plagioclasa presentan una orientación preferencial (flujo).
40
Fotografía 7. A y B) Fenocristal de cristal de cuarzo anhedral y textura de embahiamiento
con biotita inmerso en una masa fundamental recristalizada, con microlitos de
plagioclasa y pequeños microcristales de cuarzo. C y D) Cristal de Biotita levemente
cloritizado, en la parte inferior izquierda una textura de flujo. E) Fenocristal de cuarzo con
inclusiones de masa fundamental y textura de reequilibrio. F) Plagioclasa alterada por
carbonato. A y C) fotos a nicoles paralelo con el objetivo de 5X; B, D, E, F) fotos a nicoles
cruzados con el objetivo de 5X.
A
B
C
D
E
F
41
Fotografía 8. Contacto por falla entre los metasedimentos del CMAO brechas basales de la sucesión volcano-sedimentaria. Falla Mancilla corresponde al nombre de la estructura que genera el contacto entre ambas unidades.
42
En la parte superior de la sucesión volcano-sedimentaria, se encuentra un
nivel piroclástico de tobas cristalinas, el cual se dispone en discordancia angular
sobre el filón manto dacítico con actitud N15ºE y un manteo de 5-10SºE, además
presenta una marcada laminación de igual orientación (Fotografía 9). El espesor
promedio es de 200 metros.
Las tobas cristalinas de este nivel piroclástico presentan abundantes
fragmentos monocristalino de cuarzo y en menor proporción cristales de
plagioclasa, feldespato potásico y fragmentos líticos de composición dacítica-
andesítica. La relación cristales y matriz está entre el 60-65% de cristales y 40-
35% matriz.
Fotografía 9. Afloramiento del nivel de tobas cristalina con una marcada laminación, en la parte superior de la sucesión volcano-sedimentaria.
43
El cuarzo es fragmental y presenta tamaños de 0,5 mm a 2,5 mm de
longitud. Los cristales presentan forma anhedral y es difícil cuantificar y clasificar
los cristales de cuarzo debido a que se encuentran fragmentados (Fotografía
10.A y B).
Los cristales de plagioclasa varían de 0,3 mm a 0,5 mm de longitud con
formas subhedrales y hábito tabular. En general, estos se encuentran en la matriz
y están alterados a sericita y clorita.
Los fragmentos líticos representan un 10% de la muestra con tamaños que
varían de 1 mm a 2 mm de longitud y formas irregulares; composicionalmente
estos fragmentos líticos presentan una textura microporfídica con abundantes
cristales de plagioclasa, en general correspondes a fragmentos líticos de
andesita y dacita (Fotografía 10.C y D).
44
Fotografía 10. Fotografías de laminadas delgada de la toba cristalina. A y B) Cristal de cuarzo altamente fragmentado junto con cristales de plagioclasa inmersos en una matriz con microfragmentos de cuarzo, plagioclasa y líticos. C y D) Lítico andesítico y cristales de cuarzo fragméntales. Fotografía (A y C) nicoles cruzados con el objetivo de 5X y fotografía (B y D) nicoles paralelos con el objetivo de 5X.
A
B
C
D
45
5.3 Cuerpos hipabisales
Los cuerpos hipabisales en general corresponden a dioritas y/o andesitas
que intruyen tanto a los metasedimentos del CMAO (Fotografía 11.A) como a la
sucesión volcano-sedimentaria de la Formación Ibáñez (Fotografía 11.B). La
actitud promedio de los diques varia de N-S a N30ºE con un manteo de 60º al
este a subvertical en el extremo norte de la península.
Existen dos grupos de diques, un grupo compuesto por microdioritas de
bordes sinuoso e intruye a metasedimentos del CMAO. El otro grupo andesítico
presenta bordes rectos e intruye a la sucesión volcano-sedimentaria.
Fotografía 11. A) Dique con bordes sinuosos intruyendo a metasedimentos del CMAO, en el extremo norte de Península La Carmela. B) Dique con bordes rectos, que intruyen a la sucesión volcano-sedimentaria.
A
B
46
Los diques microdioríticos con bordes sinuosos se concentran
principalmente en el extremo norte de la península e intruyen a metasedimentos
y metabasaltos del CMAO con una tendencia N-S a N30ºE y un manteo
subvertical. Petrográficamente se observa una textura microporfídica con
fenocristales de clinopiroxeno y plagioclasa (Fotografía 12.A, B y D).
El Clinopiroxeno es el mineral máfico predominante, aproximadamente
constituye un 25% de la roca. En general se presentan con formas subhedrales
y anhedrales con tamaños que varían de 0,5 a 1,8 mm. Se observan texturas de
reabsorción y cúmulos de biotita-plagioclasa que rodean al piroxeno dando una
textura cúmulo-porfídico. Los clinopiroxenos presentan macla y una incipiente
zonación, con anillos irregulares y concéntricos (Fotografía 12.C).
La biotita es el segundo mineral máfico dominante, que conforma
aproximadamente el 15 % de la roca. Presenta formas euhedrales y subhedrales
con hábito tabular y escasamente hexagonales. El tamaño de los cristales de
biotita varia de 0,4-0,7 mm. En general, la biotita se encuentra rodeando los
cristales piroxeno.
La anfíbola es el mineral máfico menos abundante, se presenta con una
forma anhedral y subhedral. El tamaño de los cristales varía entre 0,4 a 1 mm, la
anfíbola se encuentra remplazada a actinolita.
La plagioclasa se presenta generalmente con su forma euhedral y con su
típico hábito tabular. Los tamaños varían de 0,5 a 1,2 mm. En general estos
minerales se concentran en la masa fundamental como pequeños microlitos y en
menor proporción como fenocristal. La plagioclasa presenta una zonación
composicional y una textura sieve, aunque se encuentran totalmente remplazada
por sericita y carbonato (Fotografía 12.C).
47
Fotografía 12. Láminas delgadas de mircrodiorita A y B) Fenocristal de clinopiroxeno en centro altamente fragmentando junto con pequeños cristales de biotita, plagioclasa y anfíbol inmerso en una masa fundamental recristalizada con microlitos de plagioclasa. C) cristal de clinopiroxeno con una zonación débil. D) Cristales de piroxeno cortado por vetilla de carbonato.
Por otra parte, el grupo de diques con bordes rectos (andesita) se
caracterizan por presentar una actitud N-S a NNE-SSW con un manteo de 20-
60º al este. Petrográficamente presentan una textura microporfídica, sieve y
están compuestos en su totalidad por cristales de plagioclasa (>95%) (Fotografía
13). La plagioclasa se encuentra tanto como fenocristales y como microlitos en
la masa fundamental. La forma de los cristales de plagioclasa es euhedral de
hábito tabular con tamaños inferiores a 1,2 mm, locamente se observa zonación
en las plagioclasa y un pervasiva alteración a sericita y carbonato en su núcleo.
A
B
C
D
48
Fotografía 13. Láminas delgadas de andesita A) Fenocristales de plagioclasa zonados con
textura sieve, alteradas a sericita y calcita, inmersas en una masa fundamental
desvitrificada. Fotografía (A) nicoles cruzados con el objetivo de 5X y fotografía B) Nicoles
paralelos con el objetivo de 5X.
5.4 Deformación y Estructuras
La península La Carmela, es dominada por cordones montañosos con
orientación N-S a NNE-SSW, en general, su morfología es de baja elevación y
alto relieve, la máxima elevación varia de 1700 a 1900 m.s.n.m. Por otra parte, la
deformación en Península La Carmela presenta comportamiento dúctil y frágil. El
comportamiento dúctil es representado por pliegues y foliaciones en los
metasedimentos y metabasaltos del CMAO, mientras que la deformación y
estructuras frágiles afectan tanto al CMAO como a la secuencia volcano-
sedimentaria.
B A
49
5.4.1 Deformación Pre-Jurásica
La deformación dúctil esta representada por pliegues y foliaciones en los
metasedimentos y metabasaltos del CMAO.La foliación S1 se observa en
metasedimentos del CMAO y presenta una actitud NE-SW/subvertical (Fotografía
14.D). La foliación S1 es definida por planos axiales de pliegues isoclinales
mientras que la segunda foliación corresponde a S2 con actitud N20-40ºW con
manteos subverticales. La foliación S2 es diagonal con respecto a S1 y
corresponde al plano axial de pliegues apretados centimetritos (Fotografía 14.B).
En general los pliegues son de tipo chevron y abiertos con longitudes de ondas
que varía de una escala milimétrica hasta 10 cm (Fotografía 14). También es
posible observar rasgos de deformación dúctil en los metabasaltos, representada
por pliegues con bandas de cuarzo y cuyo plano axial de los pliegues presenta
una actitud NW-SE/subvertical nombrado el cual corresponde a S2 (Fotografía
14.C).
Fotografía 14. Pliegues y foliaciones principales evidenciando la deformación dúctil. A, B y D = metasedimentos del CMAO y C= metabasaltos (MBA).
C
A
B
D C
50
El extremo noreste de Península La Carmela presenta estructuras con un
comportamiento frágil que afectan a los metasedimentos y metabasaltos del
CMAO. En general estas corresponden a un sistema de fallas inversas con
actitud promedio de N25ºW a N30ºW y un manteo subvertical. Este sistema pone
en contacto tectónico a metasedimentos con los metabasaltos dentro del CMAO
(Figura 15).
Figura 15. Sistemas de fallas inversas en el extremo noreste de Península La Carmela, en donde se pone en contacto los metasedimentos con los metabasaltos.
5.4.2 Deformación Post-Jurásica
La sucesión volcano-sedimentaria se encuentra basculada y posiblemente
relacionada al plegamiento durante los procesos del orógeno Andino. En general,
existen dos estructuras de primer orden que controlan la Península La Carmela,
estas muestran un comportamiento frágil.
51
La estructura principal corresponde a la Falla Lago Chico (De la Cruz et
al., 2004), la cual se expresa a lo largo del borde oriental de Península La
Carmela. En el borde oriental del Lago Chico, esta falla provoca el cabalgamiento
y contacto entre el CMAO con la sucesión volcano-sedimentaria de la Formación
Ibáñez. La Falla Lago Chico de actitud N20°E y manteo que varía entre los 75-
80° hacia el SE, presenta una escala kilométrica y es posible que continúe bajo
el Lago Chico (Figura 17). La segunda estructura de primer orden corresponde a
la Falla Mancilla, la cual se expresa en el sector central de Península La Carmela.
La Falla Mancilla provoca el cabalgamiento y contacto del basamento sobre la
sucesión volcano-sedimentaria (Figura 16). Esta estructura presenta una actitud
N60-70°E y un manteo subvertical, es posible proyectar esta estructura por
kilómetros.
Figura 16. Esquema longitudinal de Península La Carmela, donde se observa el sistema de falla y la falla Mancilla.
52
Figura 17. Falla Lago Chico, estructura que provoca el cabalgamiento del CMAO sobre la
sucesión volcano-sedimentaria.
53
6. DISCUSIÓN
6.1 Correlación entre diferentes cuerpos metabasálticos
El presente trabajo es complementado con el estudio de Hervé et al.,
(1999), lo cual permite establecer una correlación entre los metabasaltos
almohadillados de Península La Florida con los encontrados en Península La
Carmela. Ambos cuerpos lenticulares de metabasaltos se encuentran en
contacto tectónico con los metasedimentos dentro del CMAO, separados por 20
km de distancia unos de otros (Figura 18). La petrografía de estos, es dominada
por menores fenocristales de plagioclasa que han sido remplazado por sericita y
albita, la facies metamórfica de ambos es esquistos verdes, dominada por los
minerales clorita-epidota-actinolita-carbonato.
Figura 18. Distribución de metabasaltos almohadillados en sector Península La Florida y Península La Carmela.
54
Los metabasaltos de Península La Carmela presentan texturas
microporfídicas e intersertal. Los cristales de plagioclasa carecen de zonación, lo
cual permite inferir que el magma no tuvo un tiempo prolongado para generar un
reequilibrio en el sistema cristal-fundido. Además, los metabasaltos presentan un
domino de pequeños microcristales sobre los fenocristales, indicando que la tasa
de nucleación es mayor a la tasa de crecimiento, y que el sistema se enfrió
extremadamente rápido (Figura 19). Finalmente, la evidencia de terreno muestra
que los basaltos presentan una estructura de almohadilla. Las evidencias
petrográficas (Textura Intersertal y el enfriamiento extremadamente rápido) junto
con las estructuras de almohadilla, permite establecer que la génesis los
metabasaltos es influenciada por la interacción con agua, es decir un ambiente
acuático.
Figura 19. Esquema de interpretación de tiempo y velocidad de crecimiento cristalino para los metabasaltos de CMAO. Modificado de Gill, 2010.
55
En base a la comparación de diferentes análisis geoquímicos realizados
en basaltos almohadillados y metabasaltos de complejos metamórficos en
Patagonia, del Paleozoico y Mesozoico. Estos son el Complejo Metamórfico
Chonos (CMC) (Hervé et al., 1999), Complejo Denaro (CD) (Sepúlveda et al.,
2008), Complejo Ofiolítico Sarmiento (Stern, 1979) y el CMAO (Hervé et al.,
1999), además de volcanismo alcalino Mioceno de la Meseta Chile Chico
(Espinoza et al., 2005) y Pali Aike (Stern et al., 1990). A continuación, se discute
el origen de estos mediante el uso de diagramas de discriminación tectónica y
geoquímica.
Debido a que los metabasaltos han sido deformado en facies esquistos
verdes, se utilizan los diagramas geoquímicos de discriminación tectónica los
cuales comparan los elementos tales como el Zr, Y, Ti y Nb de las rocas básicas
de los diferentes complejos.
De acuerdo a la clasificación de Winchester y Floyd (1977) en base a la
razón de elementos estables es posible observar diferencias en las series
magmáticas parentales de los metabasaltos del CMAO con respecto a los del
CMC, CD y ciertas similitudes con los de BPAIKE y BMCC. Según la relación del
Nb/Y VS Zr/TiO2 en el diagrama de Winchester y Floyd (1977) (Figura 20), se
puede observar que los metabasaltos del CMAO se concentran en el campo de
basalto alcalino, es decir, los metabasaltos del CMAO pertenecen a la serie
Alcalina al igual que los basaltos de Pali Aike y la Meseta Chile Chico en contraste
con los basaltos del CMC y CD que corresponden a la serie Subalcalina (Figura
20).
56
Figura 20. Diagrama de Clasificación para rocas volcánicas en base Nb/Y vs Zr/TiO2 de
Winchester y Floyd (1977). BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico
Andino Oriental; BCMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; BCD =
Basaltos Complejo Denaro; BMCC = Basaltos Meseta Chile Chico; BPAIKE= Basaltos Pali
Aike; BLOIHI; Basaltos Loihi.
Los metabasaltos del CMAO presentan concentraciones de Zr variables
entre 231-301 ppm y Ti mayor que 12.369-16.741 ppm, las cuales son
extremadamente altas en comparación con los basaltos del CMC, CD y
Sarmiento, esto impide que los basaltos del CMAO puedan ser clasificados en el
diagrama de Pearce y Cann (1973). Según este diagrama el CMC, CD y
Complejo Sarmiento presentan afinidades de basaltos de fondo oceánico y
basaltos calcoalcalinos (Figura 21).
0,001
0,01
0,1
1
0,1 1 10
Fonolita
Traquita
Traquiandesita
Riolita
Riodacita
Dacita
Andesita
Basalto Sub-Alcalino Basalto Alcalino
Basanita de
Nefelina
Comandita
Pantellerita
Nb/Y pmm
Zr/
TiO
2
pm
m
BCMAO
BCMC
BDC
BMCC
BPAIKE
BLOIHI
Zr/4 Y
2Nb
D
I
C
B
A
II
755025
75
50
25
57
Figura 21. Diagrama de discriminación a partir del Zr vs Ti para basaltos según el
diagrama de Pearce y Cann (1979). Basalto de Fondo Oceánico representado por los
campos A y B. Toleítico Bajo en Potasio campos C y B. Basalto Calcoalcalino campos D y
B. BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; BCMC =
Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; BCD = Basaltos Complejo
Denaro; PSAR = Pillow Complejo Sarmiento; PTORT= Pillow Complejo Tortuga.
0
2000
4000
6000
8000
10000
12000
14000
16000
18000
0 50 100 150 200 250 300 350
Ti p
pm
Zr ppm
BCMC
BCMAO
BDC
PSAR
PTORT
CD
A
B
58
En el diagrama de Tierras Raras normalizado a condrito de Sun y
McDonough (1989), se observa que existe un enriquecimiento en Tierras Raras
Livianas en compasión a un N-MORB y una tendencia similar entre las curvas de
los metabasaltos del CMAO con la de un OIB promedio (Figura 22).
Figura 22. Diagrama de patrón de Tierras Raras normalizado a Condrito de Sun y McDonough (1989). Todas las muestras corresponden a basaltos almohadillados de Península La Florida obtenidas por Hervé et al., (1999).
La relación de 2Nb-Zr/4-Y representada en el diagrama de Cabanis y
Lecolle (1989), muestra que los metabasaltos del CMAO presentan signaturas
geoquímicas de basaltos alcalinos intraplaca (Figura 23.A). Por otra parte, la
relación Y/15-La/10-Nb/8 en el diagrama de Meschede (1986), muestra que los
metabasaltos del CMAO corresponden a basaltos alcalino de intraplaca (Figura
23.B). Por lo tanto, al representar los elementos trazas de metabasaltos del
CMAO en el diagrama de patrones de Tierras Raras y de discriminación
1,00
10,00
100,00
1000,00
Roc
a (p
pm)/
Con
dri
to
(ppm
)
Elemento
LOH-1
LOHH-1A
LOH-1B
LOH-1C
LOH-2
N-MORB
OIB
La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Ho Yb LuEr
Basaltos Almohadillados CMAO
OIB
N-MORB
CMAO ≠ MORB
59
tectónica, se establecen como basaltos islas Oceánica alcalino (OIB sigle en
ingles).
Figura 23. A) Diagrama de discriminación para diferentes basaltos según Cabanis y
Lecolle (1989). B) Diagrama de discriminación tectónico para basaltos en base a
Meschede (1986). BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino
Oriental.
En general, si se comparan los metabasaltos del CMC y CD con los del
CMAO, se refleja una diferencia en los basaltos del CMC y CD que presentan
afinidades N-MORB (Basalto de Dorsal Meso-Oceánico) en comparación a la
alcalinidad de los basaltos del CMAO (Figura 24.A, B). Por otra parte, al
comparan los metabasaltos del CMAO respecto a basaltos alcalinos de la Meseta
Chile Chico (Espinoza et al., 2005), Pali Aike (Stern et al., 1990), Formación
Hawaii (Spengler y Garcia, 1988), Loihi (Clague y Frey, 1983), se puede observar
que todos estos basaltos se concentran en los campos de rocas alcalinas (Figura
24.A, C), y Alcalino a Transicional en el diagrama de Meschede (1986) (Figura
24.B, D)
BCMAO
25 50 75
75
50
25
La/10 Nb/8
Y/15
Trans
ThoBA
TC
MORB N
Alcalino
Tho
Thol+ CA
Calco-alcalino
BABCMAO
Zr/4 Y
2Nb
D
I
C
B
A
II
755025
75
50
25
A
60
Figura 24. A) Diagrama de discriminación tectónico para basaltos en base a Cabanis y Lecolle (1989) para los basaltos, 1: Dominios Orogénicos; 2: Dominio Intracontinentales a Post Orogénicos; 3: Dominios no Orogénicos. B) Diagrama de discriminación para diferentes basaltos según Meschede (1986), AI: Basalto Alcalino Intraplaca; AII: Basalto Alcalino Intraplaca o Basalto Intraplaca; B: E-MORB; C: Basalto de intraplaca o Basalto de Arco Volcánico; D: N-MORB y Basalto de Arco Volcánico. C) Diagrama de discriminación tectónico en base a Cabanis para los basaltos devónicos miocenos de la Patagonia junto con OIB Loihi, Hawaii. D) Diagrama de discriminación tectónico en base a Meschede para los basaltos devónicos miocenos de la Patagonia junto con OIB Loihi, Hawaii. BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; BCMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; BCD = Basaltos Complejo Denaro; BMCC = Basaltos Meseta Chile Chico; BPAIKE= Basaltos Pali Aike; BLOIHI; Basaltos Loihi, Hawaii.
BCMAO
BCMC
BCD
BMCC
BPAIKE
BLOIHI
Zr/4 Y
2Nb
D
I
C
B
A
II
755025
75
50
25
BCMAO
BCMC
BCD
Zr/4 Y
2Nb
D
I
C
B
A
II
755025
75
50
25
A
PCMAO
PCMC
PCD
BMCC
BPAIKE
BLOIHI
25 50 75
75
50
25
La/10 Nb/8
Y/15
Trans
ThoBA
TC
MORB N
Alcalino
Tho
Thol+ CA
Calco-alcalino
BCMAO
BCMC
BCD
25 50 75
75
50
25
La/10 Nb/8
Y/15
Trans
ThoBA
TC
MORB N
Alcalino
Tho
Thol+ CA
Calco-alcalino
BCMAO
BCMC
BCD
BMCC
BPAIKE
BLOIHI
Zr/4 Y
2Nb
D
I
C
B
A
II
755025
75
50
25
B
C
D
61
La relación de TiO2-MnO-P2O5 en el diagrama de Mullen (1983), muestra
un dominio en el porcentaje del P2O5 en los basaltos del CMAO, que es similar a
los de la Meseta Chile Chico y Pali Aike, y contrasta claramente con los del
Complejo Denaro (CD) y el Complejo Metamórfico Chonos (CMC). Es decir, los
metabasaltos del CMAO presentan un alto porcentaje de elementos
incompatibles que es similar a los basaltos cuyo origen mantélico se relaciona a
una pluma mantélica o producto del ascenso astenosférico en una zona de
subducción como es el caso de los basaltos de la Meseta Chile Chico y Pali Aike
(Stern, 1979; Espinoza et al., 2005) (Figura 25).
Figura 25. Diagrama de Mullen 1983 para los diferentes basaltos comparados. MORB: Basalto Dorsal Meso-Oceánico; OIT: Basalto de Isla Oceánica Toleítico; Basaltos; OIA: Basalto de Isla Oceánica Alcalino; CAB: Basalto Calcoalcalino; IAT: Basaltos de arcos de Isla toleíticos. BCMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; BCMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; BCD = Basaltos Complejo Denaro; BMCC = Basaltos Meseta Chile Chico; BPAIKE= Basaltos Pali Aike; BLOIHI; Basaltos Loihi, Hawaii; BFM.HAWAII = Basaltos Formación Hawaii.
BCMAO
BCMC
BCD
BMCC
BPAIKE
BLOIHI
BFM.HAWAII
25 50 75
75
50
25
MnOx10 P2O5x10
TiO2
MORB
IAT
CAB
OIA
OIT
62
Según la relación de La/Nb vs Ba/Nb es posible observar una notable
diferencia entre la composición de los metabasaltos del CMAO y las rocas del
Batolito Patagónico, Sur de Zona Volcánica Sur (SSVZ), Rocas Tipo-S de los
Andes (Figura 26).
Figura 26. Diagrama La/Nb vs Ba/Nb para los diferentes basaltos analizados y comparados con diferentes rocas volcánicas del Sur del Sudamérica. CMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; CMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; CD = Basaltos Complejo Denaro; MCC = Basaltos Meseta Chile Chico; Pali Aike= Basaltos Pali Aike; BLOIHI; Basaltos Loihi, Hawaii; BP= Batolito Patagónico; SSVZ; Sur Zona Volcánica Sur; Andinas Tipo S= Rocas Plutónicas y Metasedimentarias Paleozoicas. Datos extraidos de Espinoza et al., (2005).
La dispersión en las razones Ba/Nb y La/Nb para los metabasaltos CMAO
posiblemente se debe a procesos metamórficos que afecta a elementos móviles
como el Ba, ya que el Nb es un elemento estable (conservativo) y el La es un
elemento tierra rara.
63
La relación de Zr/Y vs Fe total, demuestra que los metabasaltos del CMAO
presentan una alta razón de Zr/Y que es similar a los basaltos de Pali Aike, MCC
y Loihi y contrasta con los basaltos del CMC y CD. El Zr e Y son elementos cuya
concentración no se modifica durante la cristalización fraccionada en magmas
basálticos, y por eso, se consideran como conservativos, a pesar que ambos
elementos son incompatibles (Nicholson y Latin, 1992),
En la figura 27, se observa que los metabasaltos del CMAO presentan
similares valores en la razón Zr/Y a los OIB de Pali Aike, MCC y Loihi, lo que
demuestra que estos se formaron en un ambiente con bajo grado de fusión
parcial, por otra parte, los basaltos de CMC y del CD, presentan bajos valores en
la razón de Zr/Y implicando un alto grado de fusión parcial, esto último concuerda
con la afinidad de MORB para CMC y CD, debido a que un MORB es formado
por una alta fusión parcial >10%. Finalmente, la suma de FeO+Fe2O3 permite
inferir presión, por lo que se puede establecer que los metabasaltos del CMAO
se formaron en un ambiente de relativamente bajas presiones y baja fusión
parcial en comparación con los otros OIB.
64
Figura 27. Diagrama FeO+Fe2O3 vs Zr/y. CMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; CMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; CD = Basaltos Complejo Denaro; MCC = Basaltos Meseta Chile Chico; Pali Aike= Basaltos Pali Aike; LOIHI; Basaltos Loihi, Hawaii; BP= Batolito Patagónico; SSVZ; Sur Zona Volcánica Sur; Andinas Tipo S= Rocas Plutónicas y Metasedimentarias paleozoicas.
Los metabasaltos del CMAO presentan bajos valores de Ni=31-69 ppm,
Cr=71-178 ppm y 3,08-3,72 % en peso de Mg, lo cual contrasta ampliamente
basaltos alcalinos de MMC, Pali Aike y Loihi.
Tabla 1. Comparación de las concentraciones de Ni, Cr y Mg de los basaltos estudiados. CMAO= Basaltos almohadillados Complejo Metamórfico Andino Oriental; CMC = Basaltos Almohadillados Complejo Metamórfico Chonos; CD = Basaltos Complejo Denaro; MCC = Basaltos Meseta Chile Chico; Pali Aike= Basaltos Pali Aike; LOIHI; Basaltos Loihi.
CMAO CMC CD MCC PAIKE LOIHI
Ni ppm 31-69 53-97 43-95 133-360 98-400 95-700
Cr ppm 71-178 47-265 19-293 165-415 162-450 24-1330
MgO % wt 3,1-3,7 5,7-8,8 7,6-10,8 6,5-13-9 7,1-13.6 5,7-18,8
65
6.2 Génesis metabasaltos del CMAO
Los Basaltos de Isla Oceánica (OIB sigla en inglés) son geoquímicamente
enriquecidos en elementos incompatibles en relación a un MORB y al manto
primitivo (Sun y McDonough, 1989). En la comunidad científica, se reconoce el
magmatismo intraplaca oceánica como un OIB y es producto de la fusión parcial
del manto fértil, es decir, corresponde a una manifestación del manto, ya sea a
través de una pluma mantélica o el ascenso astenosférico.
Los diagramas de discriminación geoquímica permiten establecer que los
metabasaltos del CMAO corresponden a Basaltos de Islas Oceánicas Alcalinos,
es decir OIA sigla en inglés (Figura 25). Las razones elementos de alta carga
iónica (HFSE sigla en inglés) Zr/Nb [6,6- 9,5], y el grado de subsaturación en
sílice reflejado por la razón de La/Yb [6,2-10], comparadas al promedio de los
OIA (Zr/Nb <10, La/Yb ~ 12) (Nicholson y Latin, 1992), muestra una estrecha
similitud.
La baja concentración de los metales de transición compatibles como el Ni
y el Cr (Tabla 1), la elevada concentración en elementos incompatibles (Zr, Y,
LREE) y la curva de Tierras Raras Pesadas (HREE) la cual presentan un
compartiendo lineal (Figura 22), junto con los datos mostrados anteriormente
permite realizar la siguiente hipótesis sobre la génesis de los magmas basálticos.
El magma parental de los metabasaltos del CMAO se habría originado a
partir de la baja fusión parcial de una fuente fértil, debido a la alta razón de Zr/Y
y la elevada concentración de elementos incompatibles en relación a un condrito
promedio (Figuras 22 y 27). Por otro lado, el enriquecimiento de tierras raras
pesadas (HREE sigla en inglés) refleja que posiblemente el granate no participo
en la diferenciación. La baja concentración de Ni [31-69 ppm] y Cr [71-178 ppm]
indican el fraccionamiento de olivino y espinela. El Ni es un elemento que al igual
que el Mg se fracciona en el olivino, mientras que el Cr junto con el Mg presentan
una fuerte afinidad con la espinela y el olivino, esto explica el porcentaje de
66
subsaturación (La/Yb [6,2-10]) y bajas concentración de Ni y Cr. Por lo tanto, el
OIB primario, podría corresponder a un OIT y la diferenciación en reservorios más
someros de este generó magmas de tipo OIA representados actualmente en el
CMAO.
Los metabasaltos almohadillados habrían establecido como montes
submarinos contemporáneo con la acumulación de los sedimentos del protolito
del CMAO, en un margen activo. La química de los metabasaltos almohadillados
presenta afinidades de OIB, es decir que probablemente pueden estar
relacionado con la existencia de una pluma mantélica bajo la litosfera oceánica o
un ascenso astenosférico en una zona de subducción.
6.3 Evolución tectónica del CMAO
El Complejo Metamórfico Andino Oriental (CMAO) está formado por
secuencias metasedimentarias marinas (metaturbiditas) asignadas del Devónico
al Pérmico-Triásico, en base a los estudios de Hervé et al., (2003), Augustsson y
Bahlburg (2008), Vázquez (2007), De la Cruz et al., (2004), Bell y Suárez (2000)
y Calderón et al., (2016), se puede establecer que las secuencias
metasedimentarias se habrían depositado en un margen activo. En el segmento
norte del CMAO Bell y Suárez (2000), establecen que el CMAO habría sufrido un
metamorfismo de grado medio con facies anfibolita-esquistos verdes como
consecuencia de la colisión de dos microplacas. Mpodozis y Ramos (2008), y
Hervé et al., (2003), proponen que el CMAO representa la sutura de un terreno
alóctono, mientras que Ramírez (2002) en Vásquez (2007), propone que los
metasedimento del CMAO se habrían depositado en un ambiente de subducción
lenta o colisión continental. En trabajos recientes de Ramos (2008) y Permuy
Vidal et al., (2014), proponen la existencia de un arco volcánico Devónico ubicado
al este del CMAO a la latitud del Macizo El Deseado, apoyado por los diagramas
de proveniencia sedimentaria realizados en el CMAO, por Vázquez (2007) y
Augustsson y Bahlburg (2008), donde determinan que la génesis del protolito
67
presentan afinidades de arco.
En este trabajo se discute la siguiente evolución, el arco volcánico
Devónico habría sido una de las fuentes del protolito sedimentario del CMAO, el
cual se estableció en una cuenca oceánica. Se propone una cuenca oceánica,
en el margen occidental de Gondwana por las secuencias turbiditas marinas
identificadas por Bell y Suárez (2000), junto con los basaltos con estructura
almohadillados en el CMAO, los cuales corresponden a basaltos intracontinental
alcalino (Figura 23). Los sedimentos junto con los metabasaltos en la cuenca
oceánica se habrían deformado producto de la colisión de dos bloques
continentales o microplacas (Figura 28), provocando la mezcla de los
metabasaltos con las secuencias metasedimentarias observado en Península La
Carmela y La Florida.
Figura 28. Esquema de interpretación de la evolución de la parte este del margen suroccidental de Gondwana y metabasaltos del Complejo Metamórfico Andino Oriental.
68
6.4 Geología estructural
Estudios morfoestructurales realizados en áreas adyacentes a Península
La Carmela por Kraemer et al., (2002), Giacosa et al., (2012) y Zerfass et al.,
(2017), permiten establecer 3 zonas morfoestructurales, la Zona Sub-Andina,
Zona Andina y Zona Extra-Andina (Figura 29), las cuales presentan diferentes
características de elevación, topografía y patrones estructurales. La zona andina
presenta un alto relieve con elevación que superan los 2000 m.s.n.m y esta
compuesta por rocas del CMAO y rocas ígneas mesozoicas y cenozoicas. La
zona andina corresponde al interior de la Faja Pegada y Corrida de los Andes
Patagónicos. La segunda zona morfoestructural corresponde a la zona sub-
andina con cerros entre los 1500 y 2000 metros de altura, y donde se puede
distinguir un segmento norte con abundantes rocas volcánicas mesozoicas y un
segmento sur con una morfología suavizada compuesta principalmente
sedimentos mesozoicos. Por lo tanto, debido a las características topográficas
(Cerros altura máxima de 1900 m.s.n.m) y estructurales (Foliacion y deformación
contrada en los metasedimentos y metabasaltos) de Península La Carmela, esta
se ubica en el interior de la faja plegada y corrida (Figura 30).
Figura 29. Zona de perfiles realizados en Península La Carmela y al sur del Lago O’Higgins. A) Figura modificada de Calderón et al., 2016. B) Extraída y Modificada de Giacosa et a., 2012. FPCM: Faja Plegada y Corrida de Magallanes; ZFMF: Zona de Falla Magallanes-Fagnano; ZCCM: Zona de Cizalle Canal de las Montañas; CMC: Complejo Metamórfico Chonos; CD: Complejo Denaro; CMAO: Complejo Metamórfico Andino Oriental.
A B
69
Figura 30. A) Perfil al sur del lago O’Higgins en Argentina, imagen modificada de Giacosa et al. 2012. B) Perfil esquemático de Península La Carmela, resultado del presente estudio.
Los datos geológicos (foliación y deformación en metasedimentos y
metabasaltos) y estructurales (Falla Lago Chico y Falla Mancilla, cambios de
manteos y espesores capas) permiten determinar en Península La Carmela más
de un evento tectónico.
El primer evento tectónico corresponde a un evento de carácter
contraccional asociado la deformación de metasedimentos y metabasaltos del
CMAO. La deformación es dúctil y está representada por pliegues y foliaciones.
La foliación principal S1 con actitud NE-SW medida en los metasedimentos del
70
CMAO y la segunda foliación corresponde a S2 con actitud N20-40°W, esta última
se encuentra diagonal a S1. Este evento tectónico ha sido descrito en trabajos
anteriores por Vásquez (2007) el cual es responsable de al menos 3 eventos de
deformación en el basamento y son nombrados como D1, D2, D3.
Por lo tanto, es posible correlacionar las foliaciones observadas en
Península La Carmela con los estudios de Vásquez (2007). La foliación S1 en
Península La Carmela es equivalente al evento D1, por lo que sería paralela a la
estratificación de los metasedimentos del CMAO. La foliación S2 es asociada a
un evento D2 y afecta a S1. Además, la foliación S2 en los metasedimentos
presenta una actitud NW-SE similar a la foliación en los metabasaltos, por lo que
el evento de deformación D2, afecta simultáneamente a ambas unidades
indicando que los metabasaltos se encontraban en contacto con los
metasedimentos previo a la deformación D2.
El segundo evento tectónico, corresponde a un evento de carácter
extensional en donde se establecen fallas normales que permitió la generación
de depocentros y rellenos de secuencias volcano-sedimentarias jurásicas. Las
fallas Lago Chico y Mancilla forman parte de un sistema de fallas normales que
permitieron establecer depocentros para la depositación de las sucesiones
clásticas basales de la Formación Ibáñez.
La sucesión volcano-sedimentaria que sobreyace discordante a
metasedimentos y metabasaltos del basamento (CMAO), presenta variaciones
en sus manteos y espesores. Esto indicaría que corresponden a estrados de
crecimiento depositados contemporáneamente al evento tectónico extensional.
Este evento tectónico ha sido descrito en trabajos anteriores por Kay et al.,
(1980), Pankhurst et al., (1998, 2000), Riley et al., (2001), Kraemer et al., (2002),
Giacosa et al., (2012) y Zerfass et al., 2017, genero un periodo de rift durante el
Mesozoico que provoco una extensión regional E-W, importantes fallas normales
de orientaciones preferentes N-S a NE-SW.
71
Por lo tanto, es posible correlacionar las estructuras observadas en
Península La Carmela con los estudios de Kraemer et al., (2002), Giacosa et al.,
(2012) y Zerfass et al., (2017). De acuerdo a lo anterior las fallas Lago Chico y
Mancilla habrían acomodado la deformación frágil generadas en un ambiente de
rift. Contemporáneo con la actividad de estas estructuras se deposita la sucesión
volcano-sedimentaria de la Formación Ibáñez (syn-rift).
El tercer evento tectónico corresponde a un evento de carácter
contraccional, el cual provoca la inversión tectónica de las fallas Lago Chico y
Mancilla, es decir, el cierre de los depocentros de rift. El estilo de deformación es
de piel gruesa, el cual genera cabalgamientos de los metasedimentos del
basamento sobre los productos volcánicos y el actual relieve de Península La
Carmela. Este evento tectónico ha sido estudiado por Suárez et al., (2009b),
Kraemer et al., (2002), Giacosa et al., (2012) y Zerfass et al., (2017), el cual es
asociado a la compresión Andina en el Cretácico Superior y/o Cenozoico. En
general es difícil relacionar la inversión de las estructuras a un evento de
deformación especifico ya que existe un régimen compresivo desde el Cretácico
con importantes fases compresivas durante el Eoceno y el Mioceno tardío al
Plioceno Temprano.
Se propone que las fallas Lago Chico y Mancilla inicialmente corresponden
a fallas normales relacionadas con la extensión jurásica y que posteriormente
sufren una inversión durante los periodos contraccionales Eoceno y Mioceno
Tardío-Plioceno.
72
7. CONCLUSIONES
La Península La Carmela, se encuentra en un área de transición entre la zona
Sub-Andina y la zona Andina, es decir, en el límite del interior de la faja plegada
y corrida. Es posible identificar al menos 3 eventos tectónicos en Península La
Carmela, estos pueden ser relacionados a gran escala con las etapas previas,
contemporáneas y posteriores al amalgamiento del continente sur Gondwana. El
primer evento tectónico es compresivo y afecta netamente al basamento
Paleozoico, un segundo evento tectónico tensional y un tercer evento tectónico
compresivo.
Los metasedimentos y metabasaltos que conforman el Complejo Metamórfico
Andino Oriental de Península La Carmela, presentan evidencias que permiten
establecer que estos fueron afectados y deformados simultáneamente durante
D2. El protolito de los metasedimentos y los metabasaltos se habrían establecido
en una cuenca oceánica.
La recopilación geoquímica de los basaltos almohadillados del CMAO,
presenta características atípicas a un magmatismo promedio de un margen de
subducción, ya que estos contienen un enriquecimiento de elementos trazas en
comparación al manto o un basalto promedio, por lo tanto, según los diferentes
diagramas de discriminación tectónica permiten asociarlos a magmatismo de
intraplaca alcalino, típico de una pluma mantélica.
Las estructuras Falla Lago Chico y Falla Mancilla corresponden a estructuras
generadas durante el periodo de rift Jurásico, estas limitaron los depocentros de
sucesiones volcano-sedimentaria del magmatismo de rift. Posteriormente la
compresión post jurásica en Península La Carmela, también fue controlada en
gran medida por la inversión tectónica positiva de estas estructuras,
estableciendo así, un estilo de deformación de piel gruesa.
73
8. REFERENCIAS
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9. ANEXOS
Tabla 2. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados de Península La Florida. Extraído de Hervé et al, 1999.
Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo Florida Florida Florida Florida Florida
SAMPLE LOH-1 LOHH-1A LOH-1B LOH-1C LOH-2
SiO2 50,00 50,05 50,71 50,04 52,24
TiO2 2,52 2,23 2,11 2,25 2,79
Al2O3 21,14 20,24 20,47 21,41 24,41
Fe2O3 3,80 4,08 3,39 3,88 5,61
FeO 7,04 6,21 8,72 8,36 3,50
MnO 0,19 0,19 0,22 0,22 0,13
MgO 3,46 3,08 3,72 3,56 2,65
CaO 5,15 7,48 3,47 2,89 0,27
Na2O 5,81 5,76 5,52 5,13 4,03
K2O 0,32 0,09 1,19 1,74 4,24
P2O5 0,57 0,59 0,47 0,53 0,14
LOI 3,84 4,38 4,14 4,23 3,88
Ba 90,00 50,00 351,00 490,00 570,00
Th 2 2 2 2 2
Nb 34 40 25 35 38
Sr 290 440 215 210 99
Zr 303 251 238 231 310
Y 29 29 30 35 27
Cr 71 74 178 176 114
V 182 166 210 210 101
Ni 31 60 56 48 69
Co 39 38 43 42 41
Sc 23 22 27 29 29
Pb
Cu 35 7 61 26 32
Zn 110 85 144 133 149
Hf 5,8 4,9 4,4 5,2 6,1
La 27 26 17 27 20
Ce 63 62 42 53 50
Nd 30 30 22 26 23
Sm 5,85 5,88 4,7 5,33 4,65
Eu 1,9 1,91 1,65 1,92 1,3
Gd 6,2 5,5 5,27 6,1 4,6
Dy 5,51 5,43 2,32 6,16 4,6
Ho 1,05 0,98 0,99 1,32 0,95
Er 2,84 2,69 2,73 3,4 2,72
Yb 2,78 2,58 2,73 3,44 2,67
Lu 0,45 0,42 0,43 0,55 0,45
84
Tabla 3. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados del Complejo Metamórfico Chonos. Extraído de Hervé et al, 1999. Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo Chonos Chonos Chonos Chonos Chonos Chonos
SAMPLE SLL-691 SLL-698 SLL-853 SLL-855 SLL-858 FO96-15
SiO2 50,95 49,99 51,14 51,23 50,24 51,01
TiO2 1,28 1,91 1,21 1,48 0,87 1,49
Al2O3 15,45 13,94 14,84 13,82 15,08 13,79
Fe2O3 2,05 2,28 1,82 1,49 1,41 1,62
FeO 9,50 11,90 9,98 11,10 7,84 11,64
MnO 0,18 0,21 0,18 0,19 0,16 0,21
MgO 7,56 6,36 5,73 6,46 8,80 6,64
CaO 7,79 8,53 11,42 10,87 12,40 9,63
Na2O 5,08 3,00 3,42 3,02 3,03 3,47
K2O 0,01 1,63 0,05 0,16 0,07 0,35
P2O5 0,13 0,25 0,22 0,20 0,09 0,17
LOI 3,87 3,79 3,77 3,46 3,97 3,58
Ba 370,00 350,00 57,00 57,00 55,00 120,00
Th 1 2 1 1 1 2
Nb 8 13 8 10 7 10
Sr 135 160 233 148 72 177
Zr 61 114 62 84 46 94
Y 22 35 25 28 17 27
Cr 265 47 249 83 474 84
V 294 373 257 305 222 303
Ni 87 45 68 53 93 57
Co 40 44 38 40 35 35
Sc 43 42 42 42 40 39
Pb
Cu 122 176 81 147 111 152
Zn 94 125 111 101 71 101
Hf 2,5 3,3 2,8 2,9 1,5 5,8
La 5 11 5 9 3 11
Ce 18 35 18 27 11 24
Nd 11 21 11 15 8 14
Sm 2,75 5,14 2,65 4,17 1,88 3,29
Eu 1,05 1,63 1,1 1,39 0,82 1,16
Gd 3,8 6,14 3,9 4,87 2,8 4,01
Dy 3,96 6,44 4,23 4,59 2,86 4,64
Ho 0,79 1,32 0,85 0,93 0,58 1
Er 2,29 3,13 2,28 2,48 1,68 2,64
Yb 2,26 3,12 2,36 2,62 1,6 2,56
Lu 0,37 0,47 0,37 0,39 0,24 0,37
85
Tabla 4. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados del Complejo Denaro. Extraído de Sepúlveda et al, 2008.
Tipo de Roca Basalto
Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo Denaro Denaro Denaro Denaro Denaro Denaro Denaro
SAMPLE 1- pillow basalt
4- pillow basalt
5- pillow basalt
7- pillow basalt
9- pillow basalt
14- pillow basalt
18- basalt
SiO2 47,36 54,14 49,08 49,99 52,92 51,98 49,16
TiO2 1,78 1,99 1,00 1,21 2,29 1,11 1,40
Al2O3 17,28 14,75 14,96 15,53 14,01 13,20 16,70
Fe2O3 4,11 1,81 3,43 2,15 2,66 2,97 6,69
FeO 12,13 10,88 7,06 9,23 10,07 8,23 4,36
MnO 0,21 0,15 0,17 0,17 0,15 0,16 0,12
MgO 8,00 7,30 8,45 10,81 7,64 8,36 8,74
CaO 5,73 4,86 12,80 6,82 6,61 10,81 8,05
Na2O 2,87 3,49 2,86 3,60 3,08 2,45 2,90
K2O 0,37 0,38 0,09 0,39 0,33 0,62 1,68
P2O5 0,15 0,25 0,10 0,11 0,24 0,10 0,20
LOI 5,94 6,78 3,84 5,31 4,43 3,38 8,77
Ba 499,00 1970,00 103,00 210,00 185,00 312,00 100,00
Th 1 1 1 1 2 1 1
Nb 11 12 6 7 12 7 20
Sr 340 160 320 115 320 235 74
Zr 71 95 45 54 120 50 76
Y 31 30 21 22 38 22 27
Cr 19 112 293 258 58 126 249
V 440 400 274 290 400 315 227
Ni 54 48 95 70 43 63 79
Co 50 50 38 40 48 38 31
Sc 52 48 45 52 48 51 41
Pb
Cu 248 159 167 141 150 137 35
Zn 108 124 90 76 106 92 74
Hf 2,51 3,4 1,5 2,4 3,9 1,8 1,7
La 3,5 3,5 2 1 14 1 8
Ce 14 15 7 6 18 6 21
Nd 12 12 7 7 14 7 15
Sm 3,47 3,25 1,89 2,02 4,59 2 3,74
Eu 2,39 1,24 0,78 0,79 1,37 0,73 1,21
Gd 4,54 4,62 2,79 3,35 6,51 3,05 4,6
Dy 5,7 5,65 3,51 3,97 7,27 3,7 5,31
Ho 1,25 1,2 0,79 0,8 1,44 0,8 1,06
Er 3,5 3 2,1 2,33 4,9 2,33 3,17
Yb 3,66 2,9 2,11 2,45 4,27 2,33 312
Lu 0,56 0,44 0,33 0,35 0,71 0,35 0,5
86
Tabla 5. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados del Complejo Sarmiento. Extraído de Stern et al., 1979. Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo Sarmiento Sarmiento Sarmiento Sarmiento Sarmiento Sarmiento
SAMPLE FL70A PA28B PA23G PA23K PA28M PA42B
SiO2 50,84 51,61 52,79 54,45 59,71 54,51
TiO2 0,91 1,11 1,59 2,17 1,27 1,19
Al2O3 17,07 16,48 15,35 14,19 14,51 15,79
Fe2O3 8,47 9,69 11,42 13,60 9,53 9,60
FeO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
MnO 0,16 0,18 0,20 0,19 0,10 0,16
MgO 8,50 7,49 5,15 3,46 2,74 6,03
CaO 11,75 10,60 10,32 8,52 7,00 9,57
Na2O 1,81 2,31 2,43 2,50 3,04 2,38
K2O 0,30 0,32 0,45 0,56 1,56 0,51
P2O5 0,19 0,22 0,30 0,35 0,54 0,25
LOI 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Zr 51 77 116 187 262 131
La 5,49 6,63 11,5 16,3 19,5 29,6
Ce 13 16,4 27,5 37,5 46,3 69
Nd 8,72 11 16,9 22,1 31,5 39,7
Sm 2,53 2,93 4,74 6,16 8,41 11,2
Eu 0,9 1,04 1,48 1,86 1,98 2,13
Gd 3,24 3,59 5,15 7,64 9,91 12,8
Dy 3,57 3,93 5,61 8,14 10,1 15,1
Er 2,25 2,35 3,45 4,8 5,77 9,78
Yb 2,04 2,31 2,97 3,79 4,92 8,89
87
Tabla 6. Resultados geoquímicos en basaltos almohadillados del Complejo Tortuga Extraído de Stern et al., 1979. Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo Tortuga Tortuga Tortuga Tortuga
SAMPLE P2 H60A NB93-2 NB24-1
SiO2 49,60 49,37 50,77 49,84
TiO2 0,90 1,26 1,61 1,28
Al2O3 16,31 16,13 15,18 15,95
Fe2O3 9,55 10,69 11,69 10,75
FeO 0,00 0,00 0,00 0,00
MnO 0,14 0,16 0,19 0,16
MgO 9,76 8,07 6,97 8,02
CaO 11,47 11,31 10,45 11,12
Na2O 1,93 2,42 2,49 2,27
K2O 0,20 0,40 0,43 0,42
P2O5 0,15 0,18 0,21 0,18
LOI 0,00 0,00 0,00 0,00
Zr 41 80 117 85
La 1,37 2,61 4,71 5,69
Ce 3,96 7,42 12,5 15
Nd 3,66 6,27 9,98 11,9
Sm 1,4 2,17 3,57 4,33
Eu 0,56 0,79 1,28 1,52
Gd 2,09 2,95 4,84 5,98
Dy 2,55 3,69 5,76 6,98
Er 1,85 2,58 3,9 4,89
Yb 1,9 2,63 3,94 4,99
88
Tabla 7. Resultados geoquímicos en basaltos Meseta Chile Chico. Extraído de Espinoza et al, 2005.
Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo Pali-AIKE
Pali-AIKE
Pali-AIKE
Pali-AIKE
Pali-AIKE
Pali-AIKE
Pali-AIKE
SAMPLE FE01-39Ba
FE01-41A CC-180 CC-267 CC-284 CC-285 PG24
SiO2 45,16 45,50 45,64 47,10 47,24 46,34 47,23
TiO2 2,89 2,84 2,65 2,80 2,33 2,57 2,82
Al2O3 15,08 14,69 15,08 15,36 14,24 14,87 14,73
Fe2O3 4,74 6,06 3,64 4,13 4,61 3,80 13,52
FeO 8,76 6,71 8,10 8,33 7,72 8,97 0,00
MnO 0,20 0,21 0,19 0,21 0,19 0,19 0,19
MgO 6,92 8,27 10,25 7,76 11,27 9,58 7,30
CaO 7,36 7,81 9,98 8,78 8,93 9,34 8,26
Na2O 4,97 4,99 2,44 3,36 2,12 2,63 3,63
K2O 2,88 1,86 1,50 1,60 0,95 1,20 1,64
P2O5 1,04 1,06 0,52 0,57 0,41 0,49 0,68
LOI 1,92 2,98 2,68 1,66 3,66 2,02 0,81
Ba 542,18 510,00 641,00 334,00 431,00 249,00 375,00
Th 9,66 12 5,2 3,2 2,5 3,7 3
Nb 113,48 88 53 37 31 37 38
Sr 1138,56 1020 682 621 490 938 660
Zr 419,17 100 212 240 150 186 240
Y 29,32 25 25 23 20 21 27
Cr 155,79 255 284 161 263 191 200
V 176,38 179 238 182 219 232 200
Ni 145,58 185 182 133 144 173 147
Co 36,22 42 49 39 45 45 44
Sc 13,56 12 26 18 25 23 18
Hf 9,25 8,9 7,7 7,4 5,1 6,2
La 78,79 71 37 32 21 26 33,5
Ce 149,63 144 81 75 49 63 69
Nd 59,17 60 38 38 27 32 39
Sm 10,39 10 7,94 8,07 5,62 6,66 7,7
Eu 3,36 3 2,46 2,65 1,85 2,15 2,47
Gd 9,44 7,92 7,33 7,4 5,74 6,33 6,8
Dy 6,51 5,68 5,62 6,11 4,74 4,9 5,5
Ho 1,2 1 0,98 1,04 0,84 0,82
Er 2,81 2,15 2,1 2,02 1,81 1,71 2,5
Yb 2,35 2,11 1,9 1,92 1,72 1,61 2,03
Lu 0,34 0,32 0,22 0,23 0,2 0,21
89
Tabla 8. Resultados geoquímicos en basaltos Meseta Chile Chico. Extraído de Espinoza et al, 2005.
Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo Pali-AIKE Pali-AIKE
Pali-AIKE Pali-AIKE
Pali-AIKE
Pali-AIKE
Pali-AIKE
SAMPLE PG26 PG27 PG31 PG53-L PG55 PG141 PG144
SiO2 47,54 47,93 43,06 46,00 48,31 51,52 48,51
TiO2 2,18 2,67 2,86 2,61 3,03 2,28 3,37
Al2O3 14,25 13,92 12,06 13,59 14,70 17,73 15,50
Fe2O3 13,16 13,52 14,72 13,85 13,67 11,19 15,00
FeO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
MnO 0,18 0,18 0,19 0,20 0,17 0,16 0,21
MgO 9,68 7,98 13,88 10,04 7,24 0,00 0,00
CaO 8,22 8,26 8,88 9,72 7,86 10,36 9,06
Na2O 2,64 3,42 2,50 2,46 3,21 4,65 4,81
K2O 1,73 1,44 1,30 1,05 1,25 1,54 2,53
P2O5 0,42 0,67 0,54 0,49 0,54 0,57 1,01
LOI 4,28 1,99 0,92 3,53 2,49 3,68 1,83
Ba 190,00 288,00 300,00 280,00 250,00 323,00 355,00
Th 1,8 2,5 2,8 2,5 2,9 3,8 4,1
Nb 24 36 44 31,5 37 34 59
Sr 620 575 635 532 505 755 965
Zr 154 245 190 195 240 190 287
Y 22 26 19 24,5 29 22 25
Cr 280 225 415 290 230 165 293
V 220 198 260 255 230 206 225
Ni 210 180 360 165 185 86 160
Co 53 50 72 56 49 35 48
Sc 23 21 23 24 19 23 18
La 18,5 29 29 23,5 26,5 34 46
Ce 40 58,5 57 53 55 66 92
Nd 25 34 31 29 32 31 45
Sm 5,7 6,5 6,3 7 6,8 6,3 9,15
Eu 1,75 2,34 2,04 2,1 2,37 1,88 2,68
Gd 4,9 6,5 5,6 6,1 7,2 5,6 7,8
Dy 4,25 5,5 4,2 4,8 5,45 4,3 5,3
Er 1,9 2,45 1,9 2,1 2,7 1,9 2,2
Yb 1,73 1,92 1,5 1,8 1,97 1,65 1,72
90
Tabla 9. Resultados geoquímicos en basaltos del Pali Aike. Extraído de Stern, 1990. Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo Pali-AIKE Pali-AIKE Pali-AIKE Pali-AIKE Pali-AIKE
SAMPLE PA3 BN36C PA21 BN31 PA9
SiO2 45,41 45,36 46,91 45,93 50,20
TiO2 3,97 3,64 2,83 3,18 3,16
Al2O3 12,39 10,68 11,15 13,06 13,19
Fe2O3 3,03 2,84 2,86 3,44 2,24
FeO 9,37 9,98 7,79 7,79 8,66
MnO 0,17 0,17 0,17 0,19 0,16
MgO 9,88 13,58 13,16 8,61 7,12
CaO 9,07 9,10 9,33 11,50 9,32
Na2O 3,80 2,65 3,35 4,04 3,49
K2O 1,98 1,37 1,84 1,65 1,93
P2O5 0,93 0,63 0,60 0,62 0,53
LOI 2,04 3,17 0,85 0,94 1,77
Ba 510,00 320,00 460,00 604,00 372,00
Th 3,5 2,3 2,9 5,8 3,6
Nb 75 53 60 68 49
Sr 1079 640 781 932 608
Zr 348 222 223 270 229
Y 24 22 20 22 20
Cr 162 450 421 178 176
Ni 177 400 382 98 126
Co 17,463 19,04 29,574 28,2704 17,0919
Sc 18,4 20,8 21,6 22,4 22,9
Pb 1,4 2,1 3,5 2,8
Cu
Zn
Hf 6,3 4,9 5,2 6,3 5,7
La 41,4 29,6 30,7 36,1 16
Ce 91,8 66,2 66,9 80,8 37,6
Nd 47,3 34,2 33,8 39,7 21,4
Sm 10,5 7,66 8,15 8,47 5,47
Eu 3,31 2,42 2,48 2,75 2,12
Yb 1,54 1,43 1,66 1,59 1,41
Lu 0,19 0,2 0,26 0,23 0,2
91
Tabla 10. Resultados geoquímicos en basaltos de Hawaii. Extraído de Frey et al., 1983. Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
Complejo LOIHI LOIHI LOIHI LOIHI LOIHI LOIHI
SAMPLE MAR 1 MAR 3
SiO2 45,14 43,81 47,39 46,71 43,41 46,21
TiO2 1,71 1,97 3,35 3,44 3,10 3,87
Al2O3 10,78 9,65 13,92 13,49 11,06 15,09
Fe2O3 2,28 2,72 3,74 3,58 4,09 4,43
FeO 10,39 10,36 8,70 8,74 9,96 8,01
MnO 0,19 0,19 0,17 0,16 0,18 0,18
MgO 16,57 18,80 6,73 7,24 12,18 5,71
CaO 10,27 9,71 12,08 12,26 11,36 10,85
Na2O 1,94 1,96 2,81 3,20 3,20 3,81
K2O 0,53 0,63 0,93 1,01 1,26 1,66
P2O5 0,19 0,19 0,17 0,16 0,18 0,18
LOI 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Ba 158,00 171,00 218,00 260,00 332,00 397,00
Th 0,8 0,8 1,5 1,5 2,1 3
Nb 12 16 26 30 41 49
Sr 306 347 541 638 712 822
Zr 101 110 182 195 196 245
Y 16 14 21 16 14 22
Cr 24 1090 1330 222 414 890
V 270 280 360 370 300 380
Ni 590 700 100 105 350 95
Co 65 40 85 94 52 50
Sc 27,1 27,3 29,1 28,3 22,2 18,3
Pb 11,3647
Cu 20,5669
Zn 90,6886
Hf 2,4 2,8 4,7 4,7 4,7 5,7
La 11,2 13,9 22,1 24,6 32,9 37,3
Ce 25,9 32,3 49,9 58,8 69,4 87,3
Nd 13,4 17 27,3 31,6 32,2 42,3
Sm 3,39 4,17 6,81 7,24 7,26 8,83
Eu 1,27 1,47 2,37 2,44 2,42 2,87
Gd 7,3913
Dy 7,2901
Ho 1,4527
Er 3,9162
Yb 1,44 1,24 2 1,59 1,27 1,97
Lu 0,2 0,19 0,27 0,22 0,16 0,28
92
Tabla 11. Resultados geoquímicos en basaltos del Volcán Kohala. Extraído de Spengler y Garcia, 1988.
Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
SAMPLE H-84-11 H-84-3 H-84-64 H-84-67 H-84--25b H-84-2 H-85-25
SiO2 47,60 49,30 49,30 49,80 51,70 52,80 53,80
TiO2 3,02 2,63 2,57 2,67 2,18 2,03 1,69
Al2O3 15,90 16,60 16,60 17,10 16,90 17,20 17,40
Fe2O3
FeO 11,75 10,68 10,77 10,32 9,52 9,26 8,24
MnO 0,23 0,23 0,24 0,22 0,24 0,24 0,25
MgO 4,59 3,94 3,45 4,00 3,29 3,10 2,80
CaO 7,56 7,04 6,14 7,12 5,93 5,59 4,81
Na2O 4,85 5,00 5,01 4,43 5,32 5,60 6,03
K2O 1,59 1,76 1,79 1,82 2,02 2,12 2,27
P2O5 2,28 1,96 1,97 1,63 1,57 1,47 1,23
LOI 2,03 1,84 #¡REF! #¡REF! #¡REF! #¡REF! #¡REF!
Ba 611,60 663,30 731,70 726,90 817,40 816,40 790,90
Th 3,2 4,2 4,2 4,1 4,6 4,5 5
Nb 52 55,3 59,4 63,5 64,1 64,5 77,7
Sr 1854,4 1720,5 1650 1538,5 1775,2 1747 1650,2
Zr 337,4 373,8 417,8 435,4 446,5 458,8 532,8
Y 55,6 51,7 56,9 77,4 53,5 51,7 51,4
Cr 1,4 1,5 3,8 1,2 nd nd 2,6
V 53,2 37,9 36,8 56,3 27 17,6 9,4
Ni 14,3 8,7 5 17,2 19,7 11,3 4,4
Co 15,7 13,6 13,3 16,3 9,7 8,2 nd
Sc 9,1 7,6 7,5 8,3 6,3 5,8 4,8
Hf 7,7 8,2 9,1 9,1 9,6 10,1 11,1
La 55,6 57,1 61,9 89,4 62,8 63,5 72,4
Ce 149,5 143,2 149,6 140,3 150,7 155,1 176,9
Nd 88,3 82,9 85,8 87,5 78,4 80,3 91,7
Sm 20,15 18,35 19,74 18,82 17,89 17,57 18,6
Eu 6,22 5,64 5,89 5,77 5,5 5,47 5,4
Yb 3,66 3,36 3,41 4,63 3,77 3,59 4,06
Lu 0,5 0,49 0,56 0,64 0,52 0,49 0,53
93
Tabla 12. Resultados geoquímicos en basaltos del Volcán Kohala. Extraído de Spengler y Garcia, 1988
Tipo de Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto
SAMPLE H-84-10 H-84-21 H-84-79 H-84-62 H-84-61
SiO2 54,50 53,80 55,00 57,10 58,50
TiO2 1,74 1,92 1,46 1,46 1,17
Al2O3 17,40 17,20 17,60 17,80 17,50
Fe2O3
FeO 8,41 8,14 8,51 6,84 5,92
MnO 0,25 0,19 0,24 0,17 0,18
MgO 2,62 2,44 2,27 1,54 1,49
CaO 4,77 5,14 4,40 3,46 2,87
Na2O 6,00 5,60 5,47 6,02 6,34
K2O 2,35 2,56 2,75 3,07 3,41
P2O5 1,22 1,30 1,03 0,89 0,72
Ba 823,20 710,60 816,40 621,60 579,70
Th 4,8 6,3 6,9 7,5 8,4
Nb 74,4 75,1 81,4 88,6 93
Sr 1615,2 1115 945,2 781,7 647,7
Zr 531,5 586,4 801,3 694,1 743,7
Y 49 41,5 47,4 43,4 43,5
Cr nd 2,1 4,3 5,4 2,3
V 12,5 34,1 nd 12,3 14,9
Ni 15,5 11,7 nd 12 11,5
Co 6,8 9,8 8,6 1,7 4,7
Sc 4,8 5,6 5 4 3,5
Hf 11 12,2 16,3 14,2 15,7
La 65,1 67,3 72,4 85,7 63,5
Ce 163,5 144,9 174,7 137,9 146,9
Nd 79,3 71,6 80,5 84,5 64,8
Sm 16,6 15,3 16,4 16,1 12,6
Eu 5 4,2 4,8 3,8 2,8
Yb 3,6 3,1 3,9 3,3 3,8
Lu 0,5 0,46 0,57 0,46 0,57