UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS … · También quiero dar un reconocimiento especial a...

UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMATICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

PETROLOGIA Y GEOQUIMICA DEL PLUTON PLOMO, 47°00’S – 72°55’W, REGION DE AYSEN, CHILE

TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE MAGISTER EN CIENCIAS, MENCION GEOLOGIA

MEMORIA PARA OPTAR AL TITULO DE GEOLOGO

LISSETTE CAROLINA WÄCKERLING SILVA

PROFESOR GUIA: DIEGO MORATA CESPEDES

MIEMBROS DE LA COMISION:

FRANCISCO HERVE ALLAMAND MIGUEL ANGEL PARADA REYES

MANUEL SUAREZ DITTUS

SANTIAGO DE CHILE AGOSTO 2007

A mis padres Y a mi abuelo

AGRADECIMIENTOS

En primer lugar agradezco al proyecto FONDECYT 1030162 “Sedimentation, Magmatism and Tectonism in Southwestern Gondwana Convergent Margin During Late Jurassic-Early Cretaceous Breakup: Eastern Central Patagonian Cordillera (43º-48ºS)”, gracias al cual pude desarrollar esta tesis. Quiero agradecer de todo corazón a mi profesor guía, Dr. Diego Morata, por su infinita paciencia y apoyo, por todo el tiempo dedicado, por los conocimientos transmitidos y por su amistad. Fue un privilegio trabajar con él. También quiero dar un reconocimiento especial a todas las personas que me ayudaron de diversas formas en esta tesis: Manuel Suárez, Rita De La Cruz, Francisco Hervé, Miguel Ángel Parada y Mauricio Belmar. Quiero agradecer a todos los amigos de estos años, que me acompañaron y dieron ánimos para seguir adelante. Agradezco a mi familia por el apoyo y el cariño incondicional. Finalmente, quiero agradecer especialmente a Felipe. Es gracias a su amor y paciencia que yo terminé esta tesis.

INDICE DE CONTENIDO

Págs.

CAPÍTULO 1 INTRODUCCIÓN…………………………………………………………………………. 1 1.1 Generalidades…………………………………………………………………………………..... 1 1.2 Objetivos……………………………………………………..………………………………….… 3 1.2.1 Objetivos generales………………………………………………………………………... 3 1.2.2 Objetivos específicos………………………………………………………………………. 3 1.3 Hipótesis de trabajo………………………………………………………………………….…… 3 1.4 Metodología de trabajo…………………………………………………………………….…….. 4 1.5 Marco geográfico…………………………………………………………………………….…… 5 1.5.1 Ubicación……………………………………………………………………………………. 5 1.5.2 Vías de accesos…………………………………………………………………….………. 5 CAPITULO 2 MARCO GEOLOGICO…………………………………………………………….…….. 7 2.1 Geología regional………………………………………………………………………………… 7 2.1.1 Rocas del Paleozoico…………………………………………………………….………… 9 2.1.2 Rocas del Jurásico…………………………………………………………………………. 10 2.1.2.1 Plutones satélite jurásicos……………………………………………….…………... 11 2.1.3 Rocas del Cretácico…………………………………………………….………………….. 14 2.1.4 Rocas del Cenozoico………………………………………………….…………………… 16 2.1.5 Depósitos cuaternarios………………………………………………….…………………. 16 2.2 Magmatismo Jurásico……………………………………………………….…………………… 17 2.2.1 Petrografía………………………………………………………………….……………….. 17 2.2.2 Geoquímica…………………………………………………………………………………. 18 2.2.3 Geocronología………………………………………………………….…………………… 20 2.2.4 Petrogénesis………………………………………………………………………………... 22 CAPITULO 3 PETROGRAFIA………………………………………………………….……………….. 26 3.1 Generalidades………………………………………………………………….…………………. 26 3.2 Caracterización de minerales primarios……………………………………………………….. 31 3.2.1 Plagioclasa………………………………………………………………………………….. 31 3.2.2 Cuarzo………………………………………………………………….……………………. 31 3.2.3 Feldespato potásico……………………………………………….……………………….. 32 3.2.4 Biotita……………………………………………………………….………………………... 32 3.2.5 Anfíbola……………………………………………………………………………………… 34 3.2.6 Minerales accesorios………………………………………………………………………. 34 3.3 Caracterización de minerales secundarios……………………………………………………. 35 3.4 Orden de cristalización………………………………………………….……………………….. 38 3.5 Enclaves…………………………………………………………………………………………... 40 3.6 Diques y estructuras……………………………………………………………………………... 42 3.7 Aureola metamórfica…………………………………………….……………………………….. 43

CAPÍTULO 4 QUÍMICA MINERAL……………………………………………………………………... 45 4.1 Feldespatos……………………………………………………………………….………………. 45 4.2 Biotitas…………………………………………………………………………….……………….. 48 4.3 Minerales accesorios…………………………………………………………………………….. 49 4.4 Minerales secundarios…………………………………………………………………………… 53 4.4.1 Cálculo de la fórmula estructural de la clorita…………………………………………… 54 4.4.2 Geotermometría…………………………………………………….………………………. 55 4.5 Anfíbolas………………………………………………………………………….……………….. 57 4.5.1 Métodos analíticos…………………………………………………….……………………. 58 4.5.2 Cálculo de la fórmula estructural de las anfíbolas…………………….………………… 59 4.5.3 Clasificación de las anfíbolas……………………………………………………………... 60 4.5.4 Elementos mayores………………………………………………………………………... 63 4.5.5 Intercambios químicos………………………………………………….………………….. 67 4.5.6 Geotermobarometría……………………………………………….………………………. 69 CAPITULO 5 GEOQUÍMICA……………………………………………………………….……………. 78 5.1 Generalidades………………………………………………………………….…………………. 78 5.2 Caracterización geoquímica del Plutón Plomo……….…………………. 79 5.2.1 Clasificación……………………………………………………………….………………… 79 5.2.2 Diagramas de variación………………………………………………….………………… 82 5.2.3 Diagramas normalizados de REE y multielementos……………….…………………… 87 5.2.4 Geotermómetro de saturación del circón 90 5.3 Comparación química con rocas del Batolito Patagónico, Grupo Ibáñez y plutones

satélite jurásicos de la Región de Aysén……………………………...……………………… 93 5.3.1 Diagramas de variación…………………………………………….……………………… 95 5.3.2 Diagramas normalizados de REE y multielementos………………………………….... 99 CAPITULO 6 GEOCRONOLOGÍA……………………………………………………………………... 101 CAPÍTULO 7 DISCUSIONES…………………………………………………………………………… 107 7.1 Petrografía………………………………………………………………………………………… 107 7.2 Química mineral………………………………………………………………….……………….. 109 7.3 Metamorfismo..………………………………………………………………..………………….. 114 7.4 Geoquímica……………………………………………………………………………………….. 120 7.5 Geocronología………………………………………………………………..…..………………. 132 7.6 Mecanismos de formación del Plutón Plomo…………………………..…………………….. 133 CAPÍTULO 8 CONCLUSIONES………………………………………………………………………... 139 REFERENCIAS………………………………………………………………………..………………….. 141 ANEXO 1 DESCRIPCIONES PETROGRÁFICAS……………………………………………………. 146ANEXO 2 TÉCNICAS ANALÍTICAS……………………………………………………………………. 164ANEXO 3 ANÁLISIS MINERALÓGICOS………………………………………………………………. 169ANEXO 4 RESULTADOS TERMOBAROMÉTRICOS……………………………………………….. 191ANEXO 5 ANÁLISIS QUÍMICO DEL PLUTÓN PLOMO…………………. 197

INDICE DE FIGURAS

Págs.

CAPÍTULO 1 FIGURA 1 Mapa de ubicación y acceso de la zona de estudio, indicada en un recuadro 6 CAPÍTULO 2 FIGURA 2 Mapa geológico regional de la zona de estudio (tomado de Mapa Geológico

de Chile, Escala 1:1.000.000, SERNAGEOMIN, 2003) 8

FIGURA 3 Mapa de afloramientos del Plutón Plomo. Se indican los puntos de toma de muestras. Modificado de las Cartas Geológicas: Puerto Guadal - Puerto Sánchez (De La Cruz y Suárez, 2006) y Área Oriental de las Hojas Cochrane y Villa O’Higgins (De La Cruz et al., 2004)

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CAPÍTULO 3 FIGURA 4 Vista de los afloramientos del Plutón Plomo en la ribera sur del Lago Plomo.

Se indica con línea segmentada el contacto del intrusivo (derecha) con el basamento (izquierda)

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FIGURA 5 Aspecto general de enclaves microgranulares del Plutón Plomo 28FIGURA 6 Clasificación QAP de las muestras de intrusivo (círculos verdes) y enclave

(círculos café). Campos: 1-cuarzolita; 2-roca granítica rica en cuarzo; 3-granito de feldespato alcalino; 4-sieno-granito; 5-monzogranito; 6-granodiorita; 7-tonalita; 8-sienita de feldespato alcalino y cuarzo; 9-sienita de cuarzo; 10-monzonita de cuarzo; 11-monzodiorita de cuarzo; 12-diorita de cuarzo; 13-sienita de feldespato alcalino; 14-sienita; 15-monzonita; 16-monzodiorita; 17-diorita. Tomado de Le Maitre et al. (1989)

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FIGURA 7 Clasificación QAP de pares enclave (círculo)-roca huésped (cruz). Simbología de campos en Figura 6. Tomado de Le Maitre et al. (1989)

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FIGURA 8 Características petrográficas del Plutón Plomo. Las abreviaturas de minerales están de acuerdo a lo indicado por Kretz (1983) (ver Anexo 1). a) Maclado complejo en plagioclasa, nicoles cruzados (nic x), 10x, muestra CH-2089. b) Plagioclasa con al menos tres superficies de corrosión (flechas blancas), nic x, 4x, muestra CH-2089. c) Textura poikilítica en cuarzo, nic x, 4x, muestra JR04-08. d) Textura granofírica, nic x, 60x, muestra CH-2088 enclave. e) Textura poikilítica en feldespato potásico, nic x, 4x, muestra CH-8071 enclave. f) Textura pertítica en feldespato potásico, nic x, 4x, muestra CH-1393.mg) Biotitas rojas con bordes irregulares, nicoles paralelos (nic //), 4x, muestra JR04-05. h) Biotita deformada (kink bands, indicados con flechas negras), nic //, 10x, muestra CH-806-1. i) Biotita y prehnita afectadas por deformación tipo kink bands, en círculo se aprecia un lente de prehnita afectado por un pliegue junto con biotita, nic //, 10x, muestra CH-806-1. j) Anfíbolas de distintos tamaños en enclave, nic //, 4x, muestra CH-8071 enclave. k) Anfíbola zonada, nic x, 4x, muestra CH-8071. l) Anfíbola con textura sieve, nic x, 10x, muestra CH-2089

33

FIGURA 9 Características petrográficas del Plutón Plomo. a) Macla de dos individuos (flecha negra) y macla múltiple en anfíbola (flecha blanca), nic x, 10x, muestra CH-2089. b) Anfíbola cloritizada en los bordes, nic //, 10x, muestra JR04-11. c) Anillo de opacos en torno a biotita y anfíbola cloritizadas, nic //, 4x, muestraCH-1397. d) Apatitos en cuarzo, nic //, 60x, muestra CH-1399. e) Circón en cuarzo, nic x, 60x, muestra CH-8066-2. f) Alteración a sericita en plagioclasa en anillos concéntricos a zonación (flechas blancas), nic x, 4x,

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muestra CH-8066. g) Clorita esferulítica, nic //, 10x, muestra CH-1396. h) Epidota y prehnita en bordes y clivajes de biotita, nic //, 4x, muestra CH-2125. i) Desarrollo importante de prehnita en clivaje de biotita, nic x, 10x, muestra CH-1394. j) Biotita secundaria en clivajes y fracturas de anfíbola primaria, nic //, 4x, muestra CH-1393. k) Anfíbola con anillo interno de biotita secundaria, nic //, 4x, muestra JR04-09. l) Cúmulo de anfíbola secundaria con anillo de biotitas, nic //, 4x, muestra CH-2089

FIGURA 10 Asociación de minerales metamórficos Chl+Prh+Ep+Pmp en un metadominio común. Fotografía tomada en microscopio a magnificación 10x y (a) nicoles cruzados y (b) nicoles paralelos, muestra CH-745

38

FIGURA 11 a) Intercrecimiento de anfíbola y cuarzo, con crecimiento posterior de biotita, nic//, 10x, muestra JR04-08; b) Co-cristalización de anfíbola y biotita, nic//, 4x, muestra CH-2089

40

FIGURA 12 Características petrográficas de los enclaves del Plutón Plomo: a) Borde enclave macroscópico (línea segmentada), cambio textural dado principalmente por la anfíbola, nic x, 4x, muestra CH-8071; b) microenclave elongado indicado en línea segmentada, nic x, 4x, muestra JR04-05

41

FIGURA 13 Características petrográficas de los diques: a) Aplítico, nicx, 4x, muestra CH-8066-3; b) Máfico, nic//, 10x, muestra CH-8072

43

FIGURA 14 Características petrográficas de la roca de caja del Plutón Plomo, con evidencias de metamorfismo de contacto. a) Foto representativa de hornfels de andalucita, nicx, 4x, muestra JR04-06; b) Foto representativa de anfibolita, nicx, 4x, muestra JR04-12

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CAPÍTULO 4 FIGURA 15 Diagrama ternario de clasificación para feldespatos del Plutón Plomo.

Composición en moles por ciento 46

FIGURA 16 Diagramas de variación del %An vs el contenido de Fe y Mg, en plagioclasas del Plutón Plomo. Simbología en la Figura 15

47

FIGURA 17 Zonaciones composicionales en plagioclasas del Plutón Plomo, desde el centro hacia el borde, indicado por flechas. Centro en relleno oscuro, interior en relleno claro y borde sin relleno

47

FIGURA 18 Diagramas de variación del contenido de MgO versus el contenido de TiO2 y Al2O3 en biotitas del Plutón Plomo

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FIGURA 19 Imágenes de electrones retrodispersados tomadas a muestras del Plutón Plomo. En círculos amarillos se indican puntos de análisis de microsonda, correspondientes a: 1-JR04-10 preh4; 2- JR04-10 tit4; 3-JR04-09 il2; 4- JR04-09 il3; 5- JR04-09 ox-fe1; 6- CH-2088 il4; 7-CH-2088 rut1; 8- CH-2088 il5; 9- JR04-10 preh3; 10- JR04-10 preh4; 11- JR04-10 ep2; 12- JR04-10 chl7; 13- JR04-10 preh5; 14- JR04-10 preh6; 15- JR04-10 preh7; 16- JR04-10 chl8. a) Bandas de titanita en lentes de prehnita dentro de biotita, muestra JR04-10; b) Ilmenita y magnetita en anfíbola, muestra JR04-09; c) Intercrecimiento de ilmenita y rutilo dentro de biotita, muestra CH-2088; d) Biotita alterada a prehnita, clorita y epidota, muestra JR04-10

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FIGURA 20 Proyección de las composiciones de ilmenitas y magnetitas del Plutón Plomo, en un diagrama ternario FeO - Fe2O3 - TiO2, donde se indican las series de soluciones sólidas principales de este sistema. Simbología en la Figura 18

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FIGURA 21 a) Suma de cationes no-interfoliares vs contenido de AlT de cloritas; b) Suma de cationes interfoliares vs contenido de Si de cloritas. Líneas punteadas delimitan campo propuesto para clorita: Si < 6,5 (Bettison y Schiffman, 1988) y Ca+Na+K < 0,1 (Schiffman y Fridleifsson, 1991)

55

FIGURA 22 Temperatura de cloritas obtenidas con el geotermómetro de Cathelineau (1988), versus contenido de clorita en interestratificado clorita-esmectita.

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Simbología en Figura 21 FIGURA 23 Imágenes de electrones retrodispersados tomadas a muestras del Plutón

Plomo. En círculos amarillos se indican puntos de análisis de microsonda, correspondientes a: 1-JR04-09 anf par28; 2-JR04-09 pg par28; 3-JR04-09 anf par29; 4-JR04-09 pg par29; 5-JR04-09 anf par24; 6-JR04-09 anf par26; 7-JR04-09 pg par24; 8-JR04-09 pg par26. Las imágenes a) y b) son ejemplos de distintas zonas de análisis de microsonda en anfíbola y plagioclasa en contacto

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FIGURA 24 Clasificación de anfíbolas cálcicas del Plutón Plomo: a) CaB ≥ 1,5, (Na+K)A ≥ 0,5, Ti < 0,5; b) CaB ≥ 1,5, (Na+K)A < 0,5, CaA < 0,5. Campos: 1-tremolita; 2-actinolita; 3- ferroactinolita; 4- magnesiohornblenda; 5-ferrohornblenda; 6-tschermakita; 7-ferrotschermakita; 8-edenita; 9-ferroedenita; 10-pargasita (AlVI≥Fe3+) y magnesiohastingsita (AlVI<Fe3+); 11-ferropargasita (AlVI≥Fe3+) y hastingsita (AlVI<Fe3+); 12-magnesiosadanagaita; 13-sadanagaita. Tomado de Leake et al. (1997)

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FIGURA 25 Foto tomada en microscopio de la muestra CH-2089, con ocular 4x y visión a nicoles paralelos en a) y cruzados en b). En las fotos se aprecian los dos tipos de anfíbolas con distintas características ópticas y texturas

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FIGURA 26 Clasificación de anfíbolas cálcicas, indicando ubicación del análisis. a) CaB ≥ 1,5, (Na+K)A ≥ 0,5, Ti < 0,5; b) CaB ≥ 1,5, (Na+K)A < 0,5, CaA < 0,5. Simbología de campos en Figura 24. Tomado de Leake et al. (1997)

63

FIGURA 27 Diagramas de variación binarios de elementos mayores y relaciones elementales de las anfíbolas de cada muestra. Todos los datos en a.p.f.u. Simbología en la Figura 24

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FIGURA 28 Diagramas de variación binarios de elementos mayores y relaciones elementales de distintos sectores dentro de las anfíbolas. Todos los datos en a.p.f.u. Simbología en la Figura 26

67

FIGURA 29 a) Sustitución edenítica; b) Sustitución tschermakítica; c) Sustitución ferro-tschermakítica; d) Sustitución Ti-tschermakítica. En linea sólida se grafican los vectores sustitución con valores ideales y en linea punteada, con los valores reales de las muestras del Plutón Plomo. Simbología en Figura 24

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FIGURA 30 Aplicación de termobarómetro semicuantitativo de contenido de Al2O3 y TiO2 para anfíbolas cálcicas del Plutón Plomo. Tomado de Ernst y Liu (1998). Simbología en Figura 26

77

CAPITULO 5 FIGURA 31 Diagramas de clasificación para el Plutón Plomo. a) Subdivisión serie

subalcalina (Le Maitre et al., 1989); b) Diagrama de clasificación según índice de saturación de alúmina, ACNK = Al2O3/(CO+Na2O+K2O); ANK = Al2O3/(Na2O+K2O), expresados en moles. Campos: 1) metaluminoso, 2) peralcalino, 3) peraluminoso; c) Diagrama de discriminación tectónica (Pearce et al., 1984)

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FIGURA 32 Diagramas de variación para elementos mayores del Plutón Plomo. Simbología en Figura 31

83

FIGURA 33 Diagramas de variación para elementos traza del Plutón Plomo. Simbología en Figura 31

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FIGURA 34 Diagramas de variación para REE del Plutón Plomo. Simbología en Figura 31

86

FIGURA 35 Diagrama de variación del número de magnesio de cada muestra versus el número de magnesio promedio de las anfíbolas de cada muestra. Las barras tienen un largo de 2σ

86

FIGURA 36 a) Diagrama de REE para el Plutón Plomo y diques asociados, valores de normalización de Sun y McDonough (1989); b) Diagrama multielementos para el Plutón Plomo y diques asociados, valores de normalización de

89

Pearce (1983). Simbología en Figura 31 FIGURA 37 Diagramas de variación para elementos mayores del Plutón Plomo, plutones

satélite Jurásicos, BNP y Grupo Ibáñez 97

FIGURA 38 Relaciones entre elementos traza y REE de muestras del Plutón Plomo, plutones satélite Jurásicos, BNP y Grupo Ibáñez. Simbología en Figura 37

98

FIGURA 39 Diagrama de clasificación según índice de saturación de alúmina, ACNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O); ANK = Al2O3/(Na2O+K2O), expresados en moles; para muestras del Plutón Plomo, plutones satélite Jurásicos, BNP y Grupo Ibáñez. Simbología en Figura 37

98

FIGURA 40 a) Diagrama de REE, valores de normalización de Sun y McDonough (1989); b) Diagrama multielementos, valores de normalización de Pearce (1983)

100

CAPITULO 6 FIGURA 41 Mapa de ubicación de las muestras con dataciones del Plutón Plomo. El

número junto a la edad indica el método de datación correspondiente: 1) K-Ar y 2) U-Pb

102

FIGURA 42 Histograma de edades 206Pb/238U (Ma) versus el número de puntos de análisis para circones del Plutón Plomo

104

FIGURA 43 Imágenes de catodoluminiscencia obtenidas mediante microscopio electrónico de barrido, de cristales de circones pertenecientes a la muestra JR04-05. Se indican algunos puntos de análisis, presentados en la Tabla 7

105

CAPÍTULO 7 FIGURA 44 Sección esquemática del Plutón Plomo, donde se indica la ubicación de los

grupos de muestras de alta presión - alta temperatura y baja presión - baja temperatura

113

FIGURA 45 Esquema que muestra el efecto catalítico que induce la formación de lentes silicatos de Ca y Al en los clivajes de las biotitas. Se esquematiza además el intercambio catiónico entre biotitas y plagioclasas para la formación de minerales secundarios. Modificado de Freiberger et al. (2001)

116

FIGURA 46 Diagrama donde se representan esquemáticamente las condiciones P-T de

formación del Plutón Plomo (elipse amarilla), y los posibles caminos seguidos posteriormente a su cristalización, hasta llegar al campo de estabilidad de la facies prehnita-pumpellyita, representada esquemáticamente con una elipse verde

118

FIGURA 47 Condiciones P-T y rasgos mineralógicos y texturales que caracterizan la cristalización del Plutón Plomo y a los eventos post-magmáticos asociados a éste

120

FIGURA 48 Diagramas de variación para graficar sustracción de fases minerales. Las anfíbolas se denotan con el mismo símbolo de la muestra de la cual provienen en tono gris

128

FIGURA 49 Diagramas de variación para graficar sustracción de fases minerales. Simbología de muestras en Figura 48. Las anfíbolas y plagioclasas se denotan con el mismo símbolo de la muestra de la cual provienen, en tonos gris y blanco, respectivamente

128

FIGURA 50 Modelo de cristalización fraccionada para el Plutón Plomo, a partir de la muestra CH-8071. En los ejes x e y se encuentran los contenidos de un elemento traza compatible (Co) y uno altamente incompatible (Y), respectivamente, para los distintos líquidos representados. En negro se representa la curva teórica de cristalización fraccionada y en verde, los contenidos reales de las muestras del Plutón Plomo

130

FIGURA 51 Evolución tiempo-temperatura del Plutón Plomo, mostrando en azul la datación U-Pb realizada en circón, en verde la datación K-Ar en anfíbola, y en amarillo y rojo las dos dataciones K-Ar en biotita de menor edad. La línea segmentada representa la curva de cristalización del magma. Las temperaturas de cierre de los distintos minerales datados fueron tomadas de Spear (1993)

132

FIGURA 52 Modelo de emplazamiento de plutones graníticos en sistemas extensionales, mediante a) hundimiento de piso y b) ascenso de techo. Las líneas verticales representan a los diques alimentadores, y las líneas segmentadas a los pliegues formados durante la reactivación de estructuras pre-existentes. Tomado de Grocott y Taylor (2002)

137

FIGURA 53 Modelo de ascenso y emplazamiento del Plutón Plomo, basado en las condiciones P-T de formación, datos geocronológicos y características petrográficas y estructurales obtenidas para este cuerpo

138

ÍNDICE DE TABLAS

Págs.

CAPÍTULO 2 TABLA 1 Listado de muestras, con la información recogida en terreno de los puntos de

muestreo 14

TABLA 2 Dataciones del Grupo Ibáñez en la región de Aysén registradas en los trabajos: 1) Ramos et al. (1982), 2) Parada et al. (2001), 3) Pankhurst et al. (2003)

21

TABLA 3 Dataciones del Batolito Patagónico y plutones satélite en la región de Aysén registradas en los trabajos: 1) Weaver et al. (1990); 2) Parada et al. (1997); 3) Pankhurst et al. (2000); 4) Welkner (1999); 5) Quiroz (2000); 6) Suárez y De La Cruz (2001)

21

CAPÍTULO 4 TABLA 4 Resultados de T y ƒO2 para óxidos de Fe y Ti pertenecientes a la muestra

JR04-09. Los geotermobarómetros utilizados fueron: 1 – Spencer y Lindsley (1981); 2 – Andersen y Lindsley (1985)

53

TABLA 5 Resultados de temperatura para cloritas del Plutón Plomo. Las distintas calibraciones de geotermómetros corresponden a: T1 – Cathelineau (1988); T2 – Kranidiotis y McLean (1987); T3 – Jowett (1991)

57

TABLA 6 Resultados de presión y temperatura para muestras del Plutón Plomo. Las distintas calibraciones de geotermómetros corresponden a: P1 – Hammarstrom y Zen (1986); P2 – Hollister et al. (1987); P3 – Johnson y Rutherford (1989); P4 - Schmidt (1992). El geotermómetro aplicado utilizando la presión P4 fue el de Blundy y Holland (1990). Los resultados corresponden al valor promedio de cada muestra

75

CAPITULO 5 TABLA 7 Resultados de temperatura obtenidos con el geotermómetro de saturación

del circón (Miller et al., 2003), para muestras del Plutón Plomo 92 CAPÍTULO 6 TABLA 8 Datos geocronológicos K-Ar de biotitas y anfíbolas pertenecientes a muestras

del Plutón Plomo (Suárez y De La Cruz, 2001) 101

TABLA 9 Datos geocronológicos U-Pb SHRIMP de circones pertenecientes a la muestra JR04-05 del Plutón Plomo

103

RESUMEN

El objetivo de este trabajo es determinar el origen y evolución magmática del Plutón Plomo, y de esta forma insertarlo dentro del contexto geotectónico del magmatismo Jurásico en los Andes Patagónicos de la Región de Aysén. Para esto, se estudiaron los siguientes aspectos del Plutón Plomo: petrología, geoquímica y procesos involucrados en su génesis, condiciones de presión y temperatura de emplazamiento, geocronología de las rocas estudiadas, y además se establecieron similitudes y diferencias de la geoquímica del Plutón Plomo con el Batolito Norpatagónico (BNP) y el magmatismo ácido del Grupo Ibáñez.

El estudio petrográfico permitió definir al Plutón Plomo como un cuerpo compuesto principalmente de tonalitas y granodioritas de biotita y anfíbola, de fábrica isótropa y numerosos enclaves microgranulares de composición monzodiorítica de cuarzo y monzonítica de cuarzo. Se reconoció un evento metamórfico en el plutón posterior a su emplazamiento, en facies prehnita-pumpellyita, bajo condiciones de presión y temperatura de 0,5 a 4,5 kbar y 175° a 280°C, respectivamente. Se identificó además en el plutón un evento deformacional registrado en las estructuras tipo kink-band en biotitas y minerales metamórficos, las que indicarían una formación a temperaturas mayores a 250ºC. A este evento deformacional se le atribuye una edad de 132 ± 9 Ma, quedando el evento metamórfico acotado por esta edad y la de cristalización del plutón.

El estudio de la química de las anfíbolas ayudó a dilucidar las condiciones de presión y temperatura cercanas al solidus del magma. Se obtuvieron como resultado valores no homogéneos, en los que se observa una tendencia hacia mayores temperaturas y presiones (~ >3,5±0,6 kbar y ~ >767º±75°C) en las muestras tomadas en los afloramientos ubicados a mayor cota topográfica con respecto a las muestras tomadas en los afloramientos ubicados a menor cota topográfica (~ <3,1±0,6 kbar y ~ <717±75°C).

La edad U-Pb realizada en circones del Plutón Plomo es tomada como representativa de la edad de cristalización de este intrusivo, la cual corresponde a ~ 144 Ma. De esta forma, es posible situar al Plutón Plomo en el Jurásico tardío, coincidiendo con las primeras etapas de formación del BNP.

Los análisis químicos realizados a rocas del Plutón Plomo indican que éste posee una afinidad calcoalcalina a calcoalcalina alta en K con carácter metaluminoso, ploteando en el campo de los Granitos de Arco Volcánico + Granitos Colisionales sintectónicos lo que, junto a la anomalía negativa de Nb que presentan las muestras, permiten asociar su formación a un ambiente de subducción. La modelización de procesos de cristalización fraccionada llevó a la conclusión de que el rol del fraccionamiento de anfíbola y, en menor medida, plagioclasa, pueden ser reconocidos. Sin embargo, es claro que éste es acompañado de otros factores, ya sea el fraccionamiento complementario de otros minerales que no fueron identificados, o la acción de otros procesos secundarios como la contaminación cortical. La comparación de la química del Plutón Plomo con el BNP, el Grupo Ibáñez y los plutones satélite jurásicos de la Región de Aysén permite, al menos, indicar que poseen un origen común, el cual se asociaría a subducción, y según el cual, en conjunto representarían un arco magmático donde la manifestación efusiva estaría representada por el volcanismo bimodal del Grupo Ibáñez y la raíz correspondería a las primeras etapas de BNP junto con los plutones satélite jurásicos. El quimismo del Plutón Plomo indica para éste una fuente correspondiente al manto litosférico enriquecido y una evolución con una componente cortical involucrada. Esta signatura cortical es similar a las encontradas en los plutones satélite jurásicos, para los que se sugiere un origen explicado por la influencia de la extensión en la zona del trasarco. No existen datos isotópicos que permitan confirmar lo mismo para el Plutón Plomo, pero dada la similitud química de éste con los plutones satélite jurásicos, se sugiere la influencia de la extensión en su evolución.

Finalmente, gracias a todos los antecedentes antes expuestos, se propone un modelo de emplazamiento del Plutón Plomo correspondiente a un transporte del magma a través de diques o canales en forma de pulsos magmáticos, cada uno de los cuales presentaría un rápido ascenso y enfriamiento, encontrándose parcial o totalmente cristalizado al momento de la llegada de un nuevo pulso. Además estos pulsos cristalizarían a una profundidad progresivamente menor, lo que ocurriría gracias al régimen extensivo imperante.

1

CAPÍTULO 1 INTRODUCCIÓN

1.1 Generalidades

El magmatismo Jurásico en la Región de Aysén, ubicada aproximadamente entre los

paralelos 44° y 49°S, se encuentra registrado en el Batolito Norpatagónico (BNP) y en el

volcanismo ácido del Grupo Ibáñez.

El Batolito Patagónico (BP) es el principal componente de la Cordillera Patagónica. Se

presenta como un cordón contínuo entre las latitudes 40° y 56°S, con un ancho aproximado de

200 km, englobando la Cordillera Principal y la parte oriental de la Cordillera de la Costa, cuyo

segmento, a partir del Golfo de Penas, se le denomina Batolito Norpatagónico (Pankhurst et al.,

1999), asociado a la Cordillera Patagónica Septentrional (Niemeyer et al., 1984). Se encuentra

conformado por numerosos complejos plutónicos calcoalcalinos que se emplazaron

episódicamente durante el Jurásico tardío-Mioceno, relacionados a subducción en un margen

continental (e.g. Weaver et al., 1990; Pankhurst et al., 1999; Suárez y De La Cruz, 2001).

Algunas de las edades más antiguas pertenecientes al BP se obtuvieron en plutones satélites

fuera del margen este del batolito (Parada et al., 1997; Pankhurst et al., 2000; Suárez y De La

Cruz, 2001).

La actividad volcánica presente en la zona de trasarco durante el Jurásico, representada

por las rocas ácidas a intermedias del Grupo Ibáñez, es estudiada por Pankhurst et al. (1998),

Pankhurst et al. (2000), Riley et al. (2001), entre otros, los que la consideran como un

componente de la Provincia de Chon Aike (Kay et al., 1989; Pankhurst et al., 1998), relacionado

a los eventos extensivos que acompañaron el rompimiento de Gondwana, representando una

de sus últimas manifestaciones. Por otro lado, Baker et al. (1981), Quiroz (2000) y Pankhurst et

al. (2003), entre otros, asocian su origen a la subducción presente en el margen Pacífico,

correspondiendo a la fase extrusiva de las primeras etapas del BP.

Varios estudios se han realizado en forma separada tanto en rocas del BNP como en

rocas asociadas al volcanismo del Grupo Ibáñez, pero en pocos se realiza un estudio en

2

conjunto de ambos eventos magmáticos a fin de definir su relación y reconstruir el escenario

geotectónico del Jurásico medio a superior en la región de Aysén.

Un aspecto importante de la Región de Aysén es que en ella se encuentra una zona

establecida comúnmente como límite entre dos segmentos de los Andes Patagónicos, alrededor

de los 47°S, con distintas características y evolución geológica. En este sentido, se observaría:

1) la transición entre un volcanismo mayoritariamente ácido hacia el sur y uno con mayor

participación de andesitas hacia el norte, dentro del cordón volcánico Jurásico expuesto entre

los 43° y 50°S (Haller y Lapido, 1982; Ramos et al., 1982); 2) marcaría el límite de una mayor

presencia de exposiciones del basamento metamórfico Paleozoico hacia el sur; 3) corresponde

a la zona donde la dorsal Chilena es subductada, lo cual sería el origen de esta segmentación

(e.g. Flint et al., 1994; Ramos y Kay, 1992, en Parada et al., 2001).

El área de estudio, ubicada ~47°S, se encuentra en esta zona limítrofe entre segmentos

patagónicos, en donde aflora tanto volcanismo Jurásico, perteneciente al Grupo Ibáñez, como

plutonismo Jurásico, representado por el Plutón Plomo. El único registro del Plutón Plomo en la

literatura se encuentra en el trabajo de Suárez y De La Cruz (2001), en el que se entrega una

breve descripción petrográfica y edades K-Ar, cuatro en biotita y dos en hornblenda, que lo

sitúan dentro del Jurásico Superior. ¿En qué contexto geotectónico se originó el Plutón Plomo?,

¿Cuáles son sus condiciones de emplazamiento?, ¿Pertenece al segmento norte o sur del BP?,

¿Corresponde a la raíz de un arco volcánico representado por el Grupo Ibáñez?.

La presente Tesis, realizada dentro del proyecto FONDECYT 1030162 “Sedimentation,

Magmatism and Tectonism in Southwestern Gondwana Convergent Margin During Late

Jurassic-Early Cretaceous Breakup: Eastern Central Patagonian Cordillera (43°-48°S)”, del cual

el Dr. Manuel Súarez es investigador principal, corresponde a un estudio petrológico,

geoquímico y geocronológico del Plutón Plomo, enmarcado dentro del magmatismo Jurásico

medio a superior en la Región de Aysén, que contribuye en el conocimiento del controvertido

contexto geotectónico de este período de tiempo en una zona de transición entre dominios

geológicos.

3

1.2 Objetivos

1.2.1 Objetivos generales

Determinar el origen y evolución magmática del Plutón Plomo, y de esta forma insertarlo

dentro del contexto geotectónico del magmatismo Jurásico en los Andes Patagónicos de la

Región de Aysén.

1.2.2 Objetivos específicos

- Identificar la petrología del Plutón Plomo.

- Determinar la geoquímica del Plutón Plomo y los procesos involucrados en su génesis.

- Determinar condiciones de presión y temperatura de emplazamiento de este plutón.

- Determinar la geocronología de las rocas estudiadas.

- Establecer las similitudes y diferencias de la geoquímica del Plutón Plomo con el Batolito

Norpatagónico y el magmatismo ácido del Grupo Ibáñez.

1.3 Hipótesis de trabajo

El magmatismo Jurásico en la Región de Aysén se produce en un ambiente tectónico de

subducción presente en el margen occidental del continente, dando origen a un arco volcánico

continental, representado por el volcanismo bimodal del Grupo Ibáñez, cuya raíz corresponde a

las primeras etapas de Batolito Norpatagónico.

El Plutón Plomo, perteneciente al Batolito Norpatagónico, está ligado genéticamente a

las rocas del Grupo Ibáñez, como lo confirmarían su signatura geoquímica y condiciones P-T de

emplazamiento, que indican un origen mediante los mecanismos comunes asociados a

subducción, fusión parcial del manto superior junto con cristalización fraccionada y

contaminación cortical, en un ambiente de margen convergente.

4

1.4 Metodología de trabajo

El presente trabajo se realizó en cuatro etapas. La primera de ellas consistió en la

recopilación de material bibliográfico referido tanto a petrogénesis y geotermobarometría de

rocas intrusivas ácidas, como a trabajos de geología regional realizados con anterioridad en la

zona de estudio. Además se reunieron 11 muestras recolectadas previamente en el área de

estudio por el profesor guía Dr. Diego Morata, en una campaña de terreno realizada en abril del

2004, en el marco del proyecto FONDECYT 1030162, y 13 muestras tomadas por el Dr. Manuel

Suárez en campañas de terreno realizadas durante febrero-marzo de 1996, noviembre de 1997

y febrero-marzo de 1998.

Una segunda etapa correspondió a la campaña de terreno, realizada entre los días 25

de abril y 3 de mayo del 2005, en la cual se llevo a cabo un reconocimiento y muestreo de los

afloramientos, recolectándose 20 muestras. De éstas, 9 pertenecen al intrusivo y sus enclaves,

8 a zonas de deformación, alteración o diques dentro del plutón y 3 a la aureola de contacto del

plutón.

La siguiente etapa consistió en el análisis petrográfico, geoquímico,

geotermobarométrico y geocronológico de las 46 muestras antes mencionadas.

La caracterización petrográfica se realizó en cortes transparentes en el Laboratorio de

Microscopía del Departamento de Geología de la Universidad de Chile, en la que se

reconocieron tanto minerales primarios como de alteración y las diferentes texturas presentes

en las muestras (Capítulo 3 y Anexo 1).

Los análisis geoquímicos fueron realizados en fases minerales y en roca total. Los

primeros se efectuaron en minerales de 10 muestras seleccionadas, en el Laboratorio de

Microscopía Electrónica del Departamento de Geología de la Universidad de Chile. Los análisis

se presentan en el Anexo 3 y los resultados obtenidos se encuentran en el Capítulo 4. Los

segundos, se desarrollaron para elementos mayores, trazas y tierras raras en 7 muestras

seleccionadas, realizados con ICP-AES en el Laboratorio de Geoquímica del Departamento de

Geología de la Universidad de Chile, a las que se suman 4 muestras previamente analizadas

con ICP-AES en los laboratorios del SERNAGEOMIN (Capítulo 5 y Anexo 5). El detalle de los

procedimientos seguidos en los análisis citados se adjunta en el Anexo 2.

5

La geotermobarometría de las rocas estudiadas se realizó sobre la base de la química

de fases minerales. Su aplicación y resultados son detallados en el Capítulo 4 y Anexo 4.

La geocronología se realizó mediante la datación de una muestra utilizando el método

U-Pb en circones, la cual fue efectuada con tecnología SHRIMP en la Universidad Nacional

Australiana en Canberra, a la que se sumaron dataciones K-Ar realizadas previamente, 4 en

biotitas y 2 en anfíbolas del Plutón Plomo, en el Laboratorio de Geocronología del

SERNAGEOMIN. El detalle de los procedimientos analíticos utilizados en estas dataciones se

encuentra en el Anexo 2.

1.5 Marco geográfico

1.5.1 Ubicación

La zona de estudio delimita el área de afloramientos del Plutón Plomo, localizados desde

el norte del Lago Bertrand (46°50’S) hasta el Río Nef, al suroeste del Lago General Carrera,

región de Aysén, Chile (Figura 1), en el cuadrante definido por las coordenadas UTM: 4775000 -

4820000 N y 650000 - 670000 E.

Los afloramientos forman un cuerpo elongado en la dirección NS, presentándose como

macizos rocosos que se levantan desde la ribera este del Lago Bertrand, y en las riberas norte y

sur del Lago Plomo, que alcanzarían alturas de más de 2200 m, con una superficie aproximada

de 80 km2. Algunos sectores de su parte superior se encuentran cubiertos por hielos

permanentes.

1.5.2 Vías de accesos

Desde la ciudad de Coyhaique se accede a la zona de estudio siguiendo la Carretera

Austral hasta la localidad de Puerto Bertrand (Figura 1). Desde aquí, mediante embarcaciones

menores, que en el caso del trabajo presente correspondió a una lancha Zodiac, se accede a

los afloramientos a nivel del Lago. El acceso a la parte superior de los afloramientos es

mediante helicóptero. Las características morfológicas del plutón limitan el muestreo a los

6

afloramientos a nivel del Lago, a los cuales se tiene relativamente fácil acceso, y a la zona

superior de los afloramientos, de difícil acceso.

Figura 1: Mapa de ubicación y acceso de la zona de estudio, indicada en un recuadro.

7

CAPÍTULO 2 MARCO GEOLÓGICO

2.1 Geología regional

La geología de la Región de Aysén (Figura 2) se encuentra marcada por una división en

franjas paralelas al margen continental: el cordón continuo de intrusivos que conforman el

Batolito Norpatagónico (BNP), ocupando gran parte de la Cordillera Principal; las rocas

volcánicas ácidas intercaladas con rocas sedimentarias, conformando el cordón más oriental y

afloramientos menores al este del BP; y el Basamento Metamórfico Paleozoico, que aflora como

un cordón casi continuo en la zona de archipiélagos, conformando la franja más occidental, y

también, entre el BP y las rocas estratificadas, desde el Lago General Carrera hacía el sur.

La génesis del volcanismo ácido, representado por el Grupo Ibáñez y la Formación

Divisadero, y su relación con el plutonismo, ha tenido diferentes interpretaciones, como se

mencionó en el capítulo anterior. Baker et al. (1981) hacen una síntesis de la evolución

geológica en la Región de Aysén indicando que ésta es controlada desde el Jurásico medio

hasta hoy por la subducción presente en el margen oeste del continente, a la que se relaciona

un arco magmático calcoalcalino con actividad principalmente intrusiva (Batolito Norpatagónico)

y, en menor medida, extrusiva intermedia a ácida, y una zona de trasarco con actividad

volcánica bimodal riolítica-basáltica (Formaciones Ibáñez, Divisadero, basaltos de plataforma).

En contraste, diversos autores (eg. Kay et al., 1989; Pankhurst et al., 2000; Riley et al., 2001)

señalan que el volcanismo ácido Jurásico se engloba dentro de la Provincia de Chon Aike

(Chon Aike Large Igneous Province, Chon Aike LIP), que representaría la fusión de la corteza

inferior, producto de eventos extensionales relacionados al rompimiento de Gondwana.

8

Figura 2: Mapa geológico regional de la zona de estudio (tomado de Mapa Geológico de Chile, Escala 1:1.000.000, SERNAGEOMIN, 2003)

9

2.1.1 Rocas del Paleozoico

Las rocas Paleozoicas que afloran en la región de Aysén, que conforman el basamento

metamórfico del BNP y de las rocas estratificadas Meso-Cenozoicas, se disponen en dos

franjas elongadas en la dirección NS: una ubicada al oeste del Batolito Norpatagónico, entre los

44° y los 47°S aproximadamente, llamada Complejo Metamórfico de los Chonos,

correspondiente a filitas, micaesquistos y esquistos verdes, y una franja al este del Batolito

Norpatagónico, ubicada entre los paralelos 46° y 50°S aproximadamente, denominada

Complejo Metamórfico Andino Oriental (Hervé et al., 1998), conformada por dos sucesiones: en

el norte, la Formación Río Lácteo, y en el sur, la Formación Bahía La Lancha, cuyo contacto se

ubica aproximadamente a los 48°S (en Niemeyer et al., 1984).

En la zona de estudio, el basamento metamórfico se encuentra representado por la

Formación Río Lácteo, perteneciente al Complejo Metamórfico Andino Oriental (Figura 2). Aquí,

esta formación se encuentra conformada principalmente por esquistos de cuarzo-moscovita y,

en menor medida, por esquistos verdes, esquistos calcáreos y mármol. La Formación Río

Lácteo ha sido sometida a intensas deformaciones y metamorfismo, resultando en una actitud

dominante de rumbo NE-SW y manteo de 45° hacia el NW, y metamorfismo de grado bajo a

medio, correspondiente a las facies esquistos verdes a anfibolita con epidota. El origen de esta

Formación se encontraría en el núcleo cristalino de un cordón orogénico, probablemente

resultante de la acumulación de microplacas (Bell y Suárez, 2000). Según Hervé et al. (1998) el

gradiente P-T establecido para el Complejo Metamórfico Andino Oriental, del orden de 25°C/km,

descarta su formación en un prisma de acreción, y su formación se relacionaría más

probablemente a un ambiente de margen continental con gran espesor de sedimentos

detríticos, con formación local de depósitos calcáreos. El metamorfismo de este complejo habría

tenido lugar durante el Paleozoico superior y habría sido exhumado antes que se depositaran

discordantemente sobre él rocas de edad Jurásica superior.

Los últimos antecedentes acerca de las condiciones P-T de los complejos metamórficos

de Aysén se encuentran en el trabajo realizado por Ramírez-Sánchez et al. (2005) en

metapelitas de estos complejos. La determinación de la temperatura se realizó mediante el

índice de Kübler (KI) de micas blancas potásicas y el geotermómetro de clorita, los que

arrojaron temperaturas > 300° y entre 310° y 380°C, respectivamente, para ambos complejos.

Los cálculos de presión fueron realizados mediante el parámetro b0 de micas blancas potásicas

10

y el geobarómetro de fengita, los que entregaron valores de 4,0 ± 1,2 kbar y ∼2,7 kbar para el

Complejo Metamórfico Andino Oriental, y 5,2 ± 0,7 kbar y ∼ 3,8 kbar, para el Complejo

Metamórfico de los Chonos, respectivamente. Según estos autores los resultados serían

consistentes con la interpretación de que el Complejo Metamórfico Andino Oriental y el

Complejo Metamórfico de los Chonos serían parte del margen oeste convergente de

Gondwana, representando una posición de cuenca de antearco y un prisma de acreción,

respectivamente.

2.1.2 Rocas del Jurásico

En el área de estudio las rocas Mesozoicas pertenecientes al período Jurásico1 (Figura

2) están representadas por las rocas volcánicas pertenecientes al Grupo Ibáñez y plutonismo

tipo I (Pankhurst et al., 1999). El Grupo Ibáñez, de edad Jurásico Medio-Superior (Niemeyer,

1975), consiste en una secuencia de rocas, principalmente volcanoclásticas y volcánicas, de

composición ácida a intermedia. Sobreyace discordantemente al Basamento Metamórfico,

mientras que sobre ella se encuentra la Formación Coyhaique (Lahsen, 1966; en Niemeyer et

al., 1984) que, en algunas zonas, se encuentra concordante, en otras en discordancia de

erosión y en otras, ausente, en cuyos casos, la Formación Divisadero (Heim, 1940; en

Niemeyer et al., 1984) se apoya directamente sobre el Grupo Ibáñez, en contacto concordante.

La Formación El Quemado es considerada como su equivalente argentino, aunque Pankhurst et

al. (2003) indican que sólo el volcanismo inicial del Grupo Ibáñez corresponde al de la

Formación El Quemado, no habiendo evidencia clara de volcanismo equivalente al magmatismo

final del Grupo Ibáñez en Argentina. Hacía el sur, el Grupo Ibáñez se correlaciona con la

Formación Tobífera, al menos parcialmente (Pankhurst et al., 1998).

Durante el Jurásico medio se produce el comienzo del magmatismo asociado a

subducción que se desarrolla hasta el Oligoceno, conformando el BNP. En su flanco oriental se

encuentra intruyendo al Basamento Metamórfico y al Grupo Ibáñez, y en el occidental, al

Basamento Metamórfico y a rocas volcanosedimentarias de edad Jurásico superior-Cretácico

inferior. Varios plutones en el margen oeste del BNP y plutones satélite al este del Batolito

presentan edades K-Ar pertenecientes al Jurásico superior, interpretadas como edades

mínimas (Suárez y De la Cruz; 2000)

1 Según Escala Geológica de Tiempo 1999 de The Geological Society of America, utilizada en todo el texto.

11

2.1.2.1 Plutones satélite jurásicos

Al BNP se asocia una serie de plutones aislados al este del mismo, en algunos de los

cuales dataciones radiométricas han entregado edades jurásicas, indicando existencia de

plutonismo Jurásico Medio-Superior a lo largo del sector oriental del Batolito (Suárez y De La

Cruz, 2001). A continuación se presenta una reseña de los plutones satélites Jurásicos

registrados en la literatura (Figura 2).

Parada et al. (1997) entregan edades U-Pb y Ar-Ar para la Tonalita Cerro Esmeralda,

correspondiente a una de las unidades intrusivas epizonales reconocida en el distrito

polimetálico El Faldeo, el cual está conformado por dos plutones junto con diques y sills

asociados y que se ubica a los 47°27’S-72°30’W. La Tonalita Cerro Esmeralda está compuesta

de tonalitas de hornblenda y dioritas, de textura equigranular a porfírica, de mineralogía primaria

correspondiente a plagioclasa, cuarzo, anfíbola, biotita, feldespato potásico, magnetita, apatito y

circón, la que se encuentra parcialmente propilitizada. Intruye al basamento metamórfico y al

Grupo Ibáñez, controlado por fallas NS y NW-SE existentes en la zona. La edad de

cristalización, que corresponde a 155 ± 10 Ma, fue obtenida mediante datación U-Pb en circón.

Se obtuvieron además edades de 157,7 ± 1,5 y 158,9 ± 1,5 Ma mediante Ar-Ar en biotita, las

que se interpretan como correspondientes a la etapa de enfriamiento subsólidus. Las edades

obtenidas mediante los dos métodos son concordantes, lo que es indicativo de un rápido

enfriamiento, resultado probablemente de un emplazamiento superficial de la Tonalita Cerro

Esmeralda.

Pankhurst et al. (2000) muestra una cronología del volcanismo ácido Jurásico en la

Patagonia y la Península Antártica. Aquí se incluye la datación del intrusivo subvolcánico

Sobral, ubicado en la Patagonia en el Cerro San Lorenzo, aproximadamente en las

coordenadas 47°45’S y 72°30’W. Este corresponde a una granodiorita de hornblenda, cuya

edad de cristalización se calculó mediante el método U-Pb en circón en 153,8 ± 1,5 Ma,

enmarcado dentro del último período volcánico Jurásico tardío, definido por los autores,

geoquímicamente relacionado a subducción, aunque asociado en un principio a anatexis de

corteza continental, como es sugerido por la presencia de circones heredados. Anteriormente

Welkner (1999) entrega dos edades K-Ar para la Tonalita Sobral: 143 ± 5 Ma en biotita y 138 ±

8 Ma en anfíbola, lo que sitúa a este intrusivo en el límite Jurásico-Cretácico.

12

Suárez y De La Cruz (2001) describen el Plutón Plomo como un conjunto de

granodioritas, cuarzo monzodioritas y tonalitas, que afloran desde el norte del Lago Bertrand

hasta el río Nef, como un cuerpo elongado N-S, emplazado en rocas metamórficas Paleozoicas,

las que lo separan hacía el sur del Batolito Norpatagónico, situación que se infiere también en la

dirección oeste. Las edades K-Ar en biotita para cuatro muestras de este plutón son

concordantes y corresponden a 151 ± 4 Ma, 148 ± 5 Ma, 147 ± 4 Ma y 145 ± 5 Ma, mientras

que una edad K-Ar en hornblenda arroja 143 ± 5 Ma. Estas edades son interpretadas como

edades mínimas, debido a la deformación y alteración de las muestras. Una segunda edad K-Ar

en hornblenda parcialmente cloritizada, entrega una edad de 132 ± 9 Ma, interpretada como

edad de la alteración. Otros plutones satélite nombrados este trabajo son: Monzogranito Río

Blanco, Cuarzo Microdiorita Pampa Seguel y el Plutón Estero Ventisquero. El primero,

monzogranito de biotita y anfíbola, se emplaza en rocas del Grupo Ibáñez, y posee edad K-Ar

en biotita de 153 ± 5 Ma, que representaría una edad mínima o cercana a la cristalización,

debido a que las rocas pertenecientes a este plutón no están deformadas y la alteración

presente es débil. El segundo intrusivo es un cuerpo pequeño emplazado en rocas

metamórficas paleozoicas, de edad K-Ar en biotita de 151 ± 4 Ma, probablemente

correspondiente a edad mínima, debido a la alteración a clorita presente en las biotitas. El

último intrusivo corresponde a un cuerpo granodiorítico de biotita y anfíbolas, emplazado en

rocas metamórficas paleozoicas, con biotitas deformadas y alteraciones débiles y locales, de las

que se obtuvieron dos edades K-Ar concordantes, interpretadas como edades mínimas,

correspondientes a 146 ± 3 Ma y 147 ± 3 Ma.

En la Figura 3 se muestran los afloramientos correspondientes al Plutón Plomo y las

estructuras apreciables en la zona. Se indican además los puntos de toma de muestras, cuyas

ubicaciones en coordenadas UTM, cota y litologías definidas en terreno, son detalladas en la

Tabla 1.

13

Figura 3: Mapa de afloramientos del Plutón Plomo. Se indican los puntos de toma de muestras. Modificado de las Cartas Geológicas: Puerto Guadal - Puerto Sánchez (De La Cruz y Suárez, 2006)

y Área Oriental de las Hojas Cochrane y Villa O’Higgins (De La Cruz et al., 2004).

0 5 10 km

14

Tabla 1: Listado de muestras, con la información recogida en terreno de los puntos de muestreo

Muestra Coordenadas UTM Cota (m.s.n.m.) Litología

1 JR04-03 654731 4790855 240 Metapelita 2 JR04-04 654731 4790855 240 Metarenisca 3 JR04-05 655755 4792806 210 Diorita 4 JR04-06 655062 4792623 210 Metapelita 5 JR04-07 656619 4791443 210 Granodiorita de biotita 6 JR04-08 658089 4791234 210 Granodiorita de anfíbola 7 JR04-09 661725 4800089 210 Granito de anfíbola 8 JR04-10 661725 4800089 210 Enclave micronular máfico 9 JR04-11 661803 4801768 210 Granito de anfíbola

10 JR04-12 661899 4805504 210 Anfibolita 11 JR04-13 661899 4805504 210 Granodiorita de anfíbola 12 CH-745 661275 4798418 220 Granitoide 13 CH-800 659522 4792400 220 Granitoide 14 CH-801 655992 4792785 210 Granitoide 15 CH-806-1 657420 4791299 210 Granitoide 16 CH-1391 661291 4779091 230 Granito 17 CH-1393 659997 4780623 250 Granito 18 CH-1394 659090 4780890 250 Granito 19 CH-1396 660857 4780629 240 Granito 20 CH-1397 661140 4780465 250 Granito 21 CH-1399 663248 4778441 250 Granito 22 CH-2088 660854 4789493 1470 Granito 23 CH-2089 658569 4787237 1130 Granito 24 CH-2125 651232 4799126 1650 Granito 25 CH-8066 661824 4793323 216 Granito 26 CH-8066-1 661824 4793323 216 Alteración en granito 27 CH-8066-2 661824 4793323 216 Granito 28 CH-8066-3 661824 4793323 216 Dique félsico 29 CH-8067 662047 4793404 210 Roca cornea 30 CH-8069 - - - Granito 31 CH-8069-1 - - - Granito 32 CH-8070 659392 4791695 - Granito 33 CH-8071 657949 4791156 210 Granito 34 CH-8072 656967 4791302 208 Dique máfico 35 CH-8072-1 656967 4791302 208 Roca cornea 36 CH-8073 660555 4795854 211 Granito 37 CH-8073-1 660555 4795854 211 Aplita 38 CH-8073-2 660555 4795854 211 Dique máfico 39 CH-8074 660859 4794629 217 Tonalita 40 CH-8074-1 660859 4794629 217 Aplita 41 CH-8074-2 660859 4794629 217 Granito 42 CH-8075 660055 4793828 212 Granito 43 CH-8077 654948 4792660 213 Roca cornea 44 CH-8077-1 654948 4792660 213 Dique máfico

2.1.3 Rocas del Cretácico

Las rocas estratificadas de esta edad se encuentran representadas por los Grupos

Coyhaique (Cretácico inferior) y Divisadero (Cretácico medio) (Figura 2). Las primeras

corresponden a una secuencia de lutitas y areniscas fosilíferas marinas que afloran en forma

discontinua al oriente del BNP, concordantemente o en discordancia de erosión sobre la Grupo

Ibáñez y concordantemente bajo la Formación Divisadero. Esta Formación representaría en la

15

zona la continuación de los depósitos de la Cuenca Austral de Magallanes. La Formación

Divisadero es una secuencia de volcanoclastitas con lavas intercaladas, que varía en

composición de andesitas a riolitas, de ambiente de formación principalmente continental, que

conforma un cordón casi continuo ubicado en la frontera con Argentina (en Niemeyer et al.,

1984). Según Baker et al. (1981), se mantiene la situación tectónica presente en el Jurásico, en

la que en la zona de trasarco se ha detenido el volcanismo ácido y la extensión se ha

acentuado, dando lugar a una cuenca de trasarco marina, parcialmente rellenada con los

sedimentos pertenecientes a la Formación Coyhaique, y en la que diques basálticos cortan los

sedimentos neocomianos. Esta cuenca se asociaría a subducción y habría estado controlada

por fallas normales, cerrándose en el Cretácico medio, por colmatación de la cuenca o

transgresión marina, acompañado probablemente por levantamiento del área. La Formación

Divisadero, cuya base es diacrónica, indicaría un cierre de la cuenca progresivamente más

joven hacía el sur. La actividad intrusiva continúa en el BNP y en la zona de trasarco se genera

volcanismo ácido, aunque en menor volumen que en Jurásico. Al final de la secuencia se

observan fragmentos graníticos, que indicarían un levantamiento, que dejaría el BNP expuesto

a erosión y eliminaría los restos de la cuenca.

Suárez y De la Cruz (2000) indican que en la zona de estudio el Grupo Coyhaique se

encuentra representado por dos asociaciones de facies diferentes: en la zona sur de Fachinal,

lutitas negras de la Formación Katterfeld cubiertas concordantemente por areniscas bioturbadas

de la Formación Apeleg; y en la zona al sur de Chile Chico, la Formación Cerro Colorado,

denominada anteriormente Primer Nivel Marino con Ostrea, cubierta concordantemente por las

Tobas Flamencos, las que representarían ya sea depósitos de isla volcánica en la Cuenca

Austral o volcanes desarrollados sobre la costa oriental de la Cuenca Austral. En la costa NE

del Lago General Carrera capas subhorizontales pertenecientes posiblemente al Grupo

Divisadero, sobreyacen a capas deformadas del Grupo Ibáñez, indicando la existencia de un

tectonismo compresivo a fines del Cretácico inferior en la región. En la parte oriental de Batolito

Norpatagónico y en plutones satélite al este del batolito, obtuvieron edades K-Ar del Cretácico

inferior.

16

2.1.4 Rocas del Cenozoico

En la zona SW del Lago General Carrera, las rocas cenozoicas corresponden a:

areniscas fluviales de la Formación Ligorio Márquez (Paleoceno superior-Eoceno inferior),

areniscas fluviales con intercalaciones tufíticas de la Formación San José (Eoceno medio-

Oligoceno), depósitos marinos de la Formación Guadal (Oligoceno superior-Mioceno inferior) y

areniscas fluviales de la Formación Galera (Mioceno inferior tardío-Mioceno medio) (Flint et al.,

1994) (Figura 2). Al SE del Lago General Carrera, se encuentran dos asociaciones de rocas

basálticas, una de ellas intercalada entre las Formaciones Ligorio Márquez y Galera, de edad

Paleoceno superior-Eoceno, y otra de edad Mioceno-Plioceno, correspondiente a cuellos

basálticos y diatremas. Durante el Mioceno y, probablemente, también en el Paleoceno-Eoceno,

se habrían formado las fallas y pliegues presentes en esta sucesión, mientras que los basaltos

de plateau podrían corresponder a períodos de extensión entre los eventos compresivos

(Suárez y De la Cruz, 2000). Un estudio reciente realizado por Espinoza et al. (2005) indica que

el origen de las dos secuencias basálticas estaría asociado a la apertura de dos slab windows

diferentes bajo la Patagonia austral, una ocurrida a los 50 Ma y otra a los 5 Ma,

aproximadamente. La contribución cortical en estas secuencias estaría controlada por la

intensidad de la extensión durante la actividad magmática; de esta forma, la fuerte extensión

presente durante al Eoceno habría permitido el rápido escape de magmas basálticos alcalinos

sin contaminación, mientras que la débil extensión durante el Mio-Plioceno habría favorecido

una mayor contaminación del magma.

Al sur del Lago General Carrera varios plutones de edad Mioceno superior y Plioceno

han sido reconocidos por varios autores (eg Pankhurst et al., 1999). Según Baker et al. (1981)

aquí la situación es similar a la que ocurre al término del Jurásico, en la que el volcanismo ácido

de trasarco se detiene, dando lugar a volcanismo basáltico asociado a transgresión marina. La

situación arco volcánico-trasarco aparentemente continúa hasta hoy, con evidencias de

actividad volcánica basáltica posteriormente también en el Pleistoceno.

2.1.5 Depósitos cuaternarios

Corresponden mayoritariamente a depósitos asociados a glaciares, reflejando los

avances y retiros de éstos, además de depósitos lacustres, fluviales, deslizamientos de suelo y

rocas, conos de deyección, etc., que alcanzan su máxima extensión hacia el este (Niemeyer et

17

al., 1984) (Figura 2). Cambios recientes en el nivel del Lago General Carrera son planteados

como una interrogante isostasia versus tectonismo por Suárez y De la Cruz (2000). Los centros

volcánicos cuaternarios existentes en la zona muestran una estrecha relación espacial con la

Zona de Falla Liquiñe Ofqui (LOFZ), implicando una posible relación genética entre ellos

(Cembrano et al., 1996).

2.2 Magmatismo Jurásico

Los numerosos trabajos desarrollados en la región de Aysén, nombrados en los

capítulos anteriores, tratan sobre la petrología, geoquímica y geocronología de las rocas

plutónicas y volcánicas Jurásicas, además de establecer, en algunos de ellos, modelos de

génesis, caracterización de la fuente y su relación con el ambiente geotectónico imperante. En

base a estos trabajos se presenta a continuación un resumen con las características generales

del magmatismo Jurásico.

2.2.1 Petrografía

La petrografía de las rocas volcánicas en la región, representadas por las rocas del

Grupo Ibáñez, son detalladas por Pankhurst et al. (1998) y Baker et al. (1981). En estos trabajos

el Grupo Ibáñez se describe como potentes secuencias de rocas ácidas a intermedias,

dispuestas en discordancia angular sobre el basamento metamórfico. Estas rocas se presentan

falladas y con un suave plegamiento de rumbo general NS, resultado de deformaciones

ocurridas en el período Cretácico-Cenozoico, y localmente afectadas por alteración hidrotermal.

Las rocas del Grupo Ibáñez están compuestas por ignimbritas riolíticas asociadas con

secuencias epiclásticas, tobas, brechas de variados orígenes y algunas intercalaciones de flujos

de lavas andesíticos que poseen mayor participación hacia el norte y hacia el oeste.

Las lavas presentan textura porfírica con fenocristales de plagioclasa, minerales máficos

alterados, magnetita y, en algunas ocasiones, cuarzo en la masa fundamental. En general,

presentan metamorfismo de bajo grado en facies esquistos verdes y/o alteración hidrotermal,

con plagioclasas albitizadas y grados variables de alteración a epidota o sericita. Los minerales

máficos comúnmente están alterados a agregados de calcita y clorita.

18

En las rocas piroclásticas la proporción de fragmentos cristalinos, líticos y vítricos es

variable, al igual que el tamaño de grano. Los fragmentos cristalinos corresponden a cuarzo

fracturado y con embahiamiento, plagioclasas corroídas y parcialmente alteradas a sericita,

calcita y epidota, feldespato potásico y biotita alterados a sericita y clorita. Los fragmentos líticos

incluyen tobas, lavas andesíticas y pómez. Los fragmentos vítreos, presentes en la matriz, se

encuentran generalmente desvitrificados a agregados finos de cuarzo, en algunos casos

entrecrecidos con feldespato.

Por otra parte, en los trabajos de Pankhurst et al. (1999) y Suárez y De la Cruz (2001),

se encuentran descripciones de las rocas plutónicas Jurásicas en la región de Aysén,

pertenecientes al Batolito Patagónico, las cuales comprenderían plutones granodioríticos y, en

menor medida, gabroicos. En general, los plutones que componen el batolito gradan de un tipo

de roca a otra, dificultándose a veces la singularización de estos.

Dentro de este batolito, los plutones de edad jurásica se encuentran pobremente

documentados. En su mayoría corresponden a granodioritas de biotita y hornblenda y, en

menor medida, monzogranitos, cuarzo monzodioritas y tonalitas. Las rocas se encuentran con

grados variables de alteración y deformación. La mineralogía máfica primaria corresponde a

biotita (comúnmente deformada) y anfíbola, ambos con alteraciones variables a clorita, prehnita,

epidota y actinolita.

2.2.2 Geoquímica

Las características geoquímicas de las rocas del Grupo Ibáñez fueron recopiladas de los

trabajos de Pankhurst et al. (1998), Parada et al. (2001), Riley et al. (2001) y Baker et al. (1981),

mientras que para el BNP, los trabajos utilizados fueron los de Weaver et al. (1990), Pankhurst

et al. (1999) y Parada et al. (1997).

Las rocas del Grupo Ibáñez muestran una tendencia general calcoalcalina y un carácter

bimodal intermedio a ácido, donde las tobas son de composición riolítica con SiO2 > 70% y las

lavas son de composición andesítica con SiO2 ≈ 56%.

Los análisis presentes en la literatura indican que las riolitas poseen bajos contenidos de

TiO2 (0,19 – 0,44 %wt), altos contenidos de Al2O3 (14,6 – 15,3 %wt) y K2O (2,36 – 4,67 %wt) y

19

alta razón K2O/Na2O. Entre los elementos traza, los contenidos de Rb, Sr, Zr, Nb y Ba se

encuentran en los rangos 138 – 235 ppm, 135 – 392 ppm, 119 – 300 ppm, 13 – 17 ppm y 570 –

690 ppm, respectivamente. Una correlación positiva se observa entre Nb y SiO2. Si se hace una

comparación entre los valores de elementos traza contenidos en riolitas del Grupo Ibáñez con

riolitas de la Formación Tobífera, considerado el equivalente hacia el sur del Grupo Ibáñez, y

con rocas litológicamente similares pertenecientes al batolito patagónico, se observa que los

contenidos de Rb, Sr y Zr son relativamente altos y los de Ba, relativamente bajos en el Grupo

Ibáñez. Sin embargo, los contenidos de Nb y Zr son bajos si se los compara con rocas

pertenecientes a la Provincia de Chon Aike. Con respecto a esta última, los valores de εNd son

menos negativos, aproximadamente en el rango –2 a –5. Con respecto a los contenidos de

elementos mayores, las riolitas del Grupo Ibáñez poseen menos SiO2, Al2O3, FeO total, K2O y

razones más bajas de K/Rb y Ba/Rb que las riolitas pertenecientes a la Formación Tobífera.

Las lavas andesíticas del Grupo Ibáñez poseen relativamente bajo contenido de K2O

(1,07 – 1,25 %wt), Rb (36 – 53 ppm) y Ba (160 – 210 ppm) y contenidos similares de Zr (90 –

189 ppm) con respecto a las riolitas. En general, son de similares características químicas al

Batolito patagónico, pero más ricas en K2O que las lavas intermedias de la Formación Tobífera.

Los escasos análisis existentes de los isótopos de las rocas volcánicas del Grupo

Ibáñez, indican una razón inicial 87Sr/86Sr aproximadamente dentro del rango 0,706 –0,710.

Por otra parte, las rocas del Batolito Patagónico presentan una tendencia calcoalcalina.

En general, se observan correlaciones negativas de la sílice con respecto a Al2O3, TiO2, FeOt,

MgO, CaO y Sr, y positivas de K2O, Rb, Th, Y y Ce.

En estudios geoquímicos realizados en el batolito patagónico a los 48° y 53°, se hace

distinción entre dos series con distintas características litológicas y químicas dentro del batolito.

La primera, conformada mayoritariamente por tonalitas y leucotonalitas, se caracteriza por

poseer menores contenidos de K2O (∼ 0,2 – 1,7 wt%), Zr (∼ 20 – 250 ppm) y LILE (large ion

lithophile elements), específicamente Ba (∼ 100 – 600 ppm) y Rb (∼ 1 – 70 ppm), y una

tendencia a poseer valores mayores de CaO (∼ 3 – 10 wt%), FeOT (∼ 3 – 12 wt%) y TiO2 (∼ 0,6

– 1,1 wt%). La segunda, compuesta principalmente por monzodiorita cuarcífera, granodiorita y

granito, contiene mayores proporciones de K2O (∼ 1,5 – 5,6 wt%), Ba (∼ 40 – 1800 ppm), Rb (∼

50 – 230 ppm) y Zr (∼ 90 – 430 ppm), y valores relativamente menores de CaO (∼ 0 – 7,5 wt%),

20

FeOT (∼ 1 – 7,5 wt%) y TiO2 (∼ 0,05 – 0,8 wt%). Con respecto al Na2O y Al2O3 no se puede

indicar una diferencia entre series. Ambas exhiben una tendencia lineal en los diagramas

Harker. Por otro lado, las rocas de la primera serie presentan mayoritariamente un carácter

metaluminoso, mientras que la segunda serie posee un carácter más peraluminoso.

En el caso de los autores que señalan una homogeneidad geoquímica del batolito, los

datos entregados se encuentran dentro de los mismos rangos, pero no se hace una distinción

entre series.

Los valores de isótopos para las rocas del batolito se encuentran entre los rangos

0,7037 – 0,7073 para la razón inicial 87Sr/86Sr, y -6,0 – 6,7 para εNd. Para las rocas jurásicas,

dentro de las dos series distinguidas por algunos autores, la serie enriquecida en LILE presenta

mayores valores 87Sr/86Sr y menores εNd que la serie enriquecida. Al analizar la relación

existente entre la composición isotópica y el tiempo, se observa una correlación positiva entre

este último y la razón 87Sr/86Sr, y negativa con respecto al εNd.

2.2.3 Geocronología

En la Tabla 2 se presentan dataciones previas que arrojan edades Jurásicas, o cerca del

límite Jurásico-Cretácico, realizadas al Grupo Ibáñez en la región de Aysén. Se indica además

la ubicación de las muestras, señalándose su ubicación exacta en coordenadas UTM cuando

este dato está disponible. En la tabla es posible apreciar que las rocas más antiguas

pertenecientes al Grupo Ibáñez poseen edades levemente menores a las rocas de la Provincia

Ácida de Chon Aike, que presentan edades dentro del rango Jurásico temprano a medio.

Las edades determinadas para el Batolito Patagónico en diversos trabajos van desde los

166 a los 12 Ma, aunque es probable que el magmatismo continúe hasta hoy, con peaks entre

los 135 y 90 Ma y ~20 Ma (Pankhurst et al.; 1999).

Se observa una zonación cronológica en el batolito, en la que plutones más antiguos se

encuentran en los bordes y los más nuevos en el centro. Esta zonación no es, sin embargo,

muy regular. El cordón más joven dentro del batolito se encuentra en la zona axial de éste,

adyacente a la LOFZ. Hacia el este de la zona axial se encuentra un cordón de plutones de

edad cretácica, mientras que hacia el oeste, se encuentran plutones de edad Cretácico

21

temprano-Eoceno. Se han reconocido plutones de edad jurásica a lo largo del borde este del

batolito y como plutones satélite al este del batolito (en Parada et al.; 2001). Las edades y

ubicaciones de estos intrusivos se entregan en la tabla 3.

Tabla 2: Dataciones del Grupo Ibáñez en la región de Aysén registradas en los trabajos: 1) Ramos et al.

(1982), 2) Parada et al. (2001), 3) Pankhurst et al. (2003).

Muestra Ubicación Coordenadas UTM

Litología Material Datado

Edad(Ma) Método Datación

Referencia

- Río Toqui - Toba Andesítica roca total 145 ± 10 K-Ar 1 180495-3 Norte Lago G. Carrera 4867480N-271156E Toba Riolítica feldespato-k 129 ± 1,0 Ar-Ar 2 101094-2 Río Chacabuco 4784034N-701634E Toba Riolítica feldespato-k 144 ± 1,0 Ar-Ar 2 120395-10 Río Chacabuco 4772000N-728000E Toba Riolítica biotita 160 ± 2,0 Ar-Ar 2 FO0101 Lago Foitzick - - circón 138,4±1,3 U-Pb 3 FO0112 Río Simpson - - circón 138,8±2,4 U-Pb 3

Tabla 3: Dataciones del Batolito Patagónico y plutones satélite en la región de Aysén registradas en los trabajos: 1) Weaver et al. (1990); 2) Parada et al. (1997); 3) Pankhurst et al. (2000); 4) Welkner (1999);

5) Quiroz (2000); 6) Suárez y De La Cruz (2001).

Muestra Ubicación Coordenadas UTM

Litología Material Datado

Edad (Ma) Método de Datación

Referencia

RB-106 Canal Baker - Granodiorita circón 149,3 ± 0,8 U-Pb 1 RB-106 Canal Baker - Granodiorita biotita 146,0 ± 5,4 Ar-Ar 1 140395-1 Distrito El Faldeo - Tonalita circón 155 ± 10 U-Pb 2 140395-1 Distrito El Faldeo - Tonalita biotita 157,7 ± 1,5 Ar-Ar 2 190395-3 Distrito El Faldeo - Tonalita biotita 158,9 ± 1,5 Ar-Ar 2 PAT.49.1 Granodiorita Sobral - Granodiorita circón 153,8 ± 1,5 U-Pb 3 DW-60.2 Tonalita Sobral 4705243N-688889E Tonalita biotita 143 ± 5 K-Ar 4 DW-60 Tonalita Sobral 4706009N-688656E Tonalita anfíbola 138 ± 8 K-Ar 4 Q-245 Río Avellano 4852000N-699800E Monzodiorita

Cuarcífera biotita 147 ± 4 K-Ar 5

CH-2093 Segmento este del BP 4768652N-650018E Granodiorita biotita 143 ± 3 K-Ar 6 CH-1391 Plutón Plomo 4779091N-661291E Granodiorita biotita 151 ± 4 K-Ar 6 CH-806-1 Plutón Plomo 4791299N-657420E Cuarzo

Monzodiorita biotita 148 ± 5 K-Ar 6

CH-2089 Plutón Plomo 4787237N-658569E Granodiorita biotita 147 ± 4 K-Ar 6 CH-801 Plutón Plomo 4792785N-655992E Granodiorita biotita 145 ± 5 K-Ar 6 CH-800 Plutón Plomo 4792700N-659022E Granodiorita anfíbola

(cloritizada)143 ± 5 K-Ar 6

CH-745 Plutón Plomo 4798418N-661275E Granodiorita anfíbola 132 ± 9 K-Ar 6 CH-2103 Monzogranito Río

Blanco 4812986N-707030E Monzogranito biotita

(cloritizada)153 ± 5 K-Ar 6

CH-1295 Microdiorita Cuarcífera Pampa Seguel

4793964N-668438E Microdiorita Cuarcífera

biotita 151 ± 4 K-Ar 6

CH-2065 Plutón Estero Ventisquero

4718676N-660024E Granodiorita biotita (cloritizada)

147 ± 35 K-Ar 6

CH-2081 Plutón Estero Ventisquero

4716406N-657648E Granodiorita biotita 146 ± 3 K-Ar 6

22

2.2.4 Petrogénesis

Diversos modelos se han propuesto para la generación de las rocas ácidas del Grupo

Ibañez, los cuales difieren en la participación cortical y mantélica asumida.

Numerosos autores (e.g. Riley et al., 2001; Pankhurst et al., 2000) han interpretado el

volcanismo Jurásico como asociado al rompimiento de Gondwana, concluyendo que las rocas

silíceas se habrían generado por fusión parcial de la corteza continental, como resultado del

calor proporcionado por grandes volúmenes de magma máfico. La presencia del magma máfico

se ha explicado por acumulación de magma basáltico en la base de la corteza, asociado a los

efectos periféricos del grupo de plumas mantélicas responsables de la generación de las lavas

del Karoo, como resultado de su contraste de densidad. Esta barrera se ve reforzada por la

fusión parcial de la corteza inferior, la cual genera zonas de magmas silíceos a intermedios

menos densos. Estos magmas pueden mezclarse con los productos fraccionados de los

basaltos acumulados bajo ellos, llevando a la formación de un dominio magmático MASH

isotópicamente homogéneo (87Sr/86Sr ≈0,7070; εNd ≈ -3). El volcanismo silícico es precedido por

el transporte ascendente de los fundidos intermedios a silicios a través de diques, conducido

por el contraste de densidad dentro de la corteza. Esto llevará al desarrollo de cámaras

magmáticas en la corteza superior, donde se produciría interacción con rocas de dicha corteza,

combinado con cristalización fraccionada (AFC), lo que alteraría la composición isotópica del

dominio magmático MASH, resultando en valores mayores de 87Sr/86Sr y valores más negativos

de εNd.

Por otra parte, diversos autores proponen un modelo que considera la influencia de la

subducción presente en el margen oeste del continente. Dentro de este contexto, Baker et al.

(1981) señala que sólo las rocas intermedias, más comunes hacia el oeste, representarían

rocas derivadas del manto generadas en un arco magmático asociado a la subducción,

mientras que las riolitas serían producto de fusión cortical y no producto del fraccionamiento de

los magmas más máficos. Un origen de las riolitas a partir de las andesitas implicaría un

fraccionamiento temprano de minerales máficos y plagioclasa, con posterior fraccionamiento

dominado por plagioclasa. De este proceso se esperaría una correlación negativa entre Ba/Rb y

SiO2, que es contrario a lo observado en las riolitas, y por otra parte no explicaría el

pronunciado descenso del contenido de TiO2 con el aumento de SiO2. Por otra parte, el

fraccionamiento de otras fases minerales, implicaría cantidades mucho mayores de

23

fraccionamiento para explicar la variación Rb/Sr de las riolitas. En la génesis de los magmas

andesíticos la fusión parcial de toleitas oceánicas subductadas tiene mayor importancia que la

fusión parcial de la cuña mantélica sobre la zona de subducción. Aunque un origen derivado de

toleitas oceánicas requiere una fuente adicional de elementos traza incompatibles (como Rb y

Ba) para explicar los contenidos de estos elementos en las andesitas, un origen derivado de la

cuña mantélica es aún menos probable, debido a que la cantidad de fluido requerido para bajar

suficientemente la temperatura de solidus produciría magmas más silíceos que los estudiados.

Por otra parte, el contenido de álcalis en la cuña mantélica es muy inferior a los encontrados en

las andesitas.

Sin embargo, y contrario a lo expuesto en los dos modelos anteriores, algunos autores

(en Pankhurst et al., 1998) proponen que el componente mayoritario de las rocas riolíticas es

derivado de magma máfico. En este modelo, las signaturas de elementos trazas e isótopos

serían heredados de un manto litosférico enriquecido en elementos incompatibles, a través de

la cristalización fraccionada de magmas máficos parentales. La correlación positiva existente

entre Nb y SiO2 es consistente con el modelo de cristalización fraccionada, sin embargo, los

valores más bajos de Nb en riolitas con respecto a las andesitas asociadas, implican que el

origen de las primeras no es explicado solamente por esta vía. Las razones de Sr inicial y εNd

sugieren una contribución cortical, cuya fuente correspondería al basamento metamórfico, lo

que se basa en las similitudes isotópicas con este.

En general, los autores señalados coinciden en que diversos mecanismos debieron

participar en el origen de las rocas ácidas.

Por otro lado, los magmas silíceos fueron almacenados aparentemente en cámaras

magmáticas ubicadas en la corteza superior, como lo supone la mineralogía presente, la

identificación de calderas consideradas como fuente del volcanismo ácido en el sector y las

altas tasas de erupción predichas para las rocas silicias. Dentro de la cámara, el contenido de

volátiles en el magma es, al menos, moderado, debido a la escasez de fenocristales en las

rocas.

Las rocas pertenecientes al Batolito Patagónico son las típicas derivadas de un magma

calcoalcalino en un ambiente de subducción, por lo que se ajustan al modelo con que

generalmente se explica el origen y evolución de rocas en este tipo de ambiente. Según este

24

modelo los fluidos provenientes de la deshidratación de la corteza oceánica subductada

enriquecen a la cuña mantélica en álcalis y LILE mediante metasomatismo, bajando al mismo

tiempo su punto de fusión, favoreciendo su fusión parcial. Los magmas generados se acumulan

bajo la corteza continental o la intruyen. El fraccionamiento de este magma, junto con

contaminación cortical, originaría el tipo litológico más común en los batolitos, correspondiente a

tonalitas. El espectro de tipos de rocas encontradas en los batolitos puede ser producto de

repetidos procesos de fusión parcial, cristalización fraccionada y contaminación, haciendo más

complejas estas rocas.

En los trabajos en los que se han identificado diferencias petrológicas y geoquímicas

dentro del batolito, lo que ha llevado ha hacer una distinción de dos series dentro de éste (una

enriquecida y otra empobrecida en LILE), se ha explicado el origen de las dos series de rocas,

dentro del contexto del ambiente de subducción, con la existencia de dos magmas parentales

distintos (Weaver et al., 1990). El modelo comprende, en primer lugar, la fusión parcial del

manto metasomatizado enriquecido en LILE incompatible, el cual asciende y se transforma en

el magma parental de la serie enriquecida. Luego, si el residuo de esta fusión, empobrecido en

LILE, asciende por diferencia de densidad, alojándose en sectores de mayor temperatura dentro

de la cuña, podría fundirse parcialmente dando origen a las rocas de la serie empobrecida.

Por otra parte, los autores que indican que el Batolito Patagónico es homogéneo

(Pankhurst et al., 1999), ya que en conjunto presenta una zonación de edades similar, una

evolución geoquímica análoga y litología semejante, proponen un magma parental producto de

fusión (¿y mezcla?) dentro de los basaltos acumulados bajo la corteza y el basamento cristalino

de la corteza inferior. Esto quedaría evidenciado en las variaciones en la composición isotópica

de Sr y Nd dentro del batolito, que definen un campo más cercano a la composición estimada

de la corteza inferior patagónica, que a la corteza superior, descartándose una participación

importante de ésta en la generación de las rocas pertenecientes al batolito mediante

contaminación.

Podría suponerse que la serie de rocas enriquecidas en LILE está más contaminada con

material cortical que las de la otra serie, sin embargo, las signaturas isotópicas de la serie

empobrecida sugieren mayor contaminación cortical.

25

Con respecto a la signatura isotópica existe consenso: una disminución en la razón

inicial 87Sr/86Sr. Este descenso es marcado durante el Cretácico (~ 0,7036-0,7054) y continúa

de forma más leve hasta el Mioceno medio, donde se registra el menor valor (0,7034). Durante

el Mioceno tardío y el Plioceno los plutones, ubicados cerca de la LOFZ, revierten la tendencia

decreciente, alcanzando mayores valores (0,7049). Esta tendencia general tiene numerosas

explicaciones posibles (Weaver et al., 1990; Pankhurst et al., 1999):

- El magma generado primero se origina en la corteza inferior o en la litósfera enriquecida bajo

la corteza, mientras que, posteriormente, el magma se genera progresivamente a mayor

profundidad como resultado de un mayor ángulo de subducción.

- El magma más joven intruye en la base del basamento que contiene importantes cantidades

de fluido en poros. El influjo de calor del magma induce fusión parcial del basamento.

Progresivamente la fusión del basamento se hace más difícil debido a que se vuelve más

refractario y a la pérdida de agua, lo que sube el punto de fusión, con la consecuente

participación menor de este material en el magma generado.

- La estacionalidad del arco a través del tiempo implica que el magma más joven intruye a las

rocas formadas anteriormente, reduciendo la posibilidad de mezcla con el basamento. Esto

puede producirse ya sea porque las intrusiones se producen en un ambiente extensional o

porque los plutones más jóvenes al intruir los más antiguos los desplazan.

Para algunos autores (e.g. Quiroz, 2000) las rocas pertenecientes al batolito

conformarían la raíz de un arco volcánico Jurásico, cuya manifestación volcánica

correspondería a las rocas del Grupo Ibáñez. En algunas localidades se ha observado cuerpos

tabulares, que apoyarían la hipótesis vía diques. En general, los plutones ubicados en el

margen este del batolito parecen haber sido emplazados a menor profundidad que los del

margen oeste, lo que sugeriría que el margen este habría sufrido menos levantamiento y

erosión.

Pero puede concluirse que el Batolito Patagónico es el producto de una compleja

asociación de fuentes de magma y procesos petrogenéticos, de los cuales se puede señalar, en

términos generales, que la principal fuente de los magmas es de tipo mantélica, mientras que la

posterior evolución se relaciona con la corteza que lo hospeda.

26

CAPÍTULO 3 PETROGRAFÍA

3.1 Generalidades

Morfológicamente el Plutón Plomo se presenta como un macizo rocoso alargado en la

dirección NS, que aflora desde el noroeste del Lago Bertrand hasta el río Nef, siguiendo las

riberas oeste del Lago Bertrand y norte y sur del Lago Plomo. Se alza abruptamente desde el

nivel del agua, alcanzando elevaciones de hasta 2200 m (Figura 4).

El cuerpo se encuentra emplazado en basamento metamórfico Paleozoico, con el cual

presenta contacto por falla en la porción que aflora al sur del Lago Plomo (Figura 4). Estas fallas

han sido observadas y seguidas, al menos en el lado este, hasta el río Nef.

En las inmediaciones del Lago, los otros márgenes del plutón se reconocieron como de

tipo intrusivo. En el resto del cuerpo, el contacto se presume de tipo intrusivo. En la parte

superior la observación se hace dificultosa debido a la presencia de hielo, pero se observó que

el afloramiento corresponde en su mayoría al Plutón Plomo con algunos restos de basamento

paleozoico que conforman el techo de éste. La zona norte de los afloramientos corresponde a

una zona en la que se observa un intenso enjambre de diques, vetillas y cúmulos del granito, la

cual es indicada en el mapa de afloramientos (Figura 3) como aureola de contacto, aunque su

origen está en discusión (Rita de la Cruz, comunicación oral).

La aureola de metamorfismo de contacto se observa claramente en los márgenes del

cuerpo, alcanzando amplitudes de hasta 3 km (Suárez y De la Cruz, 2001), en la cual se

observan pequeñas intrusiones del granitoide en el basamento.

27

Figura 4: Vista de los afloramientos del Plutón Plomo en la ribera sur del Lago Plomo. Se indica con línea

segmentada el contacto del intrusivo (derecha) con el basamento (izquierda).

El Plutón Plomo se aprecia como un cuerpo de color gris, de composición mineralógica

relativamente homogénea, fábrica isótropa y numerosos enclaves microgranulares (Figura 5),

rasgo común en las rocas intermedias del batolito patagónico (Bartholomew, 1984). Se

compone principalmente de tonalitas (46,7%) y granodioritas (46,7%), y, en menor medida,

monzogranitos (3,3%) y dioritas cuarcíferas (3,3%) (Figura 6), de biotita-anfíbola o anfíbola-

biotita, variando de una composición a otra gradualmente. Las rocas muestran una textura

seriada, hipidiomórfica granular, con un tamaño predominante correspondiente a grano medio,

debido a que los cristales se encuentran mayoritariamente dentro del rango 0,25 - 2 mm. Sin

embargo, son evidentes algunas diferencias texturales entre las muestras, debido a que es

común encontrar cristales de cuarzo, feldespato potásico o anfíbolas de grano grueso, como

también, cúmulos de minerales máficos que en muestra de mano es fácil confundir con cristales

individuales, lo que le confiere una textura aparente más gruesa a la roca.

Pz Jr

E W

28

Figura 5: Aspecto general de enclaves microgranulares del Plutón Plomo.

La mineralogía primaria de este cuerpo corresponde a plagioclasa (39,6 - 61,2%), cuarzo

(11,6 - 33,8%), anfíbola (0 - 28,9%), biotita (4,3 - 18,6%) y feldespato alcalino (0 - 26,6%), y

como accesorios, apatito, circón, titanita, ilmenita y óxido de hierro. Deformaciones en biotitas

(kink bands) y cuarzo (extinción ondulosa) son comunes. Las rocas exhiben un grado de

alteración que varía entre débil y fuerte, donde los principales minerales de alteración

encontrados corresponden a clorita, epidota y prehnita en biotita, arcillas y sericita en

feldespatos, clorita, anfíbolas y biotitas secundarias en anfíbolas primarias. Es probable que

muestras sin contenidos de anfíbolas se deba a alteración total de éstas.

29

Figura 6: Clasificación QAP de las muestras de intrusivo (círculos verdes) y enclave (círculos café).

Campos: 1-cuarzolita; 2-roca granítica rica en cuarzo; 3-granito de feldespato alcalino; 4-sieno-granito; 5-monzogranito; 6-granodiorita; 7-tonalita; 8-sienita de feldespato alcalino y cuarzo; 9-sienita de cuarzo;

10-monzonita de cuarzo; 11-monzodiorita de cuarzo; 12-diorita de cuarzo; 13-sienita de feldespato alcalino; 14-sienita; 15-monzonita; 16-monzodiorita; 17-diorita. Tomado de Le Maitre et al. (1989).

En el macizo se observan, a escala macroscópica, numerosos enclaves microgranulares

los que se distribuyen más o menos homogéneamente dentro del plutón. La forma de estos

enclaves es, en general, aproximadamente esférica, no apreciándose deformación u orientación

preferencial en su distribución, y con tamaños que varían entre algunos centímetros a algunas

decenas de centímetros. Su contenido mineralógico es el mismo que el de la roca huésped,

pero existen variaciones en el contenido de éstos y en su tamaño, características que los

singularizan de la roca huésped. Corresponden a monzodioritas de cuarzo (85,7%) y

monzonitas de cuarzo (14,3%) de anfíbola-biotita o biotita-anfíbola (Figura 6), con 32,3 - 50,7%

de plagioclasas, 5,4 - 13,8% de cuarzo, 7,1 - 32,5% de feldespato potásico, 14,1 - 23,2% de

biotitas y 3,7 - 25,2% de anfíbolas. Poseen en general, contenidos menores de cuarzo, y

1

Q

P 17 16 15 14 13

5

20

8 10 11 12

60

3 7

90

9

6 5

2

4

90 65 35 10 A

30

contenidos promedio mayores de biotitas, anfíbolas y feldespato potásico. En la Figura 7, en las

que se han graficado pares enclave-roca huésped, se aprecian algunas de estas

características.

Figura 7: Clasificación QAP de pares enclave (círculo)-roca huésped (cruz).

Simbología de campos en Figura 6. Tomado de Le Maitre et al. (1989).

El tamaño de grano es medio, esto debido a que el mayor volumen de minerales

presenta este tamaño, sin embargo, la presencia de numerosas anfíbolas de grano fino le

confiere una textura que lo distingue de la roca que lo alberga. Macroscópicamente el contacto

con la roca húesped es usualmente nítido, no observándose bordes de reacción. Bajo

inspección microscópica se identificaron enclaves de forma elongada y de algunos milímetros

de largo, de grano fino y de composición mineralógica similar al del resto de la roca.

La descripción detallada de las muestras del Plutón Plomo y sus enclaves se encuentra

en el Anexo 1.

JR04-10CH-2088CH-2125CH-8070CH-8071CH-8073CH-8074-2

9 8

7

1

2

3

11 12 17

5 4 6

10 13 14 15 16

60

20

90

10 35 65 90

Q

A P 5

31

3.2 Caracterización de minerales primarios

3.2.1 Plagioclasa

Es el mineral más abundante en las muestras estudiadas, y se presenta como cristales

subhedrales, anhedrales y euhedrales, en orden de abundancia, cuyos tamaños varían dentro

del rango 0,1 - 8 mm, con un mayor número de individuos dentro del rango 0,5 - 2 mm. No

presentan orientación preferencial ni signos de deformación. Los individuos se encuentran

maclados, con maclas de albita, polisintética y de Carlsbad, y combinaciones de éstas (Figura

8a).

Comúnmente las plagioclasas presentan texturas de desequilibrio en forma de

zonaciones, núcleos corroídos y textura de parches (Figura 8b). El patrón de zonación puede

ser simple, concéntrico a los bordes del cristal, o complejo, en el que la zonación es irregular y

los anillos de zonación no son completos y se interfieren. Se observa además, comúnmente en

los cristales de mayor tamaño, núcleos con evidencias de corrosión y también cristales donde

existe evidencia de más de uno de estos episodios (Figura 8b). Ya sea en torno a estas zonas

de corrosión, siguiendo la zonación o en desorden, es común encontrar inclusiones de

plagioclasa en continuidad óptica con el cristal huésped, generando textura de parches en el

cristal. Ocasionalmente los cristales de plagioclasa contienen inclusiones de apatitos y circones,

o de biotita o anfíbola, y más comúnmente, contiene inclusiones de minerales opacos, los que

en ocasiones se ordenan siguiendo los anillos de zonación.

3.2.2 Cuarzo

El cuarzo se desarrolla como cristales que crecen de forma intersticial, comúnmente

poikilítico (Figura 8c), con inclusiones principalmente de plagioclasa y, en menor medida,

anfíbola y biotita. Comúnmente presenta extinción ondulosa y ocasionalmente se presenta con

contacto suturado entre granos. Puntualmente se presenta textura granofírica con feldespato

(Figura 8d).

32

3.2.3 Feldespato potásico

Se encuentra en forma de mineral intersticial, ocasionalmente poikilítico con inclusiones

principalmente de plagioclasa y en otras de anfíbola y biotita (Figura 8e). Generalmente

presenta textura de exsolución, con micropertitas con forma de hebras y, ocasionalmente, forma

redondeada, no conectadas entre sí. Esta diferencia en la forma de las pertitas puede atribuirse

a la observación de distintas secciones de cristales de feldespato potásico. El tamaño de las

pertitas es generalmente < 0,1 mm (Figura 8f).

3.2.4 Biotita

La biotita es el mineral máfico principal, pues es el de mayor contenido en la mayoría de

las muestras. Sin embargo, la diferencia porcentual con respecto al contenido de anfíbola es

baja. Su tamaño de grano varía dentro del rango 0,1 – 4 mm, concentrándose en el rango 0,5 –

2 mm. La forma de los cristales es tanto subhedral como anhedral, y en algunas muestras los

bordes de los cristales pueden ser muy irregulares. En ocasiones, esa irregularidad de su forma

es debido a las numerosas inclusiones de plagioclasa y minerales opacos, principalmente, y, en

menor medida, de anfíbola o minerales accesorios como apatitos y circones. Esta

características tiene una máxima expresión en la muestra CH-1391, en la que algunos cristales

de biotita, asociado a pequeños enclaves, se encuentran casi completamente desmembrados.

En cuanto a su color se distinguen dos grupos, uno con pleocroísmo en tonos café verdoso y

otro con pleocroísmo en tonos café rojizo (Figura 8g). Esto dos grupos se dan generalmente en

muestras distintas, pero se identificaron algunos dentro de una misma muestra. La diferencia de

coloración en biotitas tiene relación con los contenidos de Fe y Ti: en biotitas con bajo contenido

de Ti, el color varía desde azul verdoso a café verdoso con el incremento de Fe, mientras que

biotitas con alto contenido de Ti son café rojizas, independiente del contenido de Fe (Deer et al.,

1992).

Los cristales de biotita suelen asociarse a los de anfíbola, formando cúmulos difusos, sin

bordes, formas o tamaños definidos. En algunas muestras es posible observar cristales de

biotita deformados (kink bands), algunos levemente y otros intensamente y en distintas

direcciones (Figura 8h). Esta deformación puede afectar también a los lentes de minerales

secundarios dentro de las biotitas (Figura 8i).

33

Figura 8: Características petrográficas del Plutón Plomo. Las abreviaturas de minerales están de acuerdo a lo indicado por Kretz (1983) (ver Anexo 1).

a) Maclado complejo en plagioclasa, nicoles cruzados (nic x), 10x, muestra CH-2089 b) Plagioclasa con al menos tres superficies de corrosión (flechas blancas), nic x, 4x, muestra CH-2089 c) Textura poikilítica en cuarzo, nic x, 4x, muestra JR04-08 d) Textura granofírica, nic x, 60x, muestra CH-2088 enclave e) Textura poikilítica en feldespato potásico, nic x, 4x, muestra CH-8071 enclave f) Textura pertítica en feldespato potásico, nic x, 4x, muestra CH-1393 g) Biotitas rojas con bordes irregulares, nicoles paralelos (nic //), 4x, muestra JR04-05 h) Biotita deformada (kink bands, indicados con flechas negras), nic //, 10x, muestra CH-806-1 i) Biotita y prehnita afectadas por deformación tipo kink bands, en círculo se aprecia un lente de prehnita

afectado por un pliegue junto con biotita, nic //, 10x, muestra CH-806-1 j) Anfíbolas de distintos tamaños en enclave, nic //, 4x, muestra CH-8071 enclave k) Anfíbola zonada, nic x, 4x, muestra CH-8071 l) Anfíbola con textura sieve, nic x, 10x, muestra CH-2089

Prh

Pl

Qtz

Pl Pl

Kfs Kfs

Pl

Qtz

AnfAnf

Anf

Bt

Bt

Bt

Bt

Anf

0,5 mm0,5 mm

0,5 mm

1 mm

1 mm

1 mm 1 mm

0,5 mm 0,5 mm

0,5 mm0,1 mm

0,5 mm

a) b) c)

d) e) f)

g) h) i)

j) l) k)

34

3.2.5 Anfíbola

La anfíbola es un poco menos abundante que la biotita, sin embargo, es el mineral

máfico principal de cerca del 30% de las muestras.

Se presenta en rango de tamaño de entre 0,1 y 6 mm (Figura 8j), y las de mayor tamaño

suelen presentarse zonadas (Figura 8k). La mayoría de las anfíbolas posee un tamaño < 2 mm,

con formas subhedrales, anhedrales y euhedrales, en orden de abundancia. Comúnmente la

irregularidad de su forma se debe a las numerosas inclusiones de plagioclasa y, en menor

medida, de minerales opacos, biotita, apatitos y circones que presenta. El gran número de

inclusiones que en ocasiones presenta le confiere textura sieve (Figura 8l). Generalmente los

cristales presentan maclas de dos individuos o múltiples (Figura 9a).

Su color es predominantemente en los tonos verde oliva-café rojizo-café amarillento,

volviéndose más oscuro cuando presenta algún grado de alteración a clorita (Figura 9b).

3.2.6 Minerales accesorios

Los minerales accesorios (< 5%) más numerosos corresponden a los minerales opacos,

entre los que se encuentran titanitas, ilmenitas y óxidos de hierro, los que presentan

características comunes en todas las muestras. Generalmente son anhedrales y,

ocasionalmente, subredondeados, subrectangulares, prismáticos o con un número variable de

caras bien formadas. Su tamaño es ≤ 0,3 mm. Se encuentran asociados casi la totalidad de las

veces a los minerales máficos, generalmente en los cúmulos de éstos. Ocasionalmente se

encuentran en disposiciones especiales, como en anillos concéntricos a la zonación de

anfíbolas y plagioclasa, o formando un anillo externo en torno a cristales de biotita (Figura 9c).

La ilmenita comúnmente se observa entrecrecida con óxido de hierro en inclusiones en biotita o

anfíbola. La titanita generalmente se encuentra como granos aislados, como inclusiones en

biotita, en bandas de prehnita dentro de biotita o en anfíbolas.

Ocasionalmente se encuentra rutilo, comúnmente entrecrecido con ilmenita, en

inclusiones dentro de biotita.

35

El apatito es una fase accesoria en todas las muestras estudiadas, con abundancias

variables, generalmente se le encuentra euhedral prismático, diseminados y como inclusiones

de los minerales primarios principales (Figura 9d). Con similares características se encuentran

cristales de circón, el que suele ser, sin embargo, menos abundante (Figura 9e).

3.3 Caracterización de minerales secundarios

Dentro de los minerales secundarios es común observar minerales de arcilla y sericita

alterando a los feldespatos, en grados que varían de incipiente a total. La arcilla se aprecia en

corte transparente a nicoles paralelos confiriéndole un aspecto sucio a los cristales. La sericita

se encuentra principalmente en plagioclasas como cristales de mica blanca de tamaño mucho

menor a 0,1 mm. En las plagioclasas es frecuente que la alteración se concentre en el núcleo

de los cristales y, en otras ocasiones, en forma de anillos concéntricos a los bordes del cristal

(Figura 9f).

En el caso de los minerales máficos el mineral secundario asociado más común es la

clorita. El grado de reemplazo puede ser de bajo a total. En biotitas se dispone generalmente en

bordes y clivajes, con color de birrefringencia azul anómalo. En anfíbolas se encuentra

principalmente en los bordes de los granos y se advierte su presencia debido a que le confiere

un pleocroísmo en tonos más oscuros y verdosos al cristal de anfíbola (Figura 9b). La clorita se

encuentra también en conjuntos de cristales esferulíticos entre granos de otros minerales

(Figura 9g).

Las biotitas suelen presentar también algún grado de alteración a prehnita y epidota,

dispuestos principalmente en sus bordes y clivajes (Figura 9h), en forma lenticular que, en

algunas muestras, llegan a tener un desarrollo importante, como se observa en el Figura 9i, que

además es un ejemplo de crecimiento de prehnita sin reemplazo de biotita, como se deduce de

la deformación de la biotita en torno al lente de prehnita. La muestra CH-8066-2 presenta,

además un contenido importante de calcita, asociado generalmente a los cúmulos de biotitas

fuertemente alteradas.

36

Es frecuente que en los cúmulos de biotita, anfíbola y opacos se encuentren biotitas

secundarias alterando a anfíbolas primarias, en forma de pequeños cristales (<0,2 mm)

ubicados en bordes, fracturas o clivajes de los cristales de anfíbola (Figura 9j) o, incluso, en

algunos casos, formando anillos concéntricos a la zonación del cristal de anfíbola (Figura 9k).

Es también en estos cúmulos donde mayoritariamente se encuentran anfíbolas secundarias.

Este tipo de anfíbolas es considerado como secundario debido a que presenta un hábito más

fibroso o tabular, un pleocroísmo en tonos más claros, generalmente amarillento- café rojizo y,

por su ubicación en los cúmulos de minerales ferromagnesianos y opacos, donde se concentra

más fuertemente la alteración y en donde parecen reemplazar a las anfíbolas primarias (Figura

9l).

37

Figura 9: Características petrográficas del Plutón Plomo.

a) Macla de dos individuos (flecha negra) y macla múltiple en anfíbola (flecha blanca), nic x, 10x, muestra CH-2089

b) Anfíbola cloritizada en los bordes, nic //, 10x, muestra JR04-11 c) Anillo de opacos en torno a biotita y anfíbola cloritizadas, nic //, 4x, muestraCH-1397 d) Apatitos en cuarzo, nic //, 60x, muestra CH-1399 e) Circón en cuarzo, nic x, 60x, muestra CH-8066-2 f) Alteración a sericita en plagioclasa en anillos concéntricos a zonación (flechas blancas), nic x, 4x,

muestra CH-8066 g) Clorita esferulítica, nic //, 10x, muestra CH-1396 h) Epidota y prehnita en bordes y clivajes de biotita, nic //, 4x, muestra CH-2125 i) Desarrollo importante de prehnita en clivaje de biotita, nic x, 10x, muestra CH-1394 j) Biotita secundaria en clivajes y fracturas de anfíbola primaria, nic //, 4x, muestra CH-1393 k) Anfíbola con anillo interno de biotita secundaria, nic //, 4x, muestra JR04-09 l) Cúmulo de anfíbola secundaria con anillo de biotitas, nic //, 4x, muestra CH-2089

Anf

Anf

Anf

Anf 2°

Anf + Bt + Chl

ChlOpacos

Zrn

Ap

Pl

Chl Prh

Ep

Prh

Bt

Bt

Bt

0,5 mm 0,5 mm0,5 mm

0,5 mm

0,5 mm0,5 mm0,5 mm

0,5 mm0,1 mm0,2 mm

0,5 mm 0,5 mm

a) b) c)

d)

g) h)

e) f)

i)

j) k) l)

38

Importante es el reconocimiento en una de las muestras estudiadas (CH-745), de

pumpellyita en cristales de biotita, junto con clorita, prehnita y epidota. Esta observación permite

definir que los minerales secundarios clorita, prehnita, epidota y pumpellyita se encuentran en

un metadominio común, correspondiente al reemplazo del mineral primario biotita, conformando

una asociación de minerales metamórficos de muy bajo grado que define la facies prehnita-

pumpellyita (Figura 10), cuyo significado petrológico será discutido en el Capítulo 7.

Figura 10: Asociación de minerales metamórficos Chl+Prh+Ep+Pmp en un metadominio común.

Fotografía tomada en microscopio a magnificación 10x y a) nicoles cruzados y (b) nicoles paralelos, muestra CH-745.

3.4 Orden de cristalización

Beard et al. (2005) proponen un modelo de reacciones de cristalización hidratada, para

modelar etapas finales de cristalización en plutones. Para este estudio se utiliza un plutón

compuesto por tonalita de hornblenda-biotita hipidiomórfica granular y, en menor medida,

granodiorita y cuarzo diorita, con una mineralogía primaria compuesta, en orden de abundancia,

por plagioclasa, cuarzo, anfíbola y biotita, feldespato potásico, epidota, allanita e ilmenita.

El modelo comienza con una asociación de minerales anhidros en equilibrio con un

fundido hidratado, e involucra tres reacciones para obtener un sólido compuesto de minerales

máficos, mayoritariamente o completamente hidratados. Las reacciones son para un sistema

Prh

Chl Chl

Ep Ep

PrhPmpPmp

b)a)

0,5 mm 0,5 mm

39

cerrado, basadas en balance de masa por mínimos cuadrados, y restringidas por la distribución

y abundancia de los minerales presentes. El modelo es el siguiente:

Asociación inicial: anfíbola (5,4%) + augita (5,1%) + plagioclasa (17,1%, An41) + ilmenita (1,2%)

+ fundido (71%, derivado de balance de masa).

Reacción 1: Cristalización de plagioclasa (An37), hornblenda (núcleo), biotita y cuarzo, desde el

fundido, junto con consumo de augita e ilmenita.

Reacción 2: Continúa cristalización de plagioclasa (An34), hornblenda (borde), biotita y cuarzo,

junto con consumo de fundido, augita e ilmenita.

Reacción 3: Continúa cristalización de plagioclasa (An18), biotita y cuarzo, comienza a cristalizar

epidota y feldespato potásico, junto con consumo parcial de hornblenda (borde) e ilmenita, y

consumo total de augita y fundido.

El modelo es aplicable al Plutón Plomo y es utilizado aquí para describir el camino de

cristalización que tuvo éste. El Plutón Plomo está compuesto por tonalitas, granodioritas y, en

menor medida, monzogranitos y dioritas cuarcíferas. Su mineralogía primaria es similar en

composición y abundancia a la del plutón utilizado en el estudio, correspondiente a plagioclasa,

cuarzo, biotita, anfíbola y feldespato potásico e ilmenita (entre otros minerales opacos), a

excepción de epidota, que sólo se reconoce como mineral secundario, sin embargo, debido a

que las reacciones son equilibradas según balance de masa y considerando la composición de

la epidota, su ausencia no debiera implicar ningún problema para la aplicación del modelo.

Se reconocen también aspectos petrográficos acordes con el modelo propuesto:

- En el trabajo de Suarez y De La Cruz (2001) se indica la presencia de piroxeno en algunas

muestras del Plutón Plomo. En el presente estudio no se observaron. Sin embargo, los

cúmulos de anfíbola-biotita son interpretados aquí como pseudomorfos de piroxeno

magmático temprano (Figura 9l).

- Se observó puntualmente co-cristalización temprana de cuarzo y anfíbola, registrado en el

núcleo de algunos cristales de biotita (Figura 11a).

- Ocasionalmente se reconoce relación de reacción entre anfíbola y biotita (Figuras 9j y 9k).

40

- Cristalización tardía de cuarzo y feldespato potásico (Figuras 8c y 8e).

Figura 11: a) Intercrecimiento de anfíbola y cuarzo, con crecimiento posterior de biotita, nic//, 10x,

muestra JR04-08; b) Co-cristalización de anfíbola y biotita, nic//, 4x, muestra CH-2089.

3.5 Enclaves

Dos tipos de enclaves pueden ser reconocidos de acuerdo a su tamaño, forma y textura.

En términos generales, con respecto a la roca huésped, los enclaves reconocibles a escala

macroscópica (Figura 5), contienen los mismos minerales, pero, ocasionalmente, en

proporciones y tamaños distintos, además, los minerales dentro del enclave suelen encontrarse

más alterados que fuera de éste (Figura 12a).

Con respecto a la plagioclasa, cuarzo, feldespato potásico y biotita, la diferencia radica

casi exclusivamente en el contenido porcentual de éstos, pero no en sus características de

color, tamaño, forma, etc. Diferente es el caso de las anfíbolas, que no varían sólo en su

contenido, sino que también en sus características petrográficas. Las anfíbolas pertenecientes a

los enclaves poseen un tamaño que se concentra generalmente en el rango 0,1 – 0,3 mm,

aunque se encuentran también individuos en todo el rango abarcado por las anfíbolas de la roca

huésped (Figura 8j). Estas anfíbolas, además, suelen ser más anhedrales. Dentro de los

enclaves las anfíbolas no siempre se distribuyen homogéneamente, en ocasiones se disponen

en bandas poco definidas, las cuales pueden encontrarse rodeando cristales de gran tamaño,

Bt

Anf

Qtz

AnfBt

a) b)

1 mm 0.5 mm

41

como el cuarzo. Este tipo de enclaves presenta bordes nítidos a escala macroscópica, y a

escala microscópica puede observarse que los bordes no están del todo bien definidos, ya que

ambos, el enclave y la roca huésped, comparten ocasionalmente minerales que atraviesan el

contacto. También se observaron pequeños apófisis saliendo desde el enclave (ver Anexo 1).

Los enclaves elongados, observables a escala microscópica, poseen grano fino como

tamaño predominante de todos sus minerales, a diferencia de los enclaves redondeados (Figura

12b). Se componen principalmente de granos anhedrales de plagioclasa y cuarzo, con

cantidades mucho menores de cristales de biotita y anfíbola. Bajo inspección microscópica no

fue posible determinar el contenido de feldespato potásico en estos enclaves. Este tipo de

enclaves presenta un contacto difuso con la roca que los contiene a escala microscópica.

Figura 12: Características petrográficas de los enclaves del Plutón Plomo:

a) Borde enclave macroscópico (línea segmentada), cambio textural dado principalmente por la anfíbola, nic x, 4x, muestra CH-8071;

b) microenclave elongado indicado en línea segmentada, nic x, 4x, muestra JR04-05

1 mm 0,5 mm

a) b)

42

3.6 Diques y estructuras

Se pueden diferenciar dos tipos de diques: félsicos y máficos.

Los primeros los conforman, dentro del intrusito, zonas aplíticas, en forma de diques,

vetillas o segregados aplíticos, compuestos principalmente de feldespatos y cuarzo. Se

muestrearon dos de estos diques, ambos de ~1 m de ancho, correspondientes a las unidades

de mayor potencia de un conjunto de diques y vetillas aplíticas paralelas (Figura 13a).

Corresponden a monzogranitos de biotita, con o sin anfíbola, de textura seriada, hipidiomórfica

granular, de grano medio. Los resultados de análisis modales arrojaron los porcentajes

promedio 36,8% de cuarzo, 36,1% de feldespato potásico, 25,1% de plagioclasa, 1,9% de

biotita y 0,2% de anfíbola, con apatitos, circones y opacos como accesorios.

Se observaron también, en la zona de contacto, rodados de roca básica cortada por

diques graníticos de ~3 cm.

Del segundo tipo de diques se tomaron 3 muestras. El primero, correspondiente a la

muestra CH-8072 (Figura 13b), es un dique ubicado en la zona de contacto, y se compone de

66,1% de anfíbola, 22,8% de feldespato y 11,1% de cuarzo, con cúmulos diseminados de

calcita, arcillas, epidota y clorita. Presenta textura inequigranular de grano fino y bandas que se

diferencian en el tamaño y disposición de las anfíbolas. El segundo dique corresponde a la

muestra CH-8073-2. Posee un ancho de aproximadamente 2 m, y se dispone junto a una familia

de diques menores paralelos de ~10 cm, de disposición N20°E/38°NW. Es homogéneo,

inequigranular de grano fino, compuesto de 59,7% de feldespato, 29,9% de biotita y 10,4% de

cuarzo, con cúmulos de clorita y epidota. El último dique, cercano a la zona de contacto,

corresponde a la muestra CH8077-1, homogénea, inequigranular de grano fino, que contiene

52,2% de feldespato, 24,5% de anfíbola y 23,3% de biotita. Posee un ancho ~1 m, y se

encuentra junto a diques de similar composición, pero menor potencia, con los que comparte

una disposición de N30°-35°E/80°-90°SE. Para los tres tipos de diques la mayoría de los

feldespatos se reconocen como plagioclasa y, en menor proporción, no son diferenciables.

43

Figura 13: Características petrográficas de los diques:

a) Aplítico, nicx, 4x, muestra CH-8066-3; b) Básico, nic//, 10x, muestra CH-8072.

Fuera de los diques es común encontrar zonas con distintas intensidad de

diaclasamiento, algunas de las cuales fueron medidas, obteniéndose las disposiciones

N20°E/38°NW (familia de diaclasas cercanas a contacto este del intrusivo); N65°W/76°SW

(familia de diaclasas en el sector central del afloramiento, distanciamiento entre diaclasas de

entre 1 y 50 cm); N60°W/65°SW (familia de diaclasas cercanas a contacto oeste del intrusivo).

Ocasionalmente diques máficos, insertos en zonas de diaclasas, poseen igual disposición que

éstas.

Se observó además una zona de ~20 cm, fuertemente foliada (muestra CH-8066-1). Por

su ubicación, posiblemente esta estructura se relaciona con el sistema mapeado en el contacto

este del intrusivo, y que habría controlado su emplazamiento.

3.7 Aureola metamórfica

Se analizaron 7 muestras pertenecientes a la aureola metamórfica debido a la intrusión

del Plutón Plomo. De éstas, 6 fueron tomadas de afloramientos al nivel del lago,

inmediatamente adyacentes a los afloramientos del plutón. Comparten un protolito sedimentario

y rasgos texturales distintivos productos de eventos metamórficos previos. Corresponden a

Pl Qtz

Pl

Qtz Anf

a) b)

0,5 mm1 mm

KFd

Qtz+Fd

Ep

44

hornfels de mica u hornfels de andalucita (Figura 14a), pertenecientes a la facies hornfels de

hornblenda, indicativa de condiciones de baja presión (~ <3 kbar) y media a alta temperatura (~

450° – 700°C). Los minerales atribuibles al metamorfismo de contacto corresponden a biotita,

cuarzo, moscovita, andalucita y cordierita. La biotita se presenta en todas las muestras

estudiadas, como cristales de tamaño ≤ 0,2 mm, generalmente sin orientación preferencial y, en

ocasiones, parcialmente alteradas a clorita. El cuarzo también se encuentra en todas las

muestras dispuestos en bandas o lentes, como agregados recristalizados inequigranulares, con

un contacto entre granos generalmente crenulado, en ocasiones con extinción ondulosa y

desarrollo de subgranos. La moscovita se encuentra en el 80% de las muestras estudiadas,

generalmente en contenidos muy bajos, asociados a cuarzo, sin orientación preferencial. La

andalucita se presenta en el 40% de las muestras, en forma de cristales que alcanzan tamaños

de hasta 3 mm, alargados en la dirección de foliación. En torno a algunos de estos cristales se

aprecian anillos de sericita. Se encuentra cordierita en solo una de las muestras estudiadas,

como cristales anhedrales con numerosas inclusiones y color amarillento debido a alteración.

La sexta muestra corresponde a una muestra tomada de un rodado en una zona de

contacto intrusivo-basamento, y difiere de las otras en que su protolito es básico,

presumiblemente ígneo. Corresponde a una anfibolita esquistosa (Figura 14b), dentro de la cual

no es posible distinguir los minerales metamórficos formados debido a la intrusión del Plutón

Plomo de los formados anteriormente.

Figura 14: Características petrográficas de la roca de caja del Plutón Plomo, con evidencias de metamorfismo de contacto.

a) Foto representativa de hornfels de andalucita, nicx, 4x, muestra JR04-06; b) Foto representativa de anfibolita, nicx, 4x, muestra JR04-12.

And

Micas

Qtz

Anf

Fd

Ep

a) b)

0.5 mm 0.5 mm

45

CAPÍTULO 4 QUÍMICA MINERAL

4.1 Feldespatos

Los miembros del grupo de los feldespatos son los constituyentes más abundantes de

las rocas ígneas. Se clasifican en términos del sistema ternario albita (NaAlSi3O8); ortoclasa

(KAl Si3O8) y anortita (CaAl2Si2O8) (Deer et al., 1992).

Se realizó un total de 107 análisis a feldespatos pertenecientes al Plutón Plomo, 102

correspondientes a plagioclasas y 5 a feldespatos potásicos. Considerando un cierre de suma

de óxidos dentro del rango ~98-101%, y eliminando algunos análisis que entregaban valores

extremadamente altos de hierro total para plagioclasas, se obtuvieron 75 resultados de

plagioclasa y 4 de feldespato potásico buenos, los que se presentan en el Anexo 3 junto con la

fórmula estructural.

Clasificadas dentro de un sistema ternario (Figura 15), las plagioclasas presentan una

composición representada por An0,4-81,6Ab17,9-99,0Or0,2-14,6, y los feldespatos potásicos por Ab2,0-

5,6Or94,2-97,7An0-0,4. Debido a que en las plagioclasas el componente potásico es generalmente

menor al 10%, los valores ligeramente mayor a éste, obtenidos en dos plagioclasas analizadas,

posiblemente esten indicando un error analítico. La composición de las plagioclasas es también

usualmente expresada en el sistema binario Ab-An. Dentro de éste, se encuentra que las

plagioclasas estudiadas corresponden a 3 albitas, 4 oligoclasas, 46 andesinas, 18 labradoritas y

4 bytownitas.

46

Figura 15: Diagrama ternario de clasificación para feldespatos del Plutón Plomo. Composición en moles

por ciento.

Para las plagioclasas, los cationes de Si y Al se encuentran en el rango 8,6-11,9 y 4,0-

7,1 a.p.f.u., respectivamente. Llaman la atención los altos valores de Fe y Mg de algunos

análisis, los cuales llegan hasta los 0,8 y 0,5 a.p.f.u., respectivamente (Figura 16). Los

contenidos de calcio, sodio y potasio se encuentran en los rangos 0-4,1, 0,8-4,1 y 0-0,6 a.p.f.u.,

respectivamente.

Se hicieron análisis en bordes, centros e interiores (zona entre centro y borde) en

algunos cristales de plagioclasa para identificar variaciones composicionales dentro de éstas.

De esta forma se reconoció un aumento hacia los bordes de Si asociado a una disminución del

Al. Con respecto al Ca, Na y K, se observa una disminución progresiva del Ca hacia los bordes,

mientras el Na y el K aumentan, también progresivamente, hacia los bordes (Figura 17). Las

plagioclasas, por lo tanto, presentan una zonación normal, aparentemente sin oscilaciones. Los

JR04-05 JR04-09JR04-10 CH-2088

CH-2089 CH-2125CH-8066 CH-8071

Or Ab

An

20 40 60 80

10

30

50

70

90

47

cristales analizados suelen ser de composición andesina en los bordes y de composición

labradorita o bytownita en los centros.

Figura 16: Diagramas de variación del %An vs el contenido de Fe y Mg, en plagioclasas

del Plutón Plomo. Simbología en la Figura 15.

Figura 17: Zonaciones composicionales en plagioclasas del Plutón Plomo,

desde el centro hacia el borde, indicado por flechas. Centro en relleno oscuro, interior en relleno claro y borde sin relleno.

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

0 20 40 60 80 100

% An

Fe

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0 20 40 60 80 100

% An

Mg

0,0

1,0

2,0

3,0

4,0

8 9 10 11 12

Si

Ca

0,0

0,6

1,2

1,8

2,4

3,0

8 9 10 11 12

Si

Na

0,0

0,0

0,0

0,1

0,1

0,1

8 9 10 11 12

Si

K

,00

,02

,04

,06

,08

,10

JR04-09 CH-2089 CH-8071

48

4.2 Biotitas

La biotita es una mica tri-octaédrica de fórmula general K2(Mg,Fe2+)6-4(Fe3+,Al,Ti)0-2[Si6-

5Al2-3O20](OH,F)4, cuyos extremos magnésico y férrico corresponden a los miembros finales

flogopita y annita, respectivamente. El límite composicional entre éstos y la biotita no está

claramente definido. Por otra parte, los miembros finales flogopita y annita no aceptan

reemplazo de Mg o Fe2+ por Al, lo que se observa ampliamente en biotitas naturales.

La biotita se encuentra en un mayor número de ambientes geológicos que el resto de las

micas. Es particularmente característica de rocas intermedias calcoalcalinas. En rocas

intrusivas, se le encuentra comúnmente en granitos, granodioritas, tonalitas, dioritas, noritas,

sienitas de nefelina y de cuarzo, y en monzonitas de cuarzo. Dentro de la historia de

cristalización de un intrusivo, se observan ciertas tendencias en la composición de las biotitas:

enriquecimiento en Al, Fe2+ y Fe3+, empobrecimiento en el contenido de Mg, Si y Ti (Deer et al.,

1992).

Se realizó un total de 16 análisis a biotitas, de los cuales se rescataron 12 análisis

buenos, los que se encuentran en el Anexo 3 junto con la formula estructural. Todos los análisis

caen dentro del campo de las biotitas, con contenidos de SiO2, Al2O3, MgO, FeOT y K2O en los

rangos 32,4 - 35,1 %wt, 13,5 - 15,7 %wt, 6,8 – 10,6 %wt, 20,4 – 25,3 %wt y 7,8 – 14,3 %wt,

respectivamente. Los contenidos de MnO, CaO y Na2O son < 0,4 %wt, < 0,6 %wt y < 0,2 %wt,

respectivamente. Destaca el alto contenido de Ti en las biotitas analizadas, encontrándose que

el porcentaje de TiO2 se encuentra entre 2,4 y 4,7 %wt (Figura 18).

Como se comentó en la sección 3.2.4 las distintas coloraciones de las biotitas suelen

asociarse con la composición. Utilizando los datos obtenidos en microsonda se pudo verificar

que, en general, las biotitas rojizas poseen mayores contenidos de titanio (3,9 % wt promedio)

que las café-versosas (3,0 % wt promedio), y que entre éstas últimas, el tono verdoso aumenta

con el contenido de hierro.

49

Figura 18: Diagramas de variación del contenido de MgO versus el contenido de TiO2 y Al2O3 en biotitas

del Plutón Plomo.

4.3 Minerales accesorios

La titanita, silicato de Ca y Ti, es una fase accesoria común de rocas ígneas, en donde

suele ser la fase que en mayor proporción contiene el Ti. De este mineral se analizaron 7

granos aislados e incluidos en biotita y hornblenda (Figura 19a y 24b), los cuales arrojaron una

composición promedio de 31,1 %wt de SiO2, 21,4 %wt de TiO2, 7,1 %wt de Al2O3, 3,9 %wt de

FeOT y 1,4 %wt de MgO. Destaca en esta composición un leve enriquecimiento en FeOT (Anexo

3).

La ilmenita es un óxido de Fe y Ti, que en las muestras analizadas se encuentra

comúnmente entrecrecida con otros minerales (Figuras 20b y 20c). Se analizaron 5 cristales de

ilmenita, que entregaron una composición promedio de 45,3 %wt de FeOT, 42,4 %wt de TiO2 y

2,9 %wt de MnO. Los valores promedio levemente bajo y alto de Ti y Fe, respectivamente, son

consecuencia de un individuo que presenta marcadamente estas características. Por otra parte

el enriquecimiento en Mn es común a todas las ilmenitas, llegando una de ellas a contener 6

%wt de MnO (Anexo 3).

1

2

3

4

5

6

6 7 8 9 10 11

MgO

TiO

12

13

14

15

16

17

6 7 8 9 10 11

MgO

Al

OJR04-05 JR04-08 JR04-09 CH-1391 CH-2088 CH-8071

2

2 3

50

Se encontraron además óxidos de hierro, entrecrecidos con ilmenita (Figura 19b),

posiblemente correspondientes a magnetita. La composición de este mineral y su fórmula

estructural, junto con la del resto de los minerales accesorios se encuentran en el Anexo 3.

En la Figura 20 se proyectaron las composiciones de los análisis de ilmenita y magnetita

en el sistema ternario FeO - Fe2O3 - TiO2. En este sistema existen tres soluciones sólidas: la

serie pseudobrookita, la serie hematita-ilmenita y la serie magnetita-ulvöspinel. En este

diagrama se puede observar que los análisis clasificados como ilmenita presentan cierto

componente hematítico, situándose a lo largo de la línea definida por la serie hematita-ilmenita.

Por otra parte, el análisis correspondiente a magnetita se encuentra situado fuera del campo de

la serie magnetita-ulvöspinel, lo que puede deberse a una sobredimensión del Fe2O3 al llevar la

composición del óxido de hierro al sistema FeO - Fe2O3 - TiO2 o podría estar indicando un error

analítico.

51

Figura 19: Imágenes de electrones retrodispersados tomadas a muestras del Plutón Plomo. En círculos

amarillos se indican puntos de análisis de microsonda, correspondientes a: 1-JR04-10 preh4; 2- JR04-10 tit4; 3-JR04-09 il2; 4- JR04-09 il3; 5- JR04-09 ox-fe1; 6- CH-2088 il4;

7-CH-2088 rut1; 8- CH-2088 il5; 9- JR04-10 preh3; 10- JR04-10 preh4; 11- JR04-10 ep2; 12- JR04-10 chl7; 13- JR04-10 preh5; 14- JR04-10 preh6; 15- JR04-10 preh7; 16- JR04-10 chl8.

a) Bandas de titanita en lentes de prehnita dentro de biotita, muestra JR04-10; b) Ilmenita y magnetita en anfíbola, muestra JR04-09;

c) Intercrecimiento de ilmenita y rutilo dentro de biotita, muestra CH-2088; d) Biotita alterada a prehnita, clorita y epidota, muestra JR04-10.

a) b)

c) d)

Ilm

Prh

Ttn

Rt

Ilm Bt

Anf

Prh

Ep

Chl

Mag

4

1

3 2

5

10

11 12

14 13

15 16

9

6 7

8

52

Figura 20: Proyección de las composiciones de ilmenitas y magnetitas del Plutón Plomo, en un diagrama ternario FeO - Fe2O3 - TiO2, donde se indican las series de soluciones sólidas principales de este

sistema. Simbología en la Figura 18.

La composición química de óxidos que coexisten en el sistema FeO - Fe2O3 - TiO2 ha

sido utilizada para obtener información sobre la fugacidad de oxígeno y la temperatura del

magma desde el cual éstos cristalizaron, a través de geobarómetros y geotermómetros de

óxidos de Fe y Ti.

En la Tabla 4 se muestran los resultados de la aplicación de los geotermobarómetros de

Spencer y Lindsley (1981) y de Andersen y Lindsley (1985), en el par ilmenita – magnetita

perteneciente a la muestra JR04-09, que se observa en la Figura 19b, el cual se encuentra

aparentemente en equilibrio. Los resultados fueron obtenidos mediante el uso del programa

ILMAT (Lepage, 2003), utilizando los pares de análisis JR04-09 ox-fe1 - JR04-09 il2 y JR04-09

ox-fe1 - JR04-09 il3 (Anexo 3).

(Hematita)

TiO2

FeO Fe2O3 FeO . Fe2O3

FeO . 2TiO2

FeO . TiO2

2FeO . TiO2

Fe2O3 . TiO2

(Rutilo)

(Magnetita)

(Ilmenita)

53

Tabla 4: Resultados de T y ƒO2 para óxidos de Fe y Ti pertenecientes a la muestra JR04-09. Los geotermobarómetros utilizados fueron: 1 – Spencer y Lindsley (1981); 2 – Andersen y Lindsley (1985).

Par magnetita-ilmenita T (°C) (1) Log10 fO2 (1) T (ºC) (2) Log10 fO2 (2)

JR04-09 ox-fe1 - JR04-09 il2 592 -17,70 603 -17,39 JR04-09 ox-fe1 - JR04-09 il3 625 -15,67 637 -15,47

4.4 Minerales secundarios

Los minerales secundarios analizados (Anexo 3) fueron aquellos provenientes de la

alteración de minerales máficos: clorita, epidota y prehnita. La Figura 20d muestra una zona de

análisis donde se obtuvieron datos de estos tres minerales.

El grupo de las epidotas está conformado por silicatos de calcio, aluminio y hierro, en

donde las variaciones composicionales están definidas por las sustituciones Al ↔ Fe3+ y

Ca2+Fe3+↔ REE3+Fe2+. De las 3 epidotas analizadas, dos corresponden a epidota, en sentido

estricto, con contenidos de SiO2, Al2O3, FeOT, CaO entre 37,36 –36,73 %wt, 20,47 – 23,37 %wt,

13,77 – 11,38 %wt y 23,42 – 22,59 %wt, respectivamente. El tercer análisis posee 29,36 %wt

SiO2, 15,73 %wt Al2O3, 12,13 %wt FeOT, 11,78 %wt CaO y la suma de óxidos es ~ 71%. Los

contenidos de óxidos se encuentran en el rango común para el miembro allanita, y el bajo cierre

de óxidos concuerda con los altos contenidos de REE que caracterizan a este mineral, por lo

que su clasificación como allanita es probable, aunque sin análisis de REE, no es posible

asegurar si corresponde a esto o a un error de análisis1.

Las prehnitas son filosilicatos de calcio, aluminio y hierro. Las 6 prehnitas estudiadas,

encontradas como mineral secundario en forma de lentes entre láminas de biotitas, poseen

contenidos de SiO2, CaO, Al2O3 y FeOT dentro de los rangos comunes para prehnitas: 41,89 –

42,91 %wt, 25,49 – 27,01 %wt, 21,65 – 24,60 %wt y 0,30 – 3,99 %wt, respectivamente.

Se hicieron 11 análisis a cloritas producto de la alteración de biotita y anfíbola. Los

análisis entregaron un rango de 25,11 – 31,82 %wt de FeOT, 24,46 – 27,12 %wt de SiO2, 15,23

– 19,02 %wt de Al2O3 y 11,54 – 13,28 %wt de MgO, clasificando todas ellas como cloritas ferro-

1 El corte donde se realizó el análisis no se encontraba disponible, por lo que no se pudo corroborar su contenido de REE.

54

magnésicas, entre los extremos férrico (chamosita) y magnésico (clinocloro). Destaca una de

las cloritas analizada que presenta un alto contenido de Ti (2,2 %wt de TiO2).

Un aspecto importante de los minerales antes descritos, es que, junto a la pumpellyita,

definen una facies metamórfica de muy bajo grado. Con el fin de conocer las condiciones que

caracterizaron este metamorfismo, se estudia a continuación en mayor profundidad las cloritas

analizadas.

4.4.1 Cálculo de la fórmula estructural de la clorita

Las cloritas conforman un grupo de minerales con estructura de capas, similar a la de las

micas. La estructura de las cloritas se compone de la intercalación de capas tipo talco (capas

tetrahedral-octahedral-tetrahedral de composición Y6Z8O20(OH)4), cargadas negativamente, con

una capa tipo brucita (Y6(OH)12), cargada positivamente. También es común la

interestratificación de clorita con capas de arcillas (Deer et al., 1992).

La fórmula estructural de la clorita es calculada en base a 28 O, y los resultados se

encuentran en el Anexo 3. Un cálculo adicional que debe realizarse, y que es importante para el

uso de la química de la clorita como geotermómetro, es el porcentaje de clorita (XC) en el

mineral analizado, representado por las capas de brucita encontradas en éste, versus el

porcentaje de arcilla. Los interestratificados de arcilla-clorita se producen debido a la diferencia

de carga entre el AlIV y el AlVI, que produce una carga en la capa de talco capaz de ligar

cationes ajenos a la clorita común (Ca, Na y K), llamados cationes interfoliares, además de los

que típicamente conforman la clorita (Si, Al, Mg, Fe y Mn), denominados cationes no-

interfoliares. La Figura 21 muestra gráficamente este comportamiento. La Figura 21a es un

gráfico AlT vs Si+Al+Fe+Mg+Mn, donde se indican las composiciones de algunas arcillas y de la

clorita pura, en el cual se puede observar que los análisis realizados se agrupan en torno a

ésta. La Figura 21b corresponde a un gráfico Si vs Ca+Na+K, en el cual se han señalado límites

propuestos para la cloritas pura: Si < 6,25 (Bettison y Schiffman, 1988) y Ca+Na+K < 0,1

(Schiffman y Fridleifsson, 1991). Aquí se puede observar que los análisis corresponderían en su

mayoría a clorita, a excepción de 4 puntos que, sin embargo, plotean muy cerca del campo que

correspondería a clorita pura. Realizando un balance en el contenido cationico de Si, Al, y una

relación entre la diferencia de AlIV y el AlVI y el contenido de los cationes Ca, Na y K, se puede

estimar el contenido de clorita en el mineral analizado. En las cloritas analizadas, XC > 85%.

55

Figura 21: a) Suma de cationes no-interfoliares vs contenido de AlT de cloritas;

b) Suma de cationes interfoliares vs contenido de Si de cloritas. Líneas punteadas delimitan campo propuesto para clorita:

Si < 6,5 (Bettison y Schiffman, 1988) y Ca+Na+K < 0,1 (Schiffman y Fridleifsson, 1991).

4.4.2 Geotermometría

La clorita es un mineral común en metamorfismo de medio y bajo grado, formada a una

temperatura de hasta 400°C, aproximadamente, y presiones de algunos kilobares, producto de

la alteración de minerales máficos.

Se han realizado estudios que han intentado utilizar la composición de las cloritas como

geotermómetro. Una primera aproximación es la de Cathelineau (1988), que derivó una relación

entre la temperatura y el contenido de AlIV de la clorita de forma empírica, utilizando datos de

cloritas del sistema geotermal Los Azufres, en México:

T(°C) = -61,92 + 321,98 AlIV

El autor indica que este geotermómetro es aplicable a ambientes diagenéticos,

hidrotermales y metamórficos, ya que el AlIV sería independiente de la litología y de la

composición del fluido.

15

16

17

18

19

20

0 1 2 3 4 5 6 7

Al

Si+A

l+Fe

+Mg+

Mn clorita

beidellita celadonita0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

4,5 5,5 6,5 7,5 8,5

Si

Ca+N

a+K

b)a)

saponita

JR04-09 JR04-10 CH-2088

T

56

Otros estudios han señalado la importancia de la razón Fe/(Fe+Mg) en el geotermómetro

de clorita. Kranidiotis y MacLean (1987) proponen utilizar un valor de aluminio corregido que

incluye el efecto de la razón Fe/(Fe+Mg), de forma que AlIVC = AlIV + 0,7(Fe/(Fe+Mg)). El

geotermómetro de clorita propuesto por estos autores corresponde a:

T(°C) = 106AlIVC + 18

Posteriormente Jowett (1991) propuso una corrección al geotermómetro de Kranidiotis y

MacLean (1987), argumentando que éste se basaría en cloritas formadas a distintas

temperaturas. Jowett (1991) modificó el valor de aluminio corregido a AlIVC = AlIV + 0,1((Fe/(Fe +

Mg)), y entregó una nueva calibración del geotermómetro:

T(°C) = 319AlIVC – 69

Para el uso de estos geotermómetros el contenido de clorita en el interestratificado

arcilla-clorita debe ser mayor a 80%, por lo que es viable su aplicación en los análisis realizados

a cloritas del Plutón Plomo. Los resultados de la aplicación del geotermómetro de clorita en sus

distintas calibraciones, son resumidos en la Tabla 5 y se presentan detallados en el Anexo 4.

Los mayores y menores valores de termperatura obtenidos son los correspondientes a las

calibraciones de Jowett (1991) y Kranidiotis y McLean (1987), respectivamente, con las

temperaturas obtenidas con la calibración de Cathelineau (1988), más cercanas a la primera.

Considerando la baja variabilidad de la razón Fe/(Fe + Mg) en las cloritas estudiadas, y su

cercanía a los resultados obtenidos mediante la calibración de Jowett (1991), que representaría

el caso en que es considerado el efecto de la razón Fe/(Fe + Mg), se ha escogido el

geotermómetro de Cathelineau (1988) para representar los valores de temperatura de la clorita,

los que son ploteados versus XC en la Figura 22. En este gráfico se observa que las muestras

se encuentran dentro del rango de temperatura 262,2° – 351,4°C, dentro del cual los mayores

valores son alcanzados por la muestra JR04-10. Sobre los 300°C se encuentran 3 análisis

pertenecientes a la muestra JR04-10 y uno a la muestra CH-2088.

57

Tabla 5: Resultados de temperatura para cloritas del Plutón Plomo. Las distintas calibraciones de geotermómetros corresponden a:

T1 – Cathelineau (1988); T2 – Kranidiotis y McLean (1987); T3 – Jowett (1991).

Muestra T1 (°C) T2 (°C) T3 (°C)

JR04-09 295,5 175,6 302,3 JR04-10 301,5 ± 29,5 179,6 ± 10,2 309,1 ± 29,4 CH-2088 283,6 ± 30,4 172,1 ± 10,7 290,7 ± 30,4

Figura 22: Temperatura de cloritas obtenidas con el geotermómetro de Cathelineau (1988), versus contenido de clorita en interestratificado clorita-esmectita.

Simbología en Figura 21.

4.5 Anfíbolas

La anfíbola es uno de los principales minerales formadores de roca, debido a su

presencia en diversos tipos de rocas ígneas y metamórficas. Es estable en un amplio rango de

condiciones termodinámicas gracias a lo complejo de su estructura cristalina, que acomoda

elementos de variados radios iónicos y valencias. Normalmente en la fórmula de los distintos

grupos de anfíbolas se encuentran representados los elementos mayores (Si, Al, Ti, Fe, Mg,

Mn, Ca, Na, K), además de L-type ions (Li) y otros iones más escasos de similar tamaño (Zn,

Ni, Co), Cr, iones de alta valencia (Zr), y aniones (OH, F, Cl) (Leake et al., 1997). Esta

característica hace que la composición de las anfíbolas pueda reflejar la composición química

del magma del cual se forman.

200

250

300

350

400

0,2 0,4 0,6 0,8 1,0

X

T°C

C

58

En este capítulo se trata a las anfíbolas de forma más extensa que el resto de los

minerales, debido a las diversas informaciones que se pueden obtener de su estudio.

4.5.1 Métodos analíticos

Se realizó un total 114 análisis mediante microsonda electrónica (procedimiento en

Anexo 2) a anfíbolas. Los individuos analizados corresponden a anfíbolas alteradas y frescas.

Los análisis en anfíbolas alteradas fueron realizados con el objetivo de identificar los procesos

subsolidus que afectaron a la roca.

Los análisis realizados a anfíbolas frescas apuntaron a la identificación de los procesos

ocurridos durante la cristalización del magma. Para esto, se tomaron análisis en un mismo

cristal para reconocer variaciones composicionales dentro de éste, y en los bordes de los

cristales en equilibrio con plagioclasa, favoreciendo aquellos en contacto con éstas, para su

aplicación en el geotermómetro de anfíbola-plagioclasa (Figura 23).

Estos análisis fueron revisados según los criterios de Leake et al. (1997) para identificar

problemas analíticos en la toma de datos. Esto se realiza en base a la revisión de los límites

estequiométricos ∑Al ≥ 8 (Si+Al ≥ 8), ∑Mn ≥ 13 (Si+Al+Ti+Fe3++Mg+Fe2++Mn ≥ 13) y ∑Na ≥ 15

(Si+Al+Ti+Fe3++Mg+Fe2++Mn+Ca+Na ≥ 15), cuyo incumplimiento generalmente implicaría un

problema analítico. Se eliminaron además los análisis que poseían un bajo cierre de suma de

porcentajes de óxidos. En la recopilación de anfíbolas cálcicas encontradas en el trabajo de

Deer et al. (1997), se encuentran análisis que, excluyendo H2O+, H2O-, F y Cl, cierran a valores

tan bajos como ~93%. En el presente caso, este límite se amplía un poco más, hasta

aproximadamente 91%, ya que en los análisis tampoco se encuentra el contenido de algunos

cationes que pueden llegar a tener valores importantes, como el Cr, P, Ba o Li. Los análisis que

cumplen estos criterios, 80 en total, son presentados en el Anexo 3.

59

Figura 23: Imágenes de electrones retrodispersados tomadas a muestras del Plutón Plomo. En círculos

amarillos se indican puntos de análisis de microsonda, correspondientes a: 1-JR04-09 anf par28; 2-JR04-09 pg par28; 3-JR04-09 anf par29; 4-JR04-09 pg par29; 5-JR04-09 anf

par24; 6-JR04-09 anf par26; 7-JR04-09 pg par24; 8-JR04-09 pg par26. Las imágenes a) y b) son ejemplos de distintas zonas de análisis de microsonda en anfíbola y plagioclasa en contacto.

4.5.2 Cálculo de la fórmula estructural de las anfíbolas

El cálculo de la fórmula estructural fue realizado según los pasos descritos por Leake et

al. (1997). Según estos autores, la forma en que se distribuyen los elementos y los límites

estequiométricos encontrados, ayudan no sólo a validar un análisis, sino que también permiten

estimar el contenido de hierro férrico. Existen diferentes estimaciones empíricas para la

estimación del contenido de hierro férrico, debido a que el número de cationes no es fijo, cada

una de las cuales conlleva variaciones en el cálculo de la fórmula estructural. Si estas

variaciones son pequeñas y no afectan la clasificación de la anfíbola estudiada, nos

encontramos frente al mejor escenario posible, en caso contrario, se deberá determinar cual de

estas estimaciones se ajusta mejor al caso estudiado.

El contenido de hierro férrico implica la violación de al menos uno de los límites

estequiométricos Si ≤ 8, ∑Ca ≤ 15 y ∑K ≤ 16. Dado este caso, la fórmula estructural puede ser

recalculada para una estimación mínima (todo el hierro como hierro ferroso) o una máxima

(todo el hierro como hierro férrico), que representarían los límites estequiométricos, como

0,5 mm 15,12 kV 26X 10,03 nA 100 μm 15,12 kV 250X 10,04 nA

Anf

Ttn

Ap

ZrnPl

Pl

Anf

Pl

a) b)

1 2

3

4 5

6

7

8

60

también puede realizarse con respecto a un factor escogido basado en otros aspectos, que se

encuentre en el rango entre estos dos límites.

Dentro de las anfíbolas analizadas se encuentran anfíbolas de los grupos cálcico y Mg-

Fe-Mn-Li. El factor 13eCNK, debido a que excluye Mn, Fe2+ y Mg del sitio B y permite la

distribución del Na entre los sitios A y B, ambas situaciones comunes en anfíbolas cálcicas,

sería el más indicado para el calculo de la fórmula estructural de estas anfíbolas, mientras que

el factor 15eNK, debido a que excluye el Na y el K del sitio B y el Ca del sitio A, al tiempo que

maximiza el Mn, Fe o Mg en el sitio B, funciona bien en anfíbolas del grupo Mg-Fe-Mn-Li

(Robinson et al., 1982), por lo que son los escogidos para calcular la fórmula estructural de

estas anfíbolas. La normalización para anfíbolas cálcicas basada en el factor 13eCNK también

es sugerida por Deer et al. (1992), ya que es el que entrega los valores de hierro ferroso y

férrico más cercanos a los obtenidos mediante otros métodos. En la práctica, el uso del factor

incorrecto llevó a resultados incongruentes tales como valores negativos en el contenido de

hierro en alguno de sus estados de oxidación.

4.5.3 Clasificación de las anfíbolas

La clasificación de las anfíbolas se realizó de acuerdo con el trabajo de Leake et al.

(1997). La mayoría de las 80 anfíbolas analizadas pertenecen al grupo cálcico, dentro del cual

48 corresponden a magnesiohornblendas, 8 a ferrohornblendas, 7 a tschermakitas, 5 a

ferroedenitas, 3 a edenitas, 2 a ferrotschermakitas y 2 a magnesiohastingsitas (Figuras 24a y

24b). Sin embargo, aquellas que no corresponden a magnesiohornblendas, poseen

composiciones que plotean cerca al campo de éstas. Las 5 anfíbolas restantes pertenecen al

grupo Mg-Fe-Mn-Li, no pudiendo realizarse una mejor clasificación debido a la ausencia de Li

en las mediciones, fundamental para la clasificación de las anfíbolas dentro de este grupo.

En la Figura 24a se aprecian dos grupos de anfíbolas diferenciados por el contenido de

Si a.p.f.u.: el grupo de mayor contenido se encuentra conformado por las muestras JR04-05 y

JR04-09, el primero con mayores contenidos de Mg/(Mg+Fe2+), mientras que el grupo de menor

contenido en Si, más cercano al campo tschermakítico, lo conforman las muestras JR04-10,

CH-8071, CH-2125 y CH-2089, esta ultima muestra con contenidos menores de Mg/(Mg+Fe2+).

La muestra CH-8066 posee individuos en ambos grupos. El límite entre estos dos grupos se

encontraría alrededor de 6,9 Si a.p.f.u.

61

Las anfíbolas del grupo Mg-Fe-Mn-Li, caracterizadas por contenidos mayores de Mn y

menores de CaO y Na2O con respecto a las anfíbolas cálcicas, pertenecen principalmente a la

muestra CH-2089.

La inspección microscópica en corte transparente de las muestras permitió identificar

anfíbolas secundarias reemplazando a las primarias (Figura 25). Una primera apreciación

basada en las características ópticas, llevó a clasificarlas como actinolitas-tremolitas. Sin

embargo, la clasificación de las anfíbolas analizadas no arrojó ningún individuo cercano a estas

composiciones.

Contrario a lo esperado, la clasificación de las anfíbolas no entrega una distinción

composicional entre anfíbolas, primarias y secundarias, según inspección microscópica,

encontrándose que las composiciones magnesiohornblenda, edenita, tschermakita, etc, se

encuentran en los dos tipos de anfíbolas.

Figura 24: Clasificación de anfíbolas cálcicas del Plutón Plomo: a) CaB ≥ 1,5, (Na+K)A ≥ 0,5, Ti < 0,5; b) CaB ≥ 1,5, (Na+K)A < 0,5, CaA < 0,5.

Campos: 1-tremolita; 2-actinolita; 3- ferroactinolita; 4- magnesiohornblenda; 5-ferrohornblenda; 6-tschermakita; 7-ferrotschermakita; 8-edenita; 9-ferroedenita; 10-pargasita (AlVI≥Fe3+) y magnesiohastingsita (AlVI<Fe3+); 11-ferropargasita (AlVI≥Fe3+) y hastingsita (AlVI<Fe3+);

12-magnesiosadanagaita; 13-sadanagaita. Tomado de Leake et al. (1997).

0.0

0.5

1.0

5.56.57.5

Si

Mg/

(Mg+

Fe

)

JR04-05

JR04-09

JR04-10

CH-8066

CH-2089

CH-8071

CH-21250.0

0.5

1.0

4.55.56.57.5

Si

Mg/

(Mg+

Fe

)

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

a) b)0.9

62

Figura 25: Foto tomada en microscopio de la muestra CH-2089, con ocular 4x y visión a nicoles paralelos

en a) y cruzados en b). En las fotos se aprecian los dos tipos de anfíbolas con distintas características ópticas y texturas.

Las anfíbolas pertenecientes a enclaves poseen composición mayoritariamente

tschermakítica, sin embargo, puede que ésta no sea la composición característica de las

anfíbolas de enclaves, debido a que la mayoría de los análisis efectuados a este tipo de

anfíbola pertenecen a la muestra CH-8071, la cual posee una composición predominantemente

tschermakítica.

Por otro lado, tampoco se encontraron mayores diferencias de clasificación entre análisis

realizados en los bordes de los cristales con respecto a los realizados en el centro e interior

(zona intermedia entre el borde y el centro) de éstos (Figura 26), siendo el contenido de

Mg/(Mg+Fe2+) el único discriminante entre ambos grupos, ya que los valores más bajos se dan

siempre en los análisis de bordes.

Amph 1°

Amph 2°

Amph 1°

Amph 2°

a) b)

0,5 mm 0,5 mm

63

Figura 26: Clasificación de anfíbolas cálcicas, indicando ubicación del análisis. a) CaB ≥ 1,5, (Na+K)A ≥ 0,5, Ti < 0,5; b) CaB ≥ 1,5, (Na+K)A < 0,5, CaA < 0,5.

Simbología de campos en Figura 24. Tomado de Leake et al. (1997).

4.5.4 Elementos mayores

Los elementos que conforman las anfíbolas se encuentran en proporciones que varían

grandemente entre ellas. Asi, por ejemplo, en las anfíbolas cálcicas, se encuentra que los

contenidos de Al2O3, MgO y FeOT pueden variar en un rango que va desde <0,1 hasta >20,0

%wt. Esto es debido, principalmente, al reemplazo o intercambio que se produce entre estos

elementos.

Los porcentajes de óxidos obtenidos en los análisis de anfíbolas se encuentran dentro

de los rangos delimitados por las anfíbolas recopiladas en el trabajo de Deer et al. (1997). En la

Figura 27 se presentan los contenidos de elementos mayores, en forma de cationes, y

relaciones elementales de las anfíbolas.

Las anfíbolas de la muestra CH-2125 analizadas son las que presentan menor

dispersión de los datos. Sólo el análisis CH-2125 anf49 (magnesiohornblenda, anfíbola

primaria) se diferencia, presentando mayor contenido de Ca y ligeramente mayor de Si, Fe2+, y

menor contenido de Fe3+. Lo mismo ocurre con la muestra CH-8071, en la que un análisis, CH-

8071 anf par58 (ferroedenita, anfíbola de enclave), se aparta del grupo compacto formado por el

resto de los análisis realizados en esta muestra, presentado valores mayores de Si, Fe2+ y AlVI,

0.0

0.5

1.0

4.55.56.57.5Si

Mg/

(Mg+

Fe

)

8

9

10

11

12

13

b)

0.0

0.5

1.0

5.56.57.5

SiM

g/(M

g+Fe

)

Centro

Interior

Borde

1

2

4

5

6

7

a)0.9

3

64

ligeramente mayores de Na y Mn, y menores de Ti y Fe3+. En la muestra JR04-10 se presentan

dos grupos de muestras. Uno de ellos, formado por los análisis JR04-10 anf par14

(magnesiohornblenda, anfíbola primaria) y JR04-10 anf11 (ferroedenita, anfíbola enclave),

presenta contenidos menores de Si, Na y AlVI, contenido mayor de Fe3+ y ligeramente mayor de

Ca. Finalmente, la muestra JR04-05 se divide en dos grupos que se distinguen por su contenido

en Si, AlVI, Fe2+ y Fe3+. El análisis JR04-05 anf par11 (magnesiohornblenda, anfíbola

secundaria?), queda fuera de estos dos grupos para algunos elementos, ya que presenta

contenidos menores de Fe2+, Ca y Na que el resto de las anfíbolas analizadas.

En general, la muestra JR04-05 presenta los valores mayores de Si a.p.f.u. Los valores

más bajos los presentan las muestras CH-2125, CH-8071 y CH-2089, mientras que las

muestras JR04-09, JR04-10 y CH-8066 abarcan todo el rango. En el caso del Na y el K, todas

las anfíbolas analizadas se encuentran dentro de un mismo rango, con la muestra JR04-05

presentando los valores menores dentro de éste. Lo mismo ocurre en el caso del Ti donde la

muestra JR04-05 presenta los menores valores dentro del rango abarcado por los análisis,

mientras que las muestras CH-2125 y CH-8071 (exceptuando el análisis CH-8071 anf par58)

presentan los mayores valores dentro de este rango. Con respecto al Mn y Mg, los valores de

las anfíbolas de las diversas muestras son homogéneos, a excepción de las muestras CH-2125

y JR04-05, que se encuentran en la parte superior del rango del segundo, y la muestra CH-2125

que se encuentra en la parte inferior del rango del primero.

En el diagrama de Si vs Ti se observa una clara correlación negativa entre estos

elementos para el conjunto de muestras, la cual está marcada principalmente por las muestras

JR04-05, JR04-09 y CH-8066. En los gráficos Si vs Na y Si vs K, se observa en conjunto una

correlación negativa que, en general, no es clara para cada muestra en particular. En el

diagrama Si vs AlT, se observa una correlación negativa entre estos elementos, siendo las

muestras CH-2125, CH-2089 y JR04-09 las que individualmente mejor presentan esta

correlación. El Fe2+ y el Fe3+ presentan, en conjunto, una cierta tendencia a correlacionarse

positiva y negativamente, respectivamente, con el Si. Esta tendencia está marcada

principalmente por las muestras JR04-05, JR04-09 y CH-2125. En el gráfico Si vs Fe3+ se

observan claramente dos grupos de puntos, dispuestos de forma paralela, abarcando rangos

similares de Fe3+. El de mayor Si está conformado por la totalidad de los análisis de la muestra

JR04-05 y por algunos análisis de las muestras JR04-09 y CH-8066, que tienen puntos en

ambos grupos, mientras que el resto de las muestras se concentra exclusivamente en el grupo

65

de bajo Si. Estos mismos grupos también son apreciados, aunque más difusamente, en los

gráficos AlT y Fe2+ vs Si. Los análisis de la muestra CH-2089 que no corresponden a anfíbolas

cálcicas no siguen ninguno de estos trends.

La proporción Fe3+:Fe2+ en anfíbolas cálcicas suele ser menor a 1:2 (Deer et al., 1997),

sin embargo, alrededor de un tercio de las anfíbolas analizadas supera esta proporción,

abarcando un rango entre 0,5 y 1,7. El análisis JR04-05 anf par11 posee un valor

extremadamente alto (~6) de esta proporción, además de presentar un bajo cierre en el

porcentaje de óxidos (~91,9), lo que podría estar indicando que el análisis tiene problemas

analíticos, lo que explicaría su comportamiento diferente en el conjunto de anfíbolas

pertenecientes a la muestra JR04-05.

Al igual que con respecto a la clasificación, los análisis realizados a bordes e interiores

de cristales de anfíbolas no presentan, en conjunto, diferencias significativas en lo que respecta

a los cationes principales. Los análisis realizados en zonas interiores de cristales de anfíbolas

se distribuyen en dos grupo, uno bajo y otro alto en Si. Si estos puntos se plotean junto con los

análisis realizados en bordes, esta agrupación se pierde, transformándose en un continuo,

dentro del cual los análisis de interiores se distribuyen en todo el rango. El único caso en que

esto no se cumple es el caso del Mg, en el que los análisis pertenecientes a interiores de

cristales se sitúan en la mitad superior de este rango.

Entre los análisis realizados en distintas zonas dentro de un mismo cristal de anfíbola,

un caso importante es el conformado por los analisis CH-8071 anf39, anf40 y anf41, ya que

éstos representan un perfíl realizado dentro de una anfíbola de gran tamaño perteneciente a un

enclave, a la que se observa claramente zonación óptica, por lo que sus resultados deberían

ser significativos. Con respecto a estos análisis, se observa un aumento hacia el centro en el

contenido de Mg y una disminución hacia el centro del contenido de AlT y Na (Figura 28),

tendencias que se observan también en algunos de los análisis centro-borde estudiados.

66

Figura 27: Diagramas de variación binarios de elementos mayores y relaciones elementales de las anfíbolas de cada muestra. Todos los datos en a.p.f.u. Simbología en la Figura 24.

0,0

0,1

0,1

0,2

0,2

0,3

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Ti

1,6

2,0

2,4

2,8

3,2

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Mg

0,00

0,03

0,06

0,09

0,12

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Mn

1,3

1,5

1,7

1,9

2,1

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Ca

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Na

0,00

0,10

0,20

0,30

0,40

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

K

0,36

0,47

0,58

0,69

0,80

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Mg/

(Mg+

Fe

)

0,0

0,6

1,2

1,8

2,4

3,0

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

SiFe

0,0

0,6

1,2

1,8

2,4

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Fe

0,5

0,9

1,3

1,7

2,1

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Al

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

0,3 0,7 1,1 1,5 1,9

AlAl

IV

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Al

67

Figura 28: Diagramas de variación binarios de elementos mayores y relaciones

elementales de distintos sectores dentro de las anfíbolas. Todos los datos en a.p.f.u. Simbología en la Figura 26.

4.5.5 Intercambios químicos

Los principales mecanismos de sustitución en anfíbolas cálcicas son representados por

los siguientes vectores de intercambio:

1) sustitución edenítica: (Na+K)A + AlIV ↔ □ + Si

2) sustitución tschermakítica: AlIV + AlVI ↔ MgC + Si

3) sustitución ferro-tschermakítica: Fe3+ + AlIV ↔ MgC + Si

4) sustitución Ti-tschermakítica: Ti + 2AlIV ↔ MgC + 2Si

Estos intercambios son evaluados en diagramas bimodales para las anfíbolas

estudiadas en la Figura 29. En esta figura se aprecia que tomando el conjunto de muestras, los

intercambios edenítico (Figura 29a), tschermakítico (Figura 29b) y Ti-tschermakítico (Figura

29d) son importantes en las anfíbolas analizadas, no asi el intercambio ferro-tschermakítico

(Figura 29c), donde los puntos se encuentran muy dispersos y siguen sólo muy levemente este

vector de intercambio.

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

Na

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,5 0,9 1,3 1,7 2,1

Al

Mg/

(Mg+

Fe )

T

68

Figura 29: a) Sustitución edenítica; b) Sustitución tschermakítica; c) Sustitución ferro-tschermakítica;

d) Sustitución Ti-tschermakítica. En linea sólida se grafican los vectores sustitución con valores ideales y en linea punteada, con los valores reales de las muestras del Plutón Plomo.


En la Figura 29 en linea sólida se grafican los vectores sustitución representados por las

ecuaciones 1, 2, 3 y 4, para las cuales se utilizan los valores ideales entregados por la fórmula

general de las hornblendas (en sentido amplio). Los vectores sustitución se encuentran

desplazados del trend formado por los puntos y, en ocasiones, con una pendiente distinta. Por

otra parte, en linea punteada se representan las mismas ecuaciones, pero esta vez utilizando

los valores reales obtenidos de los análisis de las muestras del Plutón Plomo. Estos “vectores

reales” coinciden casi perfectamente con los puntos, lo cual no es un resultado esperable de

0,0

0,7

1,4

2,1

2,8

6,0 6,4 6,8 7,2 7,6

Si

(Na+

K)

+AlI

VA

a)

8

9

10

11

12

0,5 1,0 1,5 2,0 2,5

Al + Al

Mg

+ S

i

IV VI

C

b)

8,0

9,0

10,0

11,0

12,0

0,0 0,7 1,4 2,1 2,8 3,5

Fe + Al

Mg

+ S

i

3+ IV

C

c)

12

14

16

18

20

0,5 1,2 1,9 2,6 3,3 4,0

Ti + 2Al

Mg

+ 2

Si

IV

Cd)

69

antemano, puesto que si hubieran otros intercambios conjugados, el vector por si solo no

representaria el trend de los puntos. Luego, esta linea permite concluir que estos intercambios

explican por si solos los cambios composicionales encontrados en las anfíbolas del Plutón

Plomo. La diferencia principal entre los vectores en la Figura 29a se debe a la consideración de

los contenidos de Na y K en el sitio A. En las Figuras 27b y 27c la discrepancia radica en los

distintos rangos de contenido catiónico considerados de forma ideal en contraposición a la real.

Las pendientes de los “vectores reales” en las Figuras 27b y 27d, se ajustarían más a la de los

puntos, si se considerara el acoplamiento de otras sustituciones tipo tschermakítico en el sitio

octahedral de la anfíbola, para la primera, y el acoplamiento Ti-Mg para la segunda,

obteniéndose expresiones más complejas para estos intercambios, como los sugeridos por

Schmidt (1992).

Si las anfíbolas son estudiadas separadamente por muestras, se encuentra que el

intercambio edenítico no está claramente definido para las muestras CH-8071 y CH-2125. El

intercambio tschermakítico sólo se encuentra claramente expresado en las anfíbolas de las

muestras JR04-09, CH-8066 y CH-2089. El vector de sustitución ferro-tschermakítico sólo se

reconoce claramente en las anfíbolas de la muestra JR04-05. El vector de intercambio Ti-

tschermakítico es el mejor representado por todas las muestras, siendo la muestra CH-8071 la

única que no lo presenta claramente.

4.5.6 Geotermobarometría

En granitoides calcoalcalinos el componente máfico más común es la hornblenda (en

sentido amplio), que presenta variaciones en su composición según la presión, la temperatura,

la composición de la roca y la fugacidad de oxígeno.

El amplio rango composicional y abundancia en que se presenta, junto con su

dependencia con las variables anteriores, convierten a las anfíbolas en un indicador de las

variables intensivas en magmas graníticos, ayudando a dilucidar la historia de cristalización y

transformación subsólidus del magma. Sin embargo, la complejidad de la estructura cristalina

de la anfíbola puede dificultar este trabajo.

Muchos estudios se han realizado en torno a los factores que controlan la composición

de las anfíbolas, los que delimitaban las variables de presión y temperatura dentro del sistema,

70

pero sin lograr restringirlo lo suficiente como para utilizar la composición de las anfíbolas para

estimar alguna de estas variables.

Sin embargo, algunos autores han encontrado suficientes restricciones en sistemas

calcoalcalinos como para poder utilizar la composición de las anfíbolas como indicador de

presión de solidificación.

Hammarstrom y Zen (1986) utilizan una serie de datos de granitoides calcoalcalinos para

distinguir los efectos de presión, temperatura y fugacidad de oxígeno en la composición de las

anfíbolas. Las anfíbolas en todas las rocas estudiadas son cálcicas, pero presentan diferencias

en su contenido de Al. En este trabajo se intenta demostrar que las variaciones en la actividad

de Al en magmas calcoalcalinos tiene como factor dominante la presión, de manera que es

posible usar este parámetro como geobarómetro. Las rocas estudiadas cumplían con las

siguientes características:

- Poseen la asociación mineralógica: plagioclasa (andesina a oligoclasa), feldespato potásico,

biotita, hornblenda, esfeno, cuarzo, apatito, y magnetita o ilmenita.

- La fugacidad de oxígeno se encuentra entre los buffers nickel-bunsenita y hematita-magnetita,

correspondiente a condiciones relativamente oxidantes.

- La temperatura es estimada entre 700º y 900º C, considerado un rango normal para magmas

hidratados de composición tonalítica a granodiorítica.

- Las rocas se presentan en un grupo de alta presión (~ 8 kbar) y otro de baja presión (1-2

kbar). Se asume que la temperatura de consolidación del plutón corresponde a la temperatura

de cristalización de la hornblenda, al menos para los bordes de ésta en equilibrio con cuarzo.

Las fórmulas estructurales de las hornblendas son calculadas en base a 23 O y el

contenido total de Fe como FeO. Se utiliza el límite propuesto por Leake (1971) de Si ≤ 7,5

a.p.f.u. para anfíbolas ígneas, y se restringe el contenido de Ca a ≥1,6 a.p.f.u., para asegurar

composiciones que representen cristalización magmática y no procesos posteriores de

alteración. Se descartan hornblendas con alteración subsólidus y exsolución, pero hornblendas

parcialmente reabsorbidas y con textura zonada o de parches son utilizadas.

Con estas condiciones, en el sistema conformado por tres grados de libertad (presión,

temperatura y fugacidad de oxígeno), se restringe la temperatura a la cercana al sólidus, y se

71

fija la fugacidad de oxígeno en base a la asociación mineralógica, resultando en un sistema

donde la presión es la única variable.

La composición de las rocas estudiadas que cumplen con estas condiciones, cae dentro

de una línea en un diagrama AlT/AlIV de ecuación AlIV=0,15+0,69AlT, r2 = 0,97. Se encontró

además que el AlIV tiene una correlación positiva con la temperatura, sugiriéndose un aumento

de 100 grados para un incremento del orden de ~0,3 cationes de AlIV. Sin embargo, a pesar de

introducir el efecto de la temperatura en el contenido de AlIV, todavía se obtiene una diferencia

de AlT entre los grupos de alta y baja presión. Además, para las condiciones establecidas, las

diferencias de composición no reflejan simples diferencias de temperatura.

Mediante una regresión entre AlT y presión, se obtiene la correlación:

P (± 3 kbar) = -3,92 + 5,03AlT, r2 = 0,80

Este geobarómetro empírico establece un límite inferior AlT = 0,79, bajo el cual se

obtienen presiones negativas, y no establece límite superior. Se sugiere utilizar el geobarómetro

para condiciones de baja a moderada presión.

Hollister et al. (1987) probaron el geobarómetro propuesto por Hammarstrom y Zen

(1986) en anfíbolas de plutones cuya presión se encontraba en el rango 2 - 8 kbar. Los autores

confirmaron la relación lineal entre el contenido de Al en la hornblenda y la presión, aunque la

ecuación difiere un poco de la propuesta por Hammarstrom y Zen (1986). Esta diferencia se

atribuye principalmente a que la mayoría de los datos utilizados por estos autores pertenecían a

muestras que cristalizaron a 2 y 8 kbar. En este nuevo trabajo se introducen datos de presiones

intermedias, y se reduce el error a ± 1 kbar. El geobarómetro empírico propuesto queda

representado por:

P (± 1 kbar) = -4,76 + 5,64AlT, r2 = 0,97

Para la aplicación del geobarómetro se deben cumplir una serie de condiciones, las que

introducen suficientes restricciones en el proceso de solidificación de plutones calcoalcalinos,

para que el contenido de Al en la hornblenda sea función principalmente de la presión:

72

- Cuarzo, plagioclasa, hornblenda, biotita, ortoclasa, titanita y magnetita deben cristalizar juntos

desde el fundido. La composición del borde de la plagioclasa debe encontrarse dentro del

rango ~An25 y An35. Esto restringe composicionalmente el sistema, además de fijar la

fugacidad de oxígeno.

- Sólo las composiciones del borde de las hornblendas deben ser usadas, ya que representan la

fracción cristalizada con el último residuo de fundido. Esta condición es necesaria para limitar

la temperatura final a un rango estrecho.

- La presión debe ser superior a 2 kbar. Esta condición también resulta en una restricción de la

temperatura final, ya que sobre 2 kbar la temperatura de cristalización de plutones

calcoalcalinos varía muy poco, no así bajo este valor, dificultándose la separación del efecto

de la temperatura del de la presión.

En el trabajo de Johnson y Rutherford (1989), en el que se determinan

experimentalmente las condiciones de la cámara magmática de la Toba Fish Canyon, se

prueban los geobarómetros anteriores propuestos, con los datos obtenidos en su estudio, que

cumplen los requerimientos, y que se encuentran dentro del rango 2 - 5 kbar. La relación lineal

entre AlT y presión se comprueba, pero se obtiene una ecuación diferente, de mayor precisión

para el rango de presión señalado:

P (± 0,5 kbar) = -3,29 + 4,09AlT, r2 = 0,96

Schmidt (1992) calibra experimentalmente el barómetro de Al en hornblenda bajo

condiciones de saturación de agua, ya que se produce saturación de fluido en el sólidus, en los

rangos de presión y temperatura, 2,5 - 13 kbar y 655º - 700º CC, respectivamente, obteniendo

un resultado que se correlaciona bien con los obtenidos anteriormente de forma empírica:

P (± 0,6 kbar) = -3,01 + 4,76AlT, r2 = 0,99

Sobre los 13 kbar, la biotita y la ortoclasa no son estables, por lo que el buffer asociado

a la asociación de minerales requeridos no se cumple, resultando en variaciones significativas

en la composición de las anfíbolas con respecto al encontrado en el rango 2,5-13 kbar. El

cálculo de Fe3+ se realiza utilizando el factor 13eCNK, a diferencia de los trabajos anteriores, en

los que se consideraba FeOT como FeO.

73

También, en función de la composición de las anfíbolas junto con el de las plagioclasas,

Blundy y Holland (1990) construyeron un geotermómetro en base a una evaluación

termodinámica semiempírica de datos experimentales de rocas con anfíbolas y plagioclasas.

La sustitución edenítica es principalmente una función de la temperatura. Esta reacción

puede escribirse en forma de dos reacciones, que se presentan combinadas en las anfíbolas:

1) edenita + 4cuarzo = tremolita + albita

2) pargasita + 4cuarzo = hornblenda + albita

Blundy y Holland (1990) utilizan los datos de anfíbolas sintéticas para calibrar la

termodinámica de ambas reacciones en anfíbolas que coexisten con plagioclasa. Para esto

utilizan tres modelos de actividad de anfíbolas. El modelo 1 asume que existen 6 grupos de

sitios de los cuales la actividad de cada miembros composicionales finales pueden derivarse:

los sitios M1 y M3 se asumen equivalentes, la mezcla Al-Si es confinada al sitio T1. Si se

considera que el NaA es completamente fijado por el AlT1, se puede omitir el término del sitio A,

obteniéndose el modelo 2. Por otra parte, si se considera que el Al ocupa sólo los sitios T1A, se

obtiene el modelo 3. Estos tres modelos pueden ser usados para calibrar las reacciones 1 y 2,

escribiendo las relaciones de equilibrio de la forma –ΔG° = RTlnK para cada reacción. Para las

anfíbolas, los coeficientes estequiométricos idénticos a ambos lados de las reacciones permite

cancelar la mayoría de los términos de actividad de sitios, mientras que para las plagioclasas se

encontró, basado en datos de plagioclasas naturales, que el término lnK es insensible a la

composición de la plagioclasa con XAn < 0,5, mientras que para composiciones más cálcicas se

encontró una función cuadrática. La actividad del cuarzo se asume como 1. Con esto, se puede

calcular la constante de equilibrio K para cada modelo y cada reacción. La expresión para el

equilibrio termodinámico es:

RTlnK ≈ ΔH1bar – TΔS1bar + PΔV1bar + RTlnγab

donde R es la constante de los gases (0,0083143 kJK-1). Utilizando los valores calculados de

lnK e introduciéndolos en una ecuación de la forma:

KRST

lnYVPH

−Δ+Δ+Δ

=

74

utilizando un método de mínimos cuadrados no lineal, se obtienen los valores de las incógnitas

para cada reacción. La desviación estandar σ de cada modelo indica que el modelo 2 se ajusta

mejor, por lo que es el escogido como geotermómetro para datos saturados en sílice. Utilizando

el valor de K obtenido para el modelo 2, reacción 2, se obtiene la expresión para el

geotermómetro, que representa a las reacciones 1 y 2:

KYPTln008314.00429.0

98.48677.0−−

+−= , con X

SiSi

K *)8()4(

−−

= plAb

Este geotermómetro posee un error de ±75°C (2σ) en el rango de temperatura 500°-

1100°C, para rocas saturadas en sílice, con un contenido de Si en anfíbolas <7,8 a.p.f.u. y

plagioclasas menos cálcicas que An92. El valor de presión P es en kbar, T es en °K, el valor Y

que representa la no idealidad de las plagioclasas, con Y=0 cuando XAb>0,5 y Y=-8,06+25,5(1-

XAb)2 cuando XAb<0,5.

Ernst y Liu (1998) presentan un termobarómetro semicuantitativo, basado en el

contenido de Al y Ti de anfíbolas cálcicas. Para construirlo, los autores construyeron un

diagrama P-T utilizando anfíbolas sintetizadas desde un MORB natural, bajo condiciones de

presión y temperatura en el rango 650°-950°C y 0,8-2,2 GPa, con fugacidad de oxígeno

controlada por el buffer fayalita-magnetita-cuarzo, con Pfluido acuoso = Ptotal, y que coexistieran con

fases ricas en Al (granate, omfacita o plagioclasa cálcica) y ricas en Ti (ilmenita, rutilo o titanita).

Estos datos se combinaron con otros obtenidos de la literatura de anfíbolas cálcicas

sintetizadas desde MORBs, de similares características, para aumentar el rango P-T a 0,0-2,2

GPa y 450°-1050°C.

Los contenidos de Al2O3 y TiO2 de las anfíbolas cálcicas sintetizadas a determinadas

condiciones P-T, fueron ploteados en el diagrama P-T, lo que permitió observar que el

contenido de AlT en anfíbolas cálcicas aumenta con la presión y la temperatura, mientras que el

contenido de TiO2 aumenta con la temperatura y es casi independiente de la presión,

correlacionándose con esta de forma ligeramente negativa. Al dibujar curvas de igual contenido

de Al2O3 con curvas de igual contenido de TiO2 en el gráfico, se obtiene el termobarómetro

semicuantitativo de anfíbolas cálcicas, especialmente aplicable a condiciones de presión de

hasta ~1,2 GPa y de temperatura subsólidus. Durante enfriamiento lento, las anfíbolas cálcicas

75

pueden exsolver el Ti en forma de rutilo, titanita y/o ilmenita, no así el Al, por lo que el

termobarómetro debe ser aplicado con cuidado en especimenes inhomogéneos.

El Plutón Plomo cumple con las condiciones indicadas para el geobarómetro de Al en

hornblenda y el geotermómetro de anfíbola-plagioclasa: las muestras corresponden a

granodioritas y tonalitas con evidencias texturales de co-cristalización en las últimas etapas de

solidificación del plutón, de plagioclasa, feldespato potásico, biotita, hornblenda, esfeno, cuarzo

y óxidos de hierro o hierro-titanio. En cuanto a la composición de las plagioclasas, la mayoría de

los análisis realizados arrojan una composición entre andesina y oligoclasa. Asi mismo, la

composición cálcica de las anfíbolas del Plutón Plomo, permiten aplicar el termobarómetro

semicuantitativo de Al y Ti en anfíbola de Ernst y Liu (1998).

En la Tabla 6 se presentan los resultados obtenidos de la aplicación del geobarómetro

de Al en hornblenda, en las distintas calibraciones antes expuestas, y del geotermómetro de

anfíbola-plagioclasa, a los análisis realizados a bordes de anfíbolas del Plutón Plomo. Los

resultados presentados corresponden a los valores promedio de los análisis realizados para

cada muestra, los que son detallados en el Anexo 4. En esta tabla se indica también la posición

dentro del plutón (techo o base) en la que se encuentra la muestra indicada.

Tabla 6: Resultados de presión y temperatura para muestras del Plutón Plomo. Las distintas calibraciones

de geotermómetros corresponden a: P1 – Hammarstrom y Zen (1986); P2 – Hollister et al. (1987); P3 – Johnson y Rutherford (1989); P4 - Schmidt (1992). El geotermómetro aplicado utilizando la presión P4 fue

el de Blundy y Holland (1990). Los resultados corresponden al valor promedio de cada muestra.

Muestra Ubicación P1(± 3kb) P2(± 1kb) P3(± 0,5kb) P4(± 0,6kb) T (± 75°C)

CH-2089 Techo 3,0 2,9 2,3 3,5 777,2 CH-2125 Techo 3,5 3,6 2,8 4,1 767,3 CH-8071 Techo 4,2 4,3 3,3 4,6 686,9 CH-8066 Base 3,5 3,5 2,7 4,0 729,7 JR04-05 Base 0,9 0,6 0,6 1,5 705,7 JR04-09 Base 2,5 2,5 1,9 3,1 717,3 JR04-10 Base 3,1 3,1 2,4 3,6 691,3

76

Los resultados obtenidos con respecto a la presión y temperatura no son homogéneos,

presentándo valores dentro del rango 1,5 – 4,6 kbar, según el geobarómetro de Schmidt (1992).

En los resultados presentados en la Tabla 6, se puede observar una tendencia hacia mayores

temperaturas y presiones en las muestras tomadas en el techo del afloramiento con respecto a

las tomadas en la base de éste.

Las muestras CH-8066 y JR04-10 presentan valores de presión y temperatura mayores

al del resto de las muestras pertenecientes a la base de los afloramientos. Sin embargo, la

muestra CH-8066 se presenta fuertemente alterada y, posiblemente, las anfíbolas de ésta

poseen un reemplazo importante a anfíbolas secundarias, por lo que no deberían considerarse

las presiones calculadas asociadas a esta muestra como presiones de cristalización del

magma. Por otro lado, la muestra JR04-10 corresponde a análisis realizados en anfíbolas

primarias pertenecientes a enclaves, por lo cual, también pudiera no ser representativa de la

cristalización del Plutón Plomo. En consideración de lo anterior, los resultados obtenidos por

estas muestras pueden ser descartados, en cuyo caso, la tendencia mencionada en el párrafo

anterior se hace más clara, con un grupo de presión (~ >3,5 kbar) y alta temperatura (~ >767°C,

descartando el valor de la muestra CH-8071 por corresponder a un dato y, por lo tanto, no ser

representativo), y otro de baja presión (~ <3,1 kbar) y baja temperatura (~ <717°C).

La aplicación del termobarómetro de Ernst y Liu (1998) no aporta mayor información a la

obtenida con el uso de los geobarómetros y geotermómetros anteriores. En la Figura 30 se

observa que los contenidos de TiO2 y Al2O3 de las anfíbolas cálcicas del Plutón Plomo

presentan una alta dispersión, por lo que los rangos de presión y temperatura obtenidos son

muy amplios: ~ 570° - 840°C y ~ 0 - 7,6 kbar (0,76 GPa), con una mayor concentración de datos

aproximadamente entre los 700° - 770°C y 0,4 - 3,5 kbar. No se plotearon los datos con TiO2 <

0,5 %wt, ya que el termobarómetro no está bien definido bajo este valor y, además, se

excluyeron datos que quedaban fuera del campo del gráfico.

El termobarómetro de Ernst y Liu (1998) no restringe el uso de la composición de las

anfíbolas al borde de los cristales, por lo que en su aplicación se utilizaron todos los datos de

anfíbolas, y en la Figura 30 se indica la posición dentro del cristal del dato. Con respecto a lo

anterior, destaca que los análisis realizados en interiores y centros de cristales de anfíbola, se

agrupan en torno al rango de temperatura 700°-800°C y, en menor medida, en torno a los

600°C, alcanzando casi todo el rango abarcado por los datos de bordes de cristales de anfíbola.

77

Con relación a la presión, el rango abarcado por los análisis de interiores y centros es mucho

más estrecho, aproximadamente entre 0,4 y 2,5 kbar. Estos rangos de presión y temperatura

definidos por los datos de interior y centro de cristales son similares a los de mayor

concentración de datos de los análisis de borde de cristales y a los definidos por la aplicación

de los geobarómetros y geotermómetros anteriores, por lo que vendrían a corroborar sus

resultados.

Figura 30: Aplicación de termobarómetro semicuantitativo de contenido de Al2O3 y TiO2 para anfíbolas

cálcicas del Plutón Plomo. Tomado de Ernst y Liu (1998). Simbología en Figura 26.

Por otra parte, la observación microscópica de muestras pertenecientes a la aureola

metamórfica del Plutón Plomo (sección 3.7), tomadas en afloramientos al nivel del lago,

permitieron definir la asociación mineralógica producida debido a la intrusión de éste, definiendo

la facies a la que pertenecen y delimitando, de esta forma sus condiciones de presión y

temperatura de formación. La facies corresponde a hornfels de hornblenda, indicativa de

condiciones de baja presión (~ <3 kbar) y media a alta temperatura (~ 450° – 700°C). Estos

resultados se aproximan a los obtenidos para las muestras tomadas en la base del

afloramiento, correspondienes al grupo de baja P y T, no asi con las muestras tomadas en el

techo del afloramiento, correspondientes al grupo de alta P y T, las cuales poseen presiones

mayores a los definidos por esta facies.

78

CAPÍTULO 5 GEOQUÍMICA

5.1 Generalidades

Los análisis geoquímicos entregan información sobre el contenido de elementos

mayores y trazas de las muestras. Estos datos sirven para caracterizar geoquímicamente la

roca y para obtener cierta información sobre el origen y evolución del magma desde el que se

formó. Los elementos mayores y traza están inicialmente determinados por el tipo y grado de

fusión parcial en la fuente, pudiendo ser modificados posteriormente en la evolución de magma.

Los elementos mayores son aquellos que se encuentran en la roca con una abundancia

mayor al 0,1% en peso. En sistemas magmáticos normales son considerados elementos

mayores los siguientes diez elementos, presentados en forma de óxidos: SiO2,TiO2, Al2O3, FeO,

MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O y P2O5.

Los elementos traza se definen como aquellos que se encuentran en un porcentaje

menor al 0,1% en peso en la roca, y son estudiados en grupos de similar comportamiento

químico. Uno de estos grupos lo componen las tierras raras (REE), los que comprenden los

elementos de número atómico 57 (La) a 71 (Lu). Son comúnmente trivalentes, aunque Eu2+ y

Ce4+ también se encuentran naturalmente. Los iones trivalentes disminuyen su radio iónico con

el aumento del número atómico. En fluidos acuosos son generalmente insolubles y son

relativamente inmóviles durante metamorfismo de bajo grado, por lo que son una herramienta

útil en rocas que evidencien procesos secundarios. Otro grupo lo componen los metales de

transición, cuyos números atómicos van desde el 21 (Sc) hasta el 30 (Zn). Esta serie incluye

dos elementos mayores: Fe y Mn. Existen también otros elementos traza de importancia

geoquímica como Zr, Rb, Y, Nb, etc.

79

5.2 Caracterización geoquímica del Plutón Plomo

La caracterización geoquímica del Plutón Plomo, se realiza con los datos de 11

muestras (Anexo 5). De éstas, 9 corresponden al Plutón Plomo. La muestra JR04-09 fue

tomada cerca del límite norte de este intrusivo, y la muestra CH-745 fue tomada más al sur,

ambas en la costa oeste del Lago Bertrand. La muestra CH-8066 se tomó en el límite este del

intrusivo en la ribera sur del Lago Plomo, las muestras JR04-05 y CH-801 se tomaron cercanas

a la zona de contacto oeste con la roca de caja, en la ribera norte del Lago Plomo, y las

muestras JR04-08, CH-800, CH-806-1 y CH-8071 se tomaron de zonas centrales del intrusivo,

en la orilla sur del Lago Plomo. Las otras dos muestras corresponden a diques encontrados

dentro del intrusivo. La muestra CH-8066-3 corresponde a un dique félsico encontrado en el

contacto este del plutón, mientras que la muestra CH-8072 corresponde a un dique máfico

encontrado en la zona central del intrusivo, relativamente cercana al margen oeste de éste

(coordenadas y ubicación en la Tabla 1 y Figura 3). Las muestras del Plutón Plomo fueron

escogidas para representar los distintos sectores dentro del plutón, mientras que los diques

fueron muestreados debido a que, basado en su composición y mineralogía, se supone

representarían facciones más y menos evolucionadas, relacionadas genéticamente al intrusivo.

5.2.1 Clasificación

Las rocas ígneas pueden dividirse en dos grandes series: la seria alcalina y la

subalcalina. Dentro de la última, Le Maitre et al. (1989) propuso una subdivisión, basada en los

contenidos de SiO2 y K2O, delimitando los grupos Alto K, Medio K y Bajo K. Estos campos son

aproximadamente coincidentes con los definidos por Rickwood (1989) como serie calcoalcalina

alta en K, serie calcoalcalina y serie baja en K (toleítica), respectivamente. Utilizando el

diagrama SiO2 vs K2O (Figura 31a), se pueden clasificar las rocas del Plutón Plomo como

pertenecientes a la serie subalcalina de Alto y Medio K, distribuyéndose en la zona cercana al

límite entre estos grupos, mientras que los diques se encuentran en el grupo de Alto K.

El Al2O3 es el segundo constituyente en importancia en muchas rocas ígneas, por lo

tanto es útil en la clasificación de estas rocas, sobre todo en las más félsicas. El índice de

saturación de alúmina corresponde a la razón molar Al2O3/(K2O+Na2O+CaO), la cual diferencia

una composición saturada en alúmina o peraluminosa si su valor es >1, de una subsaturada, si

es <1, que puede corresponder a una composición metaluminosa, si el índice de alcalinidad

80

Al2O3/(K2O+Na2O)>1 o peralcalina, si es <1. El diagrama propuesto por Shand (1947) muestra

gráficamente esta clasificación (Figura 31b). En éste se observa que las rocas plotean en los

campos metaluminoso y peraluminoso. Dentro de este último, una de las muestras es

débilmente peraluminosa (índice de alúmina<1,1), mientras que la otra muestra es fuertemente

peraluminosa.

En rocas metaluminosas, la deficiencia de alúmina es acomodada en minerales como

hornblenda, biotita pobre en Al o titanita, mientras que el exceso de alúmina en rocas

peraluminosas se acomoda en minerales como muscovita, cordierita, silimanita, etc., pero

también puede acomodarse en biotitas ricas en Al (Best y Christiansen, 2001). La mineralogía

del Plutón Plomo es típica de composiciones metaluminosas, con hornblenda y biotita

relativamente pobre en Al2O3 (13,5-15,7 %wt), como minerales máficos primarios y titanita como

accesorio, no presentando ninguno de los minerales conocidos como peraluminosos.

El tercer diagrama de esta sección (Figura 31c) corresponde a un gráfico Y vs Nb de

discriminación de ambiente tectónico (Pearce et al., 1984). Existe una serie de diagramas de

discriminación tectonomagmática para rocas “graníticas”, los cuales usan como parámetros

elementos relativamente inmóviles en fases fluidas, como el Ti, Zr, Y, Yb, Nb y Ta, y otros

elementos comúnmente móviles, pero que en teoría su movilidad en rocas graníticas es mucho

menor. Estos elementos permanecerían estables bajo condiciones hidrotermales, metamorfismo

de medio o bajo grado y meteorización (Rollinson, 1993). Ya que los diagramas antes

mencionados son equivalentes, se utilizó como criterio en la elección, la disponibilidad de datos

geoquímicos de elementos traza. Las muestras ploteadas caen dentro del campo Granitos de

Arco Volcánico + Granitos Colisionales sintectónicos, por lo que su formación puede asociarse

a subducción.

81

Figura 31: Diagramas de clasificación para el Plutón Plomo. a) Subdivisión serie subalcalina (Le Maitre et al., 1989);

b) Diagrama de clasificación según índice de saturación de alúmina, ACNK = Al2O3/(CO+Na2O+K2O); ANK = Al2O3/(Na2O+K2O), expresados en moles.

Campos: 1) metaluminoso, 2) peralcalino, 3) peraluminoso; c) Diagrama de discriminación tectónica (Pearce et al., 1984)

Plutón Plomo

Dique Félsico

Dique Máfico

0

1

2

3

4

5

6

45 55 65 75 85

SiO

K O

2

2

Alto K

Medio K

Bajo K

a)

0.4

1.4

2.4

3.4

0.5 1.0 1.5 2.0

ACNKAN

K

31

2

b)

1

10

100

1000

1 10 100 1000

Y

Nb

WPG

VAG +syn-COLG

ORG

c)

82

5.2.2 Diagramas de variación

La manera más común de estudiar las variaciones químicas, dentro de un grupo de

muestras asociadas, es mediante los diagramas de variación, en los cuales se pueden

identificar diferentes patrones y correlaciones entre elementos. Comúnmente la variable

escogida para el eje x es el SiO2 por ser el principal constituyente en rocas ácidas y mostrar la

mayor variabilidad de contenido en las muestras.

En la Figura 32 se muestra el contenido de SiO2 ploteado contra los óxidos de los

elementos mayores. En éstos se observa una clara correlación negativa de la sílice con TiO2,

MnO, Fe2O3, FeO, MgO, CaO y P2O5. En el diagrama SiO2 vs Al2O3 se observa una alta

dispersión de datos con una inflexión alrededor de 60% de SiO2. El Na2O tiene datos dispersos,

lo que podría explicarse por la alta movilidad del Na. Por otra parte, el K2O es el único que

muestra una correlación positiva con la sílice (Figura 31a). Estos trends son generalmente

seguidos por los diques.

La Figura 33 presenta el contenido de elementos traza del Plutón Plomo vs SiO2. Aquí

se observa que existe empobrecimiento de algunos elementos compatibles, evidenciado por la

clara correlación negativa del SiO2 con el Co, V, Zn y Sc, mientras que el Ni presenta

contenidos relativamente constantes para el rango total de SiO2, y el Cr muestra una alta

dispersión de datos. Los elementos incompatibles Nb, Y, Zr y Hf presentan dispersión de datos,

y se aprecia cierto enriquecimiento en Ba y Sr, este último si se eliminan los datos de los

diques. Al igual que para los elementos mayores, en los casos en que se observa un claro trend

en los datos, éste es seguido por los diques asociados.

Para magmas de composición intermedia, los elementos Ni, Cr, V, Co y Sc son

fuertemente fraccionados por anfíbolas. El Ni, Cr y V son también fuertemente fraccionados por

magnetita, que controla también, aunque más débilmente, el Co y Sc. Considerando esto, se

podría indicar que las buenas correlaciones negativas del Co, Sc y V son producto de

fraccionamiento de anfíbola, y para el V, también debido al fraccionamiento de magnetita.

83

Figura 32: Diagramas de variación para elementos mayores del Plutón Plomo.


0.00

0.07

0.14

0.21

0.28

0.35

45 52 59 66 73 80

SiO

P O

2

25

0.0

2.0

4.0

6.0

8.0

45 52 59 66 73 80

SiO

CaO

2

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

5.0

45 52 59 66 73 80

SiO

Na O

2

2

0.0

2.5

5.0

7.5

10.0

45 52 59 66 73 80

SiO

FeO

2

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

45 52 59 66 73 80

SiO

Fe O

2

23

0

3

6

9

12

45 52 59 66 73 80

SiO

MgO

2

0.00

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

45 52 59 66 73 80

SiO

MnO

2

11

13

15

17

19

45 52 59 66 73 80

SiO

Al O

2

23

0.0

0.3

0.6

0.9

1.2

45 52 59 66 73 80

SiO

TiO

2

2

a) b) c)

d) e) f)

g) h) i)

84

Figura 33: Diagramas de variación para elementos traza del Plutón Plomo.


4.0

5.0

6.0

7.0

45 52 59 66 73 80

SiO2

Nb

SiO2

0

15

30

45

60

45 52 59 66 73 80

SiO2Y

SiO2

50

80

110

140

170

45 52 59 66 73 80

SiO2

Zr

SiO2

300

400

500

600

700

800

45 52 59 66 73 80

SiO2

Ba

SiO2

0

40

80

120

160

45 52 59 66 73 80

SiO2Ni

SiO2

0

7

14

21

28

35

45 52 59 66 73 80

SiO2

Co

SiO2

0

90

180

270

360

450

45 52 59 66 73 80

SiO2

Cr

SiO2

0

60

120

180

240

300

45 52 59 66 73 80

SiO2

V

SiO2

20

50

80

110

140

45 52 59 66 73 80

SiO2

Zn

SiO2

1.0

1.6

2.2

2.8

3.4

4.0

45 52 59 66 73 80

SiO2

Hf

SiO2

0

10

20

30

40

50

45 52 59 66 73 80

SiO2

Sc

SiO2

0

150

300

450

600

45 52 59 66 73 80

SiO2

Sr

SiO2

85

En la Figura 34 se presentan algunos diagramas de variación de REE vs SiO2. En la

Figura 34a se observa que el La presenta gran dispersión de datos, mientras que para el Yb

(Figura 34b), los valores corresponden a ~1,5 ppm para los distintos contenidos de SiO2, a

excepción de la muestra CH-8071 que presenta un contenido más alto (5,01 ppm). Finalmente,

la Figura 34c muestra el SiO2 vs Eu/Eu*. Aqui se observa que los datos se encuentran

alrededor de 1,0 para la razón Eu/Eu*, a excepción de una muestra del intrusivo con alto valor

(1,88) y una muestra de granito junto con la del dique félsico que presentan bajos valores

(~0,5).

En la Figura 35 se presenta un diagrama de variación que plotea el número de magnesio

de cada muestra contra el número de magnesio promedio de las anfíbolas de la muestra

correspondiente. El número de magnesio (Mg/(Mg+Fe2+)) es utilizado como índice de

fraccionamiento durante la evolución de una secuencia ígnea. Es también particularmente útil

como índice de fraccionamiento de cristales en basaltos, debido a que en éstos el número de

magnesio cambia marcadamente en las primeras etapas de cristalización, ya que las fases

ferromagnesianas que cristalizan poseen mayor número de magnesio que el líquido (Rollinson,

1993). Haciéndolo extensivo a líquidos intermedios, en la Figura 35 se puede ver la buena

correlación positiva entre el número de magnesio de las anfíbolas con respecto a las muestras

de las que fueron tomadas. Esta correlación indica que la composición de las anfíbolas está en

equilibrio con la composición del líquido desde el cual cristalizaron, ya que para muestras más

evolucionadas, es decir, con un menor número de magnesio, el número de magnesio de las

anfíbolas es también menor. Las anfíbolas poseen un número de magnesio ligeramente mayor

que el de la muestra que las contiene, resultado esperable debido a que su composición es más

máfica que la del liquido desde el que cristaliza. De este gráfico se puede además deducir que

la evolución del magma que generó al intrusivo está controlada por el fraccionamiento de

anfíbola.

86

Figura 34: Diagramas de variación para REE del Plutón Plomo.


Figura 35: Diagrama de variación del número de magnesio de cada muestra versus el número de

magnesio promedio de las anfíbolas de cada muestra. Las barras tienen un largo de 2σ.

0

8

16

24

32

40

45 52 59 66 73 80

SiO

La

SiO2

a)

0,0

1,5

3,0

4,5

6,0

45 52 59 66 73 80

SiOYb

SiO2

b)

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

45 52 59 66 73 80

SiO

Eu/E

u*

SiO2

c)

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0,35 0,40 0,45 0,50 0,55

#Mg Roca

#Mg

Anfíb

ola

JR04-05 (56,1 %SiO )

JR04-09 (63,7 %SiO )

CH-8066 (65,9 %SiO )

CH-8071 (53,6 %SiO )2

2

2

2

87

5.2.3 Diagramas normalizados de REE y multielementos

Las REE suelen presentarse en un diagrama de concentración versus número atómico,

en el cual las concentraciones están normalizadas a un valor de referencia, que suele ser la

composición de condritos C1 o un valor promedio de condritos. La Figura 36a muestra los

contenidos de REE del Plutón Plomo normalizados al condrito C1, con los valores de

normalización entregados por Sun y McDonough (1989). El patrón de REE de una roca es

controlado por la química de REE de la fuente y el equilibrio cristal-fundido que tuvo lugar

durante su evolución (Rollinson, 1993). El Plutón Plomo muestra un enriquecimiento relativo de

LREE con respecto a las HREE, con una razón (La/Yb)N = 4,10 - 12,07, la cual, en términos

generales, es mayor a mayores contenidos de SiO2 en la muestra. Sólo destacan ciertas

diferencias en los contenidos de algunos REE. En general las rocas no presentan anomalía de

Eu, a excepción de la muestra CH-8071 que posee una pequeña anomalía negativa en Eu

(Eu/Eu*=0,53), y la muestra JR04-08 presenta una pequeña anomalía positiva en Eu

(Eu/Eu*=1,88) y negativa de Sm. El dique máfico presenta un patrón plano de enriquecimiento

relativo en LREE, coincidente con el de algunas de las rocas del Plutón Plomo, mientras que el

dique félsico presenta la mayor anomalía negativa de Eu del conjunto de muestras

(Eu/Eu*=0,50). El Eu es compatible con feldespatos, por lo que una anomalía negativa de este

elemento indicaría un fraccionamiento de estos minerales o su retención en la fuente durante

fusión parcial. Con este razonamiento, una anomalía positiva de Eu podría indicar una

acumulación de plagioclasa, pero por otro lado, el Eu es controlado más débilmente por

hornblenda, de forma inversa a los feldespatos, lo que también podría contribuir a la ausencia o

tendencia levemente positiva de anomalía de Eu. Por otro lado, el empobrecimiento en HREE

no es suficientemente fuerte como para ser indicativo de granate en la fuente.

Los diagramas multielementos son una extensión de los diagramas de REE, en los que

se añaden elementos traza incompatibles a una mineralogía mantélica. Estos elementos

pueden ser normalizados con la composición estimada del manto primordial, con la composición

de los meteoritos condríticos o con la composición del MORB. Esta última es preferida para

rocas corticales y basaltos y andesitas evolucionadas (Rollinson, 1993). En la Figura 36b se

muestra el diagrama multielementos para el Plutón Plomo y los diques félsicos y máfico,

normalizado al MORB, propuesto por Pearce (1983). En este diagrama se utilizan dos

parámetros. El primero es el potencial iónico, usado como medida de la movilidad de un

elemento en un medio acuoso: los elementos con bajo (<3) y alto potencial iónico (>12) son

88

móviles. El segundo parámetro es el coeficiente de distribución de los elementos entre lherzolita

de granate y el fundido, usado como medida de incompatibilidad en fundido parcial de bajo

grado de fusión. Los elementos se ordenan de la siguiente manera: a la derecha se localizan los

elementos inmóviles y a la izquierda los móviles. Los elementos inmóviles se ordenan de

derecha a izquierda en orden creciente de incompatibilidad, mientras que los elementos móviles

muestran valores decrecientes de incompatibilidad hacia la derecha.

La Figura 36b muestra un patrón con enriquecimiento en elementos móviles, más un

enriquecimiento leve relativo de los elementos inmóviles de mayor incompatibilidad con

respecto a los de menor incompatibilidad, con pequeños peaks de Ce y Sm. En la mayoría de

las muestras destacan anomalía negativa de P2O5, el empobrecimiento en Sr y anomalía

negativa de TiO2 y Nb, lo que podría estar controlado por fraccionamiento de apatito,

fraccionamiento de plagioclasa, y por fraccionamiento de ilmenita y/o rutilo, respectivamente,

aunque el Nb puede ser también indicador de contaminación cortical. Con respecto a esto, el

patrón mostrado es típicamente cortical (Wilson, 1989; Rollinson, 1993). Comparándolos con los

valores presentados como representativos de corteza superior y corteza inferior (en Rollinson,

1993), el Plutón Plomo y los diques asociados mostrarían una signatura de elementos traza

más cercana a la de la corteza superior, a excepción del bajo contenido de NbN, más cercano al

indicado para la corteza inferior. El enriquecimiento en elementos móviles puede interpretarse

como producto de la acción de fluidos acuosos, pero también indicativo de contaminación

cortical.

Los diques siguen el patrón formado por las muestras del Plutón Plomo, destacándose el

hecho que con respecto a los valores normalizados de Sr, P2O5, TiO2, Sc y Cr, los diques félsico

y máfico, representan, aproximadamente, los límites inferior y superior, respectivamente, del

rango abarcado por el Plutón Plomo para esos elementos. La situación contraria se da con

respecto al K2O, elemento en el que junto con el Ba el dique félsico se encuentra más

enriquecido que el conjunto.

89

Figura 36: a) Diagrama de REE para el Plutón Plomo y diques asociados, valores de normalización de Sun y McDonough (1989); b) Diagrama multielementos para el Plutón Plomo y diques asociados, valores

de normalización de Pearce (1983). Simbología en Figura 31.

1

10

100

1000R

oca/

Cond

rito

La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Ho Er Yb Lu

a)

0

0

1

10

100

Roca

/MO

RB

0.1

0.01Sr K2O Ba Th Nb Ce P2O5 Zr Hf Sm TiO2 Y Yb Sc Cr

b)

90

5.2.4 Geotermómetro de saturación del circón

Una posibilidad adicional que permite el análisis químico de las muestras del Plutón

Plomo es la aplicación del geotermómetro de saturación del circón.

El comportamiento del circón en los sistemas magmáticos ha sido largamente estudiado

debido a que posee características que lo convierten en un mineral de interés en estudios

geoquímicos. Así por ejemplo, el ser un mineral accesorio común en rocas plutónicas

intermedias a félsicas hace posible su estudio en una gran variedad de tipos de magmas. Por

otro lado, el ser portador de elementos de elementos traza de interés geocronológico le confiere

importancia en este campo. Por último, su capacidad de sobrevivir a eventos de fusión cortical,

pudiendo ser transportado en el magma como granos preexistentes (circones heredados), lo

que sugiere saturación en la fuente, permite hacer inferencias sobre la temperatura a la cual el

fundido fue generado en la corteza.

Watson y Harrison (1983) en su trabajo sobre la solubilidad del circón, realizaron

experimentos en fundidos hidratados de composición intermedia a félsica, en el rango de

temperatura 750º - 1020ºC, definiendo la saturación del circón en fundidos corticales como una

función de la temperatura y la composición, y no de otras variables importantes en la

generación de fundidos corticales como la presión y el contenido de agua, los que mostraron

experimentalmente una influencia mínima en la solubilidad del circón. En el caso del agua, esta

independencia se presenta sobre el 1,5 – 2%, lo que concuerda con las condiciones de la

corteza. El modelo de solubilidad del circón obtenido por Watson y Harrison (1983) es el

siguiente:

lnDZr,circón/fundido = (-3,80 – (0.85(M – 1))) + 12900/T

donde DZr,circón/melt es la solubilidad del circón (razón entre la concentración de Zr en el circón en

ppm y el contenido de Zr en el fundido), M es la razón catiónica (Na+K+2Ca)/(Al*Si), y T es la

temperatura en K.

Posteriormente Miller et al. (2003) realizaron un trabajo donde estudiaron el significado

de la temperatura de saturación del circón (TZr). Los valores de TZr se obtuvieron utilizando el

91

geotermómetro de circón, el cual corresponde a un reordenamiento de la ecuación entregada

por Watson y Harrison (1983):

TZr = 12900/(2,95 + 0,85M + ln(496000/Zrfundido))

donde 496000 corresponde al contenido aproximado de Zr en el circón, expresado en ppm.

Este geotermómetro se puede aplicar a la mayoría de los magmas intermedios a félsicos en la

corteza, siempre que éstos estén saturados en circón.

Los autores estudiaron una serie de granitos peraluminosos y metaluminosos,

trondhjemitas, tonalitas y granodioritas, los que fueron divididos en intrusiones ricas en circones

heredados, definidas como aquellas con más del 10% de los circones heredados, y pobres en

herencia, correspondientes a las intrusiones libres o con menos del 10% de circones

heredados. La primera observación realizada fue que las intrusiones ricas en herencia poseían

contenidos menores de Zr (~80-150 ppm) que las pobres en herencia (~200-800 ppm). Esta

característica tiene como implicancia que los primeros obtienen TZr menores (<800ºC) que los

segundos (>800ºC). Estos resultados llevan a Miller et al. (2003) a definir dos clases de

granitoides, a los que denomina “granitos fríos” y “granitos calientes”, según si el TZr asociado

es menor o mayor a 800ºC, respectivamente.

Los autores interpretaron TZr como una estimación mínima de la temperatura si el

magma estaba subsaturado, y máxima si estaba saturado. Indican, además, que para plutones

con abundantes circones heredados, TZr representaría una herramienta para estimar la

temperatura inicial del magma en la fuente. Miller et al. (2003) concluyen que los resultados

obtenidos indican la existencia de dos tipos de granitoides, los cuales difieren en su temperatura

de generación, y que la existencia de éstos sugiere la existencia de mecanismos distintos de

generación, transporte y emplazamiento de magma. Por una parte, el granito caliente requiere

de una fuente de calor para su generación, mientras que el frío necesita una fuente de agua que

le proporcione la cantidad necesaria para la obtención de fundidos félsicos a temperaturas

inferiores a 800ºC. El modelo propuesto por estos autores es el siguiente: los granitos fríos se

formarían en ambientes tectónicos donde no necesariamente se alcanzan grandes

temperaturas, pero donde existe una fuente importante de agua, la cual, se sugiere, podría

corresponder a la deshidratación de secuencias sedimentarias o de silicatos máficos hidratados

en rocas ultramáficas. Esa suposición coincide con el ambiente de engrosamiento cortical en el

92

que todos los granitos fríos estudiados se emplazaron. Por otra parte, la fuente de calor que

probablemente se asocia a la formación de los granitos calientes, es explicada de forma más

simple mediante la intrusión de magma máfico, fácil de encontrar en sistemas extensionales,

ambiente tectónico bajo el cual la mayoría de los granitos calientes estudiados fueron

generados.

Las muestras del Plutón Plomo poseen contenidos de Zr en el rango 60 a 153 ppm,

coincidente con el rango encontrado para los intrusivos ricos en herencia. Con respecto a esto

último, se estudió la posibilidad de herencia en los circones pertenecientes a la muestra JR04-

05, datada mediante el método U-Pb, mediante al análisis en bordes y núcleos de cristales de

circón, obteniéndose edades concordantes en todos los casos. Esto fue interpretado como la no

existencia de circones heredados, sin embargo, esto no debe ser completamente descartado

considerando que el análisis se realizó en un número limitado de circones pertenecientes a una

sola muestra.

Los resultados de la aplicación del geotermómetro de circón en muestras del Plutón

Plomo son presentados en la Tabla 7. En ésta se observa que las temperaturas obtenidas se

encuentran dentro del rango 677,48º - 780,64ºC, clasificando dentro del grupo de granitos fríos

definidos por Miller et al. (2003).

Tabla 7: Resultados de temperatura obtenidos con el geotermómetro de saturación del circón

(Miller et al., 2003) para muestras del Plutón Plomo.

Muestra Si Al Ca Na K M Zr T (ºC) JR04-05 0,54 0,20 0,07 0,04 0,02 1,88 60 677 JR04-08 0,59 0,20 0,05 0,05 0,03 1,61 90 724 JR04-09 0,61 0,18 0,05 0,05 0,03 1,68 84 714 CH-8066 0,63 0,18 0,04 0,06 0,03 1,41 151 781 CH8071 0,51 0,18 0,06 0,06 0,03 2,30 111 696 CH-745 0,62 0,17 0,05 0,05 0,04 1,80 127 738 CH-800 0,61 0,18 0,06 0,04 0,03 1,70 109 733 CH-801 0,55 0,18 0,06 0,07 0,03 2,18 148 726

CH-806-1 0,55 0,16 0,06 0,08 0,03 2,52 153 706

93

5.3 Comparación química con rocas del Batolito Patagónico, Grupo Ibáñez y plutones satélite jurásicos de la Región de Aysén

En la siguiente sección se discute la relación geoquímica existente entre el Plutón Plomo

con otras rocas ígneas Jurásicas de la zona, agrupadas en los grupos Plutones Satélite

Jurásicos, BNP Jurásico y Grupo Ibáñez, y con rocas pertenecientes al BNP de edades

Mesozoica-Cenozoica, excluyendo el Jurásico.

Los datos composicionales utilizados del Grupo Ibáñez se tomaron de los trabajos de

Baker et al. (1981), Quiroz (2000) y Parada et al. (2001).

Del trabajo de Baker et al. (1981) se tomaron los datos de 3 andesitas y tres riolitas

pertenecientes al Grupo Ibáñez, tomadas al este y al norte de Puerto Ibáñez. En este trabajo,

las andesitas y, probablemente, las riolitas del Grupo Ibáñez serían producto de subducción en

el margen occidental del continente, situación que cambiaría hacía el este, donde el volcanismo

es mayoritariamente riolítico y el origen de éste estaría más relacionado a la fusión cortical

debido a la extensión en la zona de trasarco.

Quiroz (2000) presenta datos geoquímicos de 11 ignimbritas (dacitas y riolitas) y 7 lavas

(andesitas basálticas, andesitas y riodacitas) del Grupo Ibáñez, tomadas entre los 46°-46°30’S y

72°-72°20’W. Según este trabajo, las rocas son producto de subducción, derivadas de la fusión

parcial del manto enriquecido en volátiles por la deshidratación de la placa subducida,

presentando una tendencia calcoalcalina a muy levemente toleítica, esto último debido a

posiblemente a una posición ligeramente de trasarco para estas rocas.

Del trabajo de Parada et al. (2001) se tomaron 5 muestras de rocas volcánicas del

Grupo Ibáñez, tomadas entre los 45°30’-47°30’S y ~72°W. En el trabajo citado se hace una

distinción geoquímica, basada en las composiciones isotópicas de Sr y Nd de las rocas

volcánicas, que define dos dominios magmáticos, cuyo límite estaría entre los 46° y 47°S. La

diferenciación estaría en la fuente de estas rocas, dominada por material astenosférico en el

Dominio Magmático Norte y por litósférico en el Dominio Magmático Sur.

Para el Batolito Norpatagónico se compilaron datos de los siguientes autores: Baker et

al. (1981), Cortés (1996) (en Welkner, 1999), Pankhurst et al. (1999) y Quiroz (2000).

94

En el trabajo de Baker et al (1981) se encuentra la composición de dos muestras

tomadas al NW de Coyhaique de edad Cretácico superior. Estas rocas se interpretan

superficialmente como asociadas a subducción y posiblemente correspondientes a la raíz de un

cordón volcánico.

Se tomaron 7 análisis del Cretácico superior del sector Lago Verde (Cortés, 1996, en

Welkner, 1999), las que se habrían originado en un ambiente de subducción y su evolución

habría estado controlada por procesos de cristalización fraccionada.

Del trabajo de Pankhurst et al. (1999) se tomaron análisis que cubren casi la totalidad

del rango de edad que presentan los plutones del BNP: 2 del Jurásico tardío, 4 del Cretácico

temprano, 9 del Cretácico medio y 4 del Cretácico tardío, 3 del Eoceno, 6 del Mioceno temprano

y 5 del Mioceno tardío/Plioceno. Estas muestras se tomaron aproximadamente entre los 44°-

47°S y los 72°-74°W. Estas rocas son predominantemente granodioritas y tonalitas

metaluminosas y calcoalcalinas. La razón inicial 87Sr/86Sr más alta se encuentra en las rocas del

Cretácico, y muestra una tendencia descendente hasta el Mioceno tardío en que se invierte la

tendencia. Se sugiere un origen por fusión (¿y mezcla?) de los basaltos acumulados bajo la

corteza y el basamento cristalino de la corteza inferior. Esto quedaría evidenciado en las

variaciones en la composición isotópica de Sr y Nd dentro del batolito, que definen un campo

más cercano a la composición estimada de la corteza inferior patagónica, que a la corteza

superior, descartándose una participación importante de ésta en la genesis de las rocas

pertenecientes al batolito mediante contaminación.

De Quiroz (2000) se tomaron datos geoquímicos de 9 granitoides de los sectores Cerro

Castillo y Bahía Murta, con edades que van de los 147 a 16 Ma, una de las cuales se ubicó

dentro del grupo conformado por las rocas jurásicas pertenecientes al BNP. Estos cuerpos son

identificados como parte del BNP, siendo uno de ellos, posiblemente, un plutón satélite. En este

trabajo se indica que su comportamiento químico indica una tendencia calcoalcalina, con una

génesis ligada a un arco volcánico desarrollado por subducción, del cual conformaría la raíz, y

cuya manifestación volcánica correspondería, en algunos casos, a rocas asignadas al Grupo

Ibáñez. La fuente de estos magmas podría corresponder a la litósfera subcontinental

enriquecida.

95

Finalmente, para caracterizar plutones satélites Jurásicos se recopilaron datos de los

trabajos de Parada et al. (1997) y Welkner (1999). En el primero se encuentran los datos

geoquímicos 3 muestras de la Tonalita Cerro Esmeralda, de edad Jurásico tardío, que van

desde ~ 160 a 145 Ma, ubicada aproximadamente a los 47°25’S y 72°20’W. En ellas se observa

la signatura de REE típica de subducción observadas en las rocas del Batolito Patagónico, a

excepción de la ausencia de la anomalía de Nb. Por otra parte, su composición isotópica

apuntaría a una participación cortical importante en su origen, con valores similares obtenidos

para rocas del Grupo Ibáñez situadas más al norte, y diferentes a los obtenidos en muestras del

Batolito Patagónico tomadas hacía el oeste. Se sugiere una explicación mediante el traspaso

desde un ambiente de magmatismo de arco derivado del manto, a uno de refusión cortical en el

trasarco hacia el este.

Del segundo trabajo se obtuvieron los datos de 2 muestras de la Tonalita Sobral,

pertenecientes al límite Jurásico-Cretácico (143 ± 5 y 138 ± 8), ubicada aproximadamente a los

47°45’S y 72°25’W. En este trabajo la Tonalita Sobral es descrita como producto típico de

subducción, sin descartar la participación de la corteza en su génesis.

5.3.1 Diagramas de variación

En los distintos diagramas de la Figura 37 se puede observar que el conjunto de

muestras presenta trends de elementos mayores concordantes, en los que tanto los puntos del

BNP Mesozoico-Cenozoico como los del Grupo Ibáñez abarcan todo el rango de datos de

elementos mayores del conjunto de grupos. Se observa una clara correlación negativa, para el

conjunto de grupos, de TiO2, Al2O3, MnO, FeO, MgO, CaO y P2O5 con respecto al SiO2. En el

diagrama de FeO y, en menor medida, en el de P2O5, se pueden apreciar dos líneas paralelas,

donde para cada valor de SiO2 las rocas del Plutón Plomo y satélites jurásicos poseen mayores

valores de FeO y menores de P2O5. El Fe2O3 muestra una leve tendencia negativa con alta

dispersión de datos. El K2O muestra una leve tendencia positiva con alta dispersión de datos,

sobre todo los correspondientes al Grupo Ibáñez, de igual forma, el Na2O presenta una

tendencia positiva si se descartan los datos del Grupo Ibáñez.

Considerando las rocas jurásicas, se aprecia que las rocas del Plutón Plomo y plutones

satélite poseen rangos de valores coincidentes para todos los elementos mayores. Sólo el

Fe2O3 discrimina bien entre ambos grupos, con mayores valores para el Plutón Plomo. Los

96

valores del Plutón Plomo y plutones satélite poseen, con respecto a las rocas jurásicas del BNP,

menores valores de SiO2 y K2O, valores relativamente mayores de TiO2, MnO, MgO y CaO. Los

contenidos de Al2O3, Na2O y P2O5 son aproximadamente coincidentes para todo el rango de

SiO2.

En la Figura 38 se presentan algunas relaciones entre elementos traza y REE. Aquí se

observa una cierta correlación positiva entre las razones La/Nb y (La/Yb)N, mientras que en el

gráfico Nb – (La/Yb)N los puntos se encuentran dispersos. La razón (La/Yb)N es <10 en la

mayoría de las muestras del Plutón Plomo, los plutones satélite y las rocas del BNP, aunque

para al menos el Plutón Plomo, esto se debe al bajo número de muestras ploteadas, pues como

se vio en la sección 5.2.3, la razón (La/Yb)N para el Plutón Plomo se encuentra entre 4,10 y

12,07. La razón (La/Yb)N se utiliza como medida del grado de fraccionamiento de REE, ya que

las LREE son más compatibles que las HREE.

En esta sección se incluye también un diagrama diagrama de clasificación según índice

de saturación de alúmina (Figura 39). Las rocas del Grupo Ibáñez son las que presentan un

rango más amplio de datos (ACNK = 0,68 – 1,66), con rocas en los campos metaluminoso y

peraluminoso, aunque más abundantes en éste último. Las rocas de los satélites jurásicos y del

BNP de edad jurásica, son las que presentan un rango más estrecho, en ambos casos con un

ACNK ~ 1. Los datos del Plutón Plomo (ACNK = 0,72 – 1,13) son similares a los del BNP

Mesozoico-Cenozoico (ACNK = 0,74 – 1,25), aunque en éste último son ligeramente mayores.

97

0

2

4

6

8

10

43 51 59 67 75 83

SiO

FeO

SiO2

e)

Plutón Plomo

Plutones Satélite Jurásicos

BNP Jurásico

BNP Mesozoico-Cenozoico

Grupo Ibáñez0.00

0.15

0.30

0.45

0.60

43 51 59 67 75 83

SiO

P O

SiO2

25

j)

0.0

3.5

7.0

10.5

14.0

43 51 59 67 75 83

SiO

CaO

SiO2

g)

0.0

2.0

4.0

6.0

8.0

43 51 59 67 75 83

SiO

Na

O

SiO2

2

h)

0.0

3.0

6.0

9.0

12.0

43 51 59 67 75 83

SiO

K O

SiO2

2

i)

0.0

0.4

0.8

1.2

1.6

43 51 59 67 75 83

SiO

TiO

SiO2

2

a)

8

11

14

17

20

23

43 51 59 67 75 83

SiOA

l O

SiO22

3

b)

0.00

0.06

0.12

0.18

0.24

0.30

43 51 59 67 75 83

SiO

MnO

SiO2

c)

0.0

2.0

4.0

6.0

8.0

43 51 59 67 75 83

SiO

Fe O

SiO2

23

d)

0

2

4

6

8

10

43 51 59 67 75 83

SiOM

gOSiO2

f)

Figura 37: Diagramas de variación para elementos mayores del Plutón Plomo, plutones satélite Jurásicos,

BNP y Grupo Ibáñez.

98

Figura 38: Relaciones entre elementos traza y REE de muestras del Plutón Plomo, plutones satélite

Jurásicos, BNP y Grupo Ibáñez. Simbología en Figura 37.

Figura 39 Diagrama de clasificación según índice de saturación de alúmina,

ACNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O); ANK = Al2O3/(Na2O+K2O), expresados en moles; para muestras del Plutón Plomo, plutones satélite Jurásicos, BNP y

Grupo Ibáñez. Simbología en Figura 37.

0

5

10

15

20

0 2 4 6 8

La/Nb

(La/

Yb)

0

5

10

15

20

2 5 8 11 14

Nb(L

a/Yb

)N N

a) b)

0,4

1,4

2,4

3,4

0,5 1,0 1,5 2,0

ACNK

ANK

99

5.3.2 Diagramas normalizados de REE y multielementos

En los diagramas que se describen a continuación se utilizaron los datos de Plutones

Satélite Jurásicos, BNP y Grupo Ibáñez que se encuentran dentro del rango 50 - 70 %wt SiO2,

para que sean comparables con las rocas del Plutón Plomo.

En la Figura 40a se muestra el contenido de REE de los distintos grupos, los que

presentan, en términos generales, un patrón similar. La mayor diferencia de los plutones satélite

jurásicos con respecto al Plutón Plomo, es la casi nula presencia de anomalía negativa o

positiva de Eu, que sí destacan en algunas muestras del Plutón Plomo. La escasa información

de REE existente para las rocas jurásicas del BNP, indican que el La, Ce, Nd y Sm se

encuentran dentro del rango definido por el Plutón Plomo. El resto de las muestras

pertenecientes al BNP presentan, en general, un patrón similar al del Plutón Plomo, pero

abarcando un rango un poco más estrecho para algunos elementos. La muestra

correspondiente al Grupo Ibáñez, presenta el mismo patrón que el Plutón Plomo, pero con una

leve tendencia a mayor enriquecimiento en REE.

La Figura 40b muestra el patrón de elementos traza de los distintos grupos, en el cual se

observa, nuevamente, que el patrón que presenta el Plutón Plomo es concordante con el del

resto de los conjuntos considerados, destacando sólo la anomalía negativa de Sm de la

muestra JR04-08. Con respecto a los plutones satélites jurásicos, el patrón es virtualmente el

mismo. Las rocas jurásicas del BNP poseen también un patrón altamente concordante, con una

leve tendencia a mayor enriquecimiento en elementos móviles. El resto de rocas del BNP

poseen el mismo patrón que el Plutón Plomo, en un rango un poco más amplio, destacándose

sólo un rango más restringido con respecto al Sm. Las rocas del Grupo Ibáñez presentan un

patrón similar, pero destacan, con respecto al Plutón Plomo, valores levemente mayores de P y

Zr, y rangos más amplios de elementos móviles.

100

Figura 40: a) Diagrama de REE, valores de normalización de Sun y McDonough (1989); b) Diagrama multielementos, valores de normalización de Pearce (1983).

Plutón Plomo

Plutones Satélite Jurásicos

Grupo Ibáñez

BNP Jurásico

BNP Mesozoico-Cenozoico

101

CAPÍTULO 6 GEOCRONOLOGÍA

En la Tabla 8 se presentan los resultados de dataciones realizadas mediante el método

K-Ar a rocas del Plutón Plomo (ver en Anexo 2 las técnicas analíticas), en muestras tomadas de

la base (a nivel del lago) y el techo de los afloramientos, cuyas ubicaciones son indicadas en la

Tabla 8 y Figura 41. Estas edades son entregadas por Suárez y De La Cruz (2001) y

corresponden a 4 edades K-Ar en biotita y 2 en anfíbola, las que fueron interpretadas en el

trabajo antes citado, como edades mínimas, debido a la alteración parcial a clorita de los

minerales y a la deformación presente en biotitas. Se indica que las edades concordantes

dentro del rango 151 ± 4 y 145 ± 5 Ma para las biotitas, podrían representar la edad del

tectonismo que afectó a estas rocas, mientras que la edad 132 ± 9 Ma, obtenida en anfíbola, se

cree rejuvenecida debido a cloritización.

Tabla 8: Datos geocronológicos K-Ar de biotitas y anfíbolas pertenecientes a muestras del

Plutón Plomo (Suárez y De La Cruz, 2001).

Muestra Coordenadas UTM Ubicación Litología Material Datado % K

40Ar Rad (nl/g) Ar Atm Edad (Ma)

CH-1391 661291; 4779091 Base Tonalita Biotita 5,999 36,641 11 151 ± 4 CH-806-1 657420; 4791299 Base Granodiorita Biotita 3,353 20,042 19 148 ± 5 CH-2089 658569; 4787237 Techo Tonalita Biotita 7,025 41,751 15 147 ± 4 CH-801 655992; 4792785 Base Tonalita Biotita 4,755 27,841 33 145 ± 5 CH-800 659022; 4792700 Base Granodiorita Anfíbola 0,469 2,712 15 143 ± 5 CH-745 661275; 4798418 Base Granodiorita Anfíbola (cloritizada) 0,482 2,574 76 132 ± 9

102

Figura 41: Mapa de ubicación de las muestras con dataciones del Plutón Plomo. El número junto a la edad indica el método de datación correspondiente: 1) K-Ar y 2) U-Pb.

CH-1391

CH-2089

CH-806-1 CH-800

JR04-05 CH-801

CH-745

0 5 10 km

103

En el presente trabajo se realizó una datación U-Pb en circones de la muestra JR04-05,

ubicada en la base del afloramiento, utilizando tecnología SHRIMP (ver en Anexo 2 las técnicas

analíticas), que entregó una edad de 144,3 ± 1,1 Ma, la cual es interpretada como indicativa de

la edad de cristalización del Plutón Plomo. Los datos geocronológicos U-Pb de SHRIMP para

los circones de esta muestra se detallan en la Tabla 9 y se presentan gráficamente en la Figura

42, su ubicación se encuentra en la Figura 41 y Tabla 1.

Tabla 9: Datos geocronológicos U-Pb SHRIMP de circones pertenecientes a la muestra JR04-05 del

Plutón Plomo

Edad (Ma) Pto. U Th Th/U 206Pb* 204Pb/ f206 238U/ 207Pb/ 206Pb/ 206Pb/

(ppm) (ppm) (ppm) 206Pb % 206Pb ± 206Pb ± 238U ± 238U ±

1,1 736 147 0,20 14,4 0,000098 0,25 43,93 0,47 0,0510 0,0007 0,0227 0,0002 144,7 1,62,1 243 65 0,27 4,8 0,000427 0,32 43,54 0,53 0,0515 0,0012 0,0229 0,0003 145,9 1,83,1 103 29 0,28 56,4 0,000045 <0.01 1,571 0,019 0,2455 0,0033 0,6409 0,0147 3192 584,1 1092 201 0,18 21,8 0,000049 0,17 43,03 0,45 0,0503 0,0006 0,0232 0,0002 147,9 1,65,1 655 416 0,63 13,2 0,000148 0,08 42,65 0,47 0,0497 0,0008 0,0234 0,0003 149,3 1,66,1 264 70 0,27 5,2 0,000738 0,77 43,66 0,55 0,0550 0,0012 0,0227 0,0003 144,9 1,87,1 115 64 0,55 2,3 0,000921 1,10 43,08 0,65 0,0577 0,0019 0,0230 0,0004 146,3 2,28,1 1206 620 0,51 23,6 0,000047 0,02 43,96 0,46 0,0491 0,0008 0,0227 0,0002 145,0 1,59,1 512 248 0,48 10,2 0,000412 0,37 43,03 0,49 0,0520 0,0008 0,0232 0,0003 147,6 1,7

10,1 396 120 0,30 7,6 0,000109 0,14 44,69 0,52 0,0500 0,0010 0,0223 0,0003 142,5 1,611,1 441 183 0,42 8,5 0,000098 0,28 44,29 0,51 0,0511 0,0010 0,0225 0,0003 143,5 1,612,1 653 121 0,18 12,7 0,000147 0,20 44,15 0,49 0,0505 0,0008 0,0226 0,0003 144,1 1,613,1 609 189 0,31 11,8 0,000225 0,35 44,23 0,50 0,0517 0,0008 0,0225 0,0003 143,6 1,614,1 660 243 0,37 13,0 0,000104 0,15 43,77 0,54 0,0501 0,0008 0,0228 0,0003 145,4 1,815,1 501 140 0,28 9,6 0,000090 0,27 44,95 0,51 0,0510 0,0009 0,0222 0,0003 141,5 1,616,1 161 53 0,33 3,1 0,000633 0,61 43,99 0,63 0,0537 0,0016 0,0226 0,0003 144,0 2,117,1 1039 279 0,27 20,2 0,000092 0,08 44,31 0,48 0,0495 0,0006 0,0226 0,0002 143,8 1,618,1 507 134 0,26 9,8 0,000564 0,30 44,56 0,51 0,0513 0,0009 0,0224 0,0003 142,6 1,619,1 480 148 0,31 9,3 0,000328 0,36 44,58 0,51 0,0517 0,0010 0,0224 0,0003 142,5 1,620,1 726 287 0,40 14,0 0,000214 0,38 44,54 0,49 0,0519 0,0008 0,0224 0,0002 142,6 1,6

Errores corresponden a δ f206 % denota el porcentaje de 206Pb que es Pb común

104

Figura 42: Histograma de edades 206Pb/238U (Ma) versus el número de puntos de análisis para

circones del Plutón Plomo.

Los circones separados de la muestra JR04-05 presentan un aspecto euhedral y

subhedral de variados tamaños, hábitos prismáticos cortos y largos, muchos de ellos

quebrados, y varían un poco en sus coloraciones.

En la Figura 43 se presentan imágenes de catodoluminiscencia de circones analizados,

lo que permite distinguir zonación en algunos de ellos. Para estudiar la posibilidad de herencia,

se realizaron análisis tanto en bordes como en núcleos de cristales de circón, obteniéndose

edades concordantes en todos los casos, por lo que pueden interpretarse como representativos

del magmatismo del Plutón Plomo. Sólo uno de los análisis realizados (punto 3) destaca con

una edad correspondiente a 3192 ± 58 Ma, considerado un error analítico.

Edad 206Pb/238U (Ma)

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

136 140 144 148 152

Núm

ero

Probabilidad Relativa

105

–

Figura 43: Imágenes de catodoluminiscencia obtenidas mediante microscopio electrónico de barrido,

de cristales de circones pertenecientes a la muestra JR04-05. Se indican algunos puntos de análisis, presentados en la Tabla 8.

La edad U-Pb SHRIMP determinada para el Plutón Plomo lo sitúan en el Jurásico tardío,

coincidiendo con las edades más antiguas obtenidas para el BP, las que suelen encontrarse en

el margen oriental de éste (eg. Weaver et al., 1990), y con edades publicadas para la Tonalita

Cerro Esmeralda, Tonalita Sobral, Monzogranito Río Blanco, Cuarzo Microdiorita Pampa Seguel

y el Plutón Estero Ventisquero, todos plutones satélite ubicados al este del BP. Las edades

pertenecientes a la Tonalita Cerro Esmeralda fueron publicadas por Parada et al. (1997), y

corresponden a edades obtenidas mediante los métodos U-Pb en circón y Ar-Ar en biotita. En

este trabajo se interpreta la U-Pb, correspondiente a 155 ± 10 Ma, como edad de cristalización,

y las edades Ar-Ar (157,7 ± 1,5 y 158,9 ± 1,5 Ma) como correspondientes a la etapa de

enfriamiento subsólidus, dada por la temperatura de cierre de la biotita a ~300°C. La Tonalita

Sobral fue datada por Pankhurst et al. (2000) mediante el método U-Pb en circón en 153,8 ± 1,5

Ma, edad que es interpretada como edad de cristalización, mientras que Welkner (1999) obtuvo

edades del mismo intrusivo mediante el método K-Ar en biotita (143 ± 5 Ma) y anfíbola (138 ± 8

Ma), las que son consideradas edades mínimas debido a la cloritización de los minerales.

Edades K-Ar en biotita de los intrusivos Monzogranito Río Blanco, Cuarzo Microdiorita Pampa

Seguel y el Plutón Estero Ventisquero, fueron publicadas por Suárez y De La Cruz (2001). El

primero se dató en 153 ± 5 Ma, edad que es interpretada como mínima o cercana a la

7

6

5

4

3

28

20

19

18

17

16

15

106

cristalización, debido a que las rocas pertenecientes a este plutón no están deformadas y la

alteración presente es débil. El segundo intrusivo fue datado en 151 ± 4 Ma, probablemente

correspondiente a edad mínima, debido a la alteración a clorita presente en las biotitas. Para el

último intrusivo se obtuvieron dos edades concordantes correspondientes a 146 ± 3 Ma y 147 ±

3 Ma, interpretadas como edades mínimas debido a la deformación de las biotitas y a

alteraciones débiles y locales.

107

CAPÍTULO 7 DISCUSIONES

7.1 Petrografía

La mineralogía primaria presente en el Plutón Plomo concuerda con la típica de rocas

plutónicas calcoalcalinas (eg. Wilson, 1989). La textura seriada hipidiomórfica granular que

presentan las rocas del Plutón Plomo, común en rocas intrusivas, la componen diferentes

minerales con distintos tamaños de grano y formas. En este caso, los minerales accesorios de

forma euhedral, correspondientes a apatitos y circones, y subhedrales o anhedrales,

correspondientes a los minerales opacos, conforman el grupo de menor tamaño. Las

plagioclasas, biotitas y anfíbolas tienden a poseer forma subhedral y el tamaño medio dentro del

conjunto. Finalmente, el cuarzo y feldespato potásico se presentan anhedrales y comúnmente

poikilíticos. Esto se debe a que los fundidos de composición granodiorítica se saturan en cuarzo

y feldespato potásico algunas decenas de grados sobre el sólidus, dejándoles menos espacio

para desarrollar sus caras cristalinas entre los minerales de mayor temperatura que sí lo

hicieron (Best y Christiansen, 2001).

El modelo de cristalización hidratada propuesto por Beard et al. (2005) es utilizado para

describir el camino de cristalización que tuvo el Plutón Plomo, según los antecedentes

expuestos en la sección 3.4. Así, la historia de cristalización se resume de la forma siguiente. La

primera fase en cristalizar es plagioclasa. Estas plagioclasas tempranas se encuentran

registradas en los núcleos de los cristales de mayor tamaño y como inclusiones en anfíbolas y

biotitas. Las plagioclasas siguen cristalizando durante todo el período de solidificación del

plutón. Las anfíbolas comienzan a cristalizar también en una etapa temprana, aunque después

de las primeras plagioclasas (por las relaciones de inclusión antes mencionadas). Por otra

parte, relaciones de contacto indican que las anfíbolas cristalizan antes y junto con biotita

(Figura 11b), y es posible que en etapas más avanzadas de cristalización, biotita haya crecido a

expensas de anfíbola, ya que en algunas muestras se encuentra una relación aparentemente

de reacción entre estas fases. La cristalización de las anfíbolas y, en menor medida, de las

biotitas, se produce por reemplazo de piroxeno, que se encuentra en pequeñas proporciones o

ausente, en las muestras estudiadas. Cuarzo y feldespato potásico comienzan a cristalizar en

etapas posteriores junto con anfíbola, biotita y plagioclasa, aunque es probable que en las

108

etapas finales la cristalización haya sido exclusivamente de cuarzo y feldespato potásico,

debido a la textura poikilítica que generalmente presentan, con inclusiones de anfíbola, biotita y,

más comúnmente, plagioclasa.

En rocas ígneas es común que las plagioclasas presenten núcleos corroídos rodeados

por plagioclasa de composición más sódica, y algunas inclusiones de plagioclasa, lo que le

confiere textura de parches. Esta textura se produce por distintas fases de cristalización

separadas por intervalos de reabsorción magmática. La reabsorción indica perturbación en el

equilibrio del magma, el que puede venir de un ascenso en la temperatura o un descenso de la

presión. El origen de la zonación compleja, en la cual algunas zonas se interfieren, también es

interpretado como producto de reabsorción. Las plagioclasas del Plutón Plomo presentan un

número variable de superficies de reabsorción, reconociéndose hasta 5 en aquellas de mayor

tamaño. El origen de las superficies de reabsorción, explicado mediante la inyección de

magmas más básicos y más calientes que produzcan alzas de temperatura, es descartado

debido a que en esta situación se esperaría encontrar sobrecrecimiento de plagioclasa

ligeramente más anortítica sobre el cristal reabsorbido, lo que no es observado en las

plagioclasas estudiadas. Más probablemente, estas superficies de reabsorción pueden haberse

generado debido a episodios de descompresión durante el ascenso del magma, como ocurriría

en el caso de un ascenso vía diques, el cual probablemente se genera mediante pulsos

sucesivos, cada uno involucrando descompresión (Donaire et al., 2005).

Otro rasgo petrográfico importante del Plutón Plomo es la presencia de enclaves

microgranulares. Las interpretaciones más comunes que se da a los enclaves microgranulares

es el de producto de mezcla de magmas y el de restitas de la zona de fusión parcial. Este tipo

de interpretaciones es más fácilmente adjudicable a enclaves con diferencias mineralógicas

claras con respecto a la roca huésped, en los que deberían encontrarse evidencias texturales

y/o composicionales para concederle un origen restítico, lo mismo para la teoría de un origen

producto de mezcla de magmas, para el que además sería necesario encontrar evidencias

geoquímicas que apunten a una mezcla y, eventualmente, evidencia de magmas básicos

coexistente con el granitoide.

Dentro de este contexto, rocas con enclaves de similares características mineralógicas y

composicionales a las de la roca huésped requerirían de una explicación. Para algunos, ésta

viene dada por mecanismos diferenciadores operando dentro de un mismo magma. Donaire et

109

al. (2005) proponen un origen para los enclaves microgranulares de similares características

químicas, isotópicas y mineralógicas que la roca huésped, producto de un rápido enfriamiento

del magma en las paredes de los conductos por el que asciende. Este proceso sería favorecido

por un ascenso vía diques.

El Plutón Plomo concuerda en muchos puntos con lo descrito por Donaire et al. (2005): i)

posee enclaves de similar composición y mineralogía que el hospedante; ii) las plagioclasas del

Plutón Plomo poseen un número variable de superficies de reabsorción que no pueden

explicarse mediante mezcla de magmas, sino que se explicarían mediante ascenso de algunos

pulsos discontinuos de magma, típicos de ascenso vía diques, que involucren descompresión;

iii) la presencia de anfíbolas de gran tamaño (> 5 mm) en los enclaves del Plutón Plomo que

indicaría la mezcla local de magma, lo cual no implicaría necesariamente una mezcla de

magmas a gran escala, ni especificaría el origen del enclave.

Por otra parte, los enclaves descritos en el trabajo Donaire et al. (2005) presentan lados

comúnmente subangulosos a subredondeados con algunos contactos rectos, y, en general, se

concentran en algunos bordes del intrusivo, características esperables dada la naturaleza del

origen de los enclaves que es propuesta, y que no corresponden con lo observado en el Plutón

Plomo. Con respecto al primer punto, Donaire et al. (2005) indican que los enclaves son

incorporados al granitoide huésped parcial o totalmente solidificados, pudiendo posteriormente

sufrir retrabajo, lo cual dependerá de su viscosidad ligada a su distancia al borde del conducto.

Quizás esto podría explicar las formas más redondeadas de los enclaves del Plutón Plomo, en

el caso de que los fragmentos extraídos desde los bordes de los conductos hubieran estado

menos viscosos.

7.2 Química mineral

El análisis composicional de las anfíbolas no evidencia la existencia de anfíbolas

secundarias. Inicialmente, la observación microscópica llevó a considerar la presencia de

actinolita como mineral de alteración de la anfíbola primaria, basado principalmente en el hábito

prismático a acicular y condición esencialmente metamórfica de este mineral. Sin embargo, los

análisis químicos indican que tanto aquellas clasificadas como primarias, como las clasificadas

en primera instancia como secundarias, no presentan diferencias composicionales. Las

110

actinolitas comienzan a cristalizar aproximadamente desde los 220ºC, en un amplio rango de

presiones (Frey et al., 1991), coincidiendo con la parte superior de la fase prehnita-pumpellyita

y, por lo tanto, siendo estable en las condiciones metamórficas que afectaron al Plutón Plomo.

Lo anterior indicaría que posiblemente la ausencia de actinolita en la asociación de minerales

secundarios se deba a un aspecto químico composicional del sistema, por ejemplo, la

disponibilidad de Al.

De esta forma, las diferencias texturales y ópticas encontradas en las anfíbolas no tienen

su origen en transformaciones subsólidus. Sin embargo, dos análisis (CH-2089 anf31 y CH-

2089 anf32) que con seguridad corresponden a anfíbolas secundarias, debido no sólo a su

pleocroísmo y textura, sino que también a las relaciones de contacto y crecimiento que presenta

con respecto a las anfíbolas primarias, corresponden a anfíbolas pertenecientes al grupo Mg-

Fe-Mn-Li. Deer et al (1997) indican que es común el entrecrecimiento primario, exsolución o

reemplazo de anfíbolas cálcicas por anfíbolas de este grupo, particularmente por

cummingtonita. Proponen también que la hornblenda (en sentido amplio) y la cummingtonita

más otros minerales, son producto de la reacción de la actinolita. Desde este punto de vista, el

origen de las anfíbolas pertenecientes al grupo Mg-Fe-Mn-Li podría considerarse como

producto de reemplazo de anfíbolas cálcicas y, por lo tanto, representarían a las secundarias

propiamente tales del Plutón Plomo.

Lo mismo ocurre con las anfíbolas pertenecientes a enclaves con respecto a las

anfíbolas de la roca huésped. En ambas las anfíbolas comprenden los mismos miembros

cálcicos, aunque en las anfíbolas de enclaves son menos comunes las magnesiohornblenda

que en la roca huésped.

Con respecto a los análisis realizados en bordes y en interiores de cristales de anfíbolas,

tampoco se encontraron diferencias composicionales significativas, pero si algunas tendencias

de disminución o aumento de algunos elementos para casos particulares. Las variaciones

composicionales principales entre los centros y bordes de anfíbolas se dan en el contenido de

Mg/(Mg+Fe), mayor en el centro, y AlT, mayor en los bordes. Esta correlación negativa entre

estos dos componentes tiene su explicación en que para un alto AlT la sustitución

tschermakítica se vuelve selectiva con respecto a Mg-Fe2+ y Al-Fe3+, por lo que el Mg es

reemplazado por el Al y el FeT no varía mayormente.

111

En las anfíbolas estudiadas se reconocen claramente tres vectores de intercambio

químico: el vector edenítico (Figura 29a), el tschermakítico (Figura 29b) y el Ti-tschermakítico

(Figura 29d), y más débilmente el vector ferro-tschermakítico (Figura 29c). Hollister et al. (1987)

sugieren que la sustitución sensible a la presión en las anfíbolas es representada por el

componente tschermakítico, debido a que la presión favorece minerales con Al en posición

octaédrica con respecto a los que poseen Al en posición tetraédrica, y que este componente se

vería reflejado en la reacción:

2cuarzo+ 2anortita + biotita = tschermakita + ortoclasa

Schmidt (1992) reafirma la importancia del componente tschermakítico en el cambio del

AlT con la presión, pero le suma la sustitución de plagioclasa (NaM(4)+Si ↔ Ca+AlIV), aunque

confiriéndole menor importancia. Además sugiere otra posible reacción para este intercambio:

flogopita + 2cuarzo + 2anortita = tremolita + ortoclasa + 2tschermakita

El intercambio edenítico estaría controlado fuertemente por la temperatura (eg. Schmidt,

1992). El Al tiende a reemplazar progresivamente al Si en la posición tetraédrica con el aumento

de temperatura. Según Ernst y Liu (1998), el Ti también aumenta en la posición octaédrica de

las anfíbolas cálcicas con el aumento de temperatura, pero posiblemente disminuya ligeramente

con el aumento de presión. Esto, junto con el comportamiento descrito para el Al en relación

con la temperatura, es la base para el termobarómetro semicuantitativo de Al2O3 y TiO2

propuesto por estos autores.

Los resultados de presión indican la tendencia a una subdivisión en dos grupos: uno de

alta (~ >3,5 kbar) y otro de baja (~ <3,1 kbar) presión. Con respecto a los resultados obtenidos

dentro del grupo de baja presión (correspondientes a la muestra JR04-05, que posee un valor

calculado < 2 kbar, y a JR04-09, dentro del rango de error) es importante recalcar que todas las

calibraciones se aplican para presiones sobre los 2 kbar, exceptuando la de Hammastron y Zen

(1986), cuyas muestras de baja presión utilizadas en la calibración están dentro del rango 1-2

kbar. A pesar de esto, la calibración de Hammastron y Zen (1986) posee un rango de error muy

amplio (± 3 kbar), que lo hace poco aplicable para este estudio, sin embargo, es útil para

corroborar los valores obtenidos para el grupo de baja presión con el resto de las calibraciones,

puesto que los valores obtenidos se encuentran dentro del rango definido por éstas. Para las

112

posteriores discusiones de presión del Plutón Plomo, y para el cálculo de temperatura con el

geotermómetro de Blundy y Holland (1990), se utilizaron las presiones obtenidas con el

geobarómetro de Schmidt (1992), debido a que es el que presenta los más bajos errores junto

con el de Johnson y Rutherford (1989), es el único calibrado experimentalmente y no sólo de

forma empírica, y fue calibrado con intrusivos, obteniéndose la presión de solidificación del

magma, a diferencia de Johnson y Rutherford (1989) que lo hacen con rocas extrusivas,

calculando la presión de la cámara magmática previa a la erupción. Sin embargo, hay que hacer

notar que es la calibración con la que se obtienen mayores valores de presión,

aproximadamente 0,5 kbar sobre los resultados obtenidos por el geobarómetro de Hammastron

y Zen (1986).

Blundy y Holland (1990) evaluan su geotermómetro de anfíbola-plagioclasa para un valor

fijo de temperatura (700°C), obteniendo la expresión P = 5.03AlT - 3.53 (kbar), similar a la

obtenida con los geobarómetros de Al en hornblenda revisados, pero dependiente de la

temperatura. Por lo tanto, los autores concluyen que sólo considerando que todas las rocas

graníticas poseen una temperatura de solidus similar, bajo la cual la composición de las

anfíbolas es fijada, el geobarómetro de Al en hornblenda entregaría resultados consistentes.

En la Figura 29a, en la que se presenta el intercambio edenítico controlado por la

temperatura, se puede apreciar el amplio rango abarcado por los puntos en el eje y, resultando

en un amplio rango de temperaturas para el Plutón Plomo. Hollister et al (1987) reconocen una

situación similar en el plutón Ponder, la cual explican como el resultado de sucesivas

inyecciones de magma a lo largo de un límite tectónico durante levantamiento.

Los resultados de temperatura obtenidos para la cristalización de la hornblenda también

presentan una tendencia a conforman un grupo de alta (~ >767°C) y otro de baja temperatura (~

<717°C), los que se correlacionan con los de alta (~ >3,5 kbar) y baja presión (~ <3,1 kbar), y

con las ubicaciones de toma de muestra correspondientes a techo y base del afloramiento,

respectivamente (Figura 44).

113

Figura 44: Sección esquemática del Plutón Plomo, donde se indica la ubicación de los grupos de

muestras de alta presión - alta temperatura y baja presión - baja temperatura.

Por otra parte, la aplicación del geotermobarómetro de óxidos de Fe y Ti con las

calibraciones de Spencer y Lindsley (1981) y de Andersen y Lindsley (1985), en un par

magnetita-ilmenita aparentemente en equilibrio, perteneciente a la muestra JR04-09, arrojó

temperaturas que son menores a las obtenidas para esta muestra mediante el geotermómetro

de anfíbola – plagioclasa. Este resultado puede tener las siguientes interpretaciones: i) las

temperaturas obtenidas podrían ser las representativas del solidus, y no las obtenidas con el

geotermómetro de anfíbola-plagioclasa, que indicarían condiciones un poco sobre éste, ii) las

temperaturas obtenidas serían las correspondientes al reequilibrio de estos minerales durante el

enfriamiento del magma, y iii) existe un error en los análisis, lo que podría explicar, además, la

proyección de estos minerales un poco fuera de las líneas de solución sólidas indicadas en la

Figura 20, y el bajo cierre de suma de óxidos de los tres análisis utilizados. Por otro lado, las

fugacidades de oxígeno (logƒO2) obtenidas se encuentran aproximadamente entre -15,5 y

-17,5, las que dadas las temperaturas obtenidas, se encuentran entre los buffer HM y NNO,

indicativa de condiciones relativamente oxidantes que, sin embargo, podrían estar indicando las

Techo ~ 1600 m.s.n.m. Alta presión (>3,5 kbar) Alta temperatura (>765ºC)

Base ~ 200 m.s.n.m. Baja presión (<3,1 kbar) Baja temperatura (<717ºC)

114

condiciones de fugacidad de oxígeno de reequilibrio y no las de formación de estos minerales,

como se indicó anteriormente.

7.3 Metamorfismo

En las muestras estudiadas se reconoció la asociación mineralógica clorita + prehnita +

epidota ± pumpellyita, típica de la facies prehnita-pumpellyita, en un metadominio común

correspondiente al reemplazo del mineral primario biotita, conformando una asociación de

minerales metamórficos de muy bajo grado. Este tipo de metamorfismo se caracteriza por la

conservación de la textura primaria y de la composición química global de la roca, la

persistencia de fases primarias y la movilidad de elementos mayores y traza dentro del sistema,

evidenciado por las transformaciones minerales, en este caso, el reemplazo de biotita por

clorita, prehnita, epidota y el de plagioclasa por sericita, para lo cual se requirió movilización de

elementos entre ambos sistemas.

La formación de silicatos de Ca, Al y Fe (epidota y prehnita), de Ca, Al, Fe y Mg

(pumpellyita) y de silicatos de Mg, Fe y Al (clorita) a partir de biotita, que es, básicamente, un

silicato de K, Mg, Fe, Al y Ti, implica movilidad de elementos: ingreso de Ca y salida de K y Ti

del metadominio conformado por la biotita y los minerales secundarios. Por otra parte, las

plagioclasas, silicato de Al, Ca y Na, se encuentran alteradas a sericita, que se compone de K y

Al. Muy probablemente el intercambio de elementos dentro del sistema conformado por las

rocas del Plutón Plomo, ocurrió entre biotitas y plagioclasas, donde el exceso de Ca producido

por la transformación de plagioclasa a sericita fue utilizado en la transformación de biotita a

epidota y prehnita, y a su vez, el exceso de K de este traspaso fue consumido por la sericita en

las plagioclasas. Por otra parte, el exceso de Ti de la alteración de biotita fue, posiblemente,

transformado en titanita y/o ilmenita, minerales que comúnmente se encuentran como

inclusiones en biotita y prehnita. De esta forma, las reacciones implicadas en la formación de

los minerales secundarios serían:

1) biotita + H2O + Ca ↔ prehnita + epidota + titanita + K

2) biotita + H2O ↔ clorita + titanita + K

3) plagioclasa + K ↔ sericita + Ca

115

Freiberger et al. (2001) estudian la formación de silicatos de Ca y Al. En este trabajo se

observó el crecimiento de los silicatos secundarios de Ca y Al hidrogranate, prehnita,

pumpellyita, epidota y/o laumontita (raramente observados todos en una sección transparente)

casi exclusivamente en los clivajes de biotitas primarias de rocas calcoalcalinas, las que

abarcaban un amplio rango composicional, comúnmente formando lentes elongados paralelos a

la dirección de clivaje (001) en biotitas. Generalmente estos minerales se encontraban

reemplazando la biotita, pero en otros casos no, como lo refleja la deformación de la biotita en

torno a los lentes de minerales secundarios. En ocasiones estos minerales se encontraban

alterados a clorita y arcillas. La ubicación preferencial de estos minerales en los cristales de

biotita es explicada en el trabajo de Freiberger et al. (2001) mediante un control fisico-químico

del medio, debido a un “efecto catalítico” en los clivajes de las biotitas, modelo propuesto

inicialmente por Boles y Jonson (1983) (en Freiberger et al., 2001). Según éste, defectos en la

estructura cristalina de la biotita producirían la lixiviación del K+ desde las superficies de los

clivajes de ésta. Las superficies de los clivajes quedarían entonces cargadas negativamente

atrayendo los cationes H+ del fluido que se encuentra en los poros, provocando el aumento del

pH de éste, induciendo la cristalización de los silicatos de Ca y Al o carbonatos, lo que

dependerá del contenido de CO2 del fluido.

La formación de silicatos secundarios de Ca y Al mediante el modelo de efecto catalítico

describe correctamente las características petrográficas encontradas para estos minerales en

las rocas del Plutón Plomo, y explicaría una característica particular observada en algunos

casos, correspondiente a la formación de estos minerales sin reemplazo de biotita (Figura 9i),

por lo que es considerado como el mecanismo principal de formación de estos minerales. En la

Figura 45 se presenta esquemáticamente este proceso y se incluye además el intercambio de

elementos entre biotitas y plagioclasas comentado anteriormente, importante para la formación

de los minerales secundarios, y que implicaría, además, que la formación de silicatos

secundarios de Ca y Al y sericita es contemporánea, ya que las plagioclasas alteradas

representarían la fuente de calcio para la formación de los silicatos secundarios de Ca y Al.

116

Figura 45: Esquema que muestra el efecto catalítico que induce la formación de lentes silicatos de Ca y

Al en los clivajes de las biotitas. Se esquematiza además el intercambio catiónico entre biotitas y plagioclasas para la formación de minerales secundarios. Modificado de Freiberger et al. (2001).

La formación de prehnita, epidota, pumpellyita y clorita, todos minerales hidratados, y la

movilidad de elementos que ello implica, requiere la participación de un fluido en el proceso. La

naturaleza de los fluidos implicados puede ser indicada como metamórfica, considerando la

formación de los minerales secundarios como producto de un evento de metamorfismo

prógrado de baja temperatura posterior al emplazamiento del plutón, origen que comúnmente

se señala para la formación de estos minerales. También puede considerarse la hipótesis

propuesta por Freiberger et al. (2001) para la formación de los silicatos de Ca y Al, en la cual

fluidos deutéricos se sobresaturarían en Ca durante el enfriamiento post-magmático y

generarían una alteración retrógrada temprana de las rocas.

El análisis composicional de las cloritas del Plutón Plomo muestra que éstas se acercan

a la composición de las cloritas puras, con una componente menor de interestratificado de

filosilicatos máficos. Este resultado hace posible aplicar el geotermómetro composicional de las

cloritas en sus distintas calibraciones, una que no considera las variaciones de la razón

Fe/(Fe+Mg) en la composición de las cloritas (Cathelineau, 1988) y otra que sí las considera

(Jowett, 1991) (esto dejando fuera la calibración de Kranidiotis y MacLean, (1987), debido a que

117

la de Jowett (1991) es una versión mejorada de ésta). Haciendo una comparación entre los

resultados obtenidos mediante las distintas calibraciones se aprecia que éstas entregan

resultados similares, ligeramente inferiores para el primero, el cual fue escogido como

representativo debido a la baja variabilidad de Fe/(Fe+Mg) en las cloritas. De esta forma el

rango de temperatura de formación de cloritas obtenido es 262,2° - 351,4°C.

El campo P-T de la facies prehnita-pumpellyita, definida por la asociación prehnita +

pumpellyita + epidota ± clorita ± albita ± cuarzo, se encuentra alrededor de los 0,5 a 4,5 kbar y

175° a 280°C (Frey et al., 1991). En primera instancia, bajo inspección petrográfica, la

cristalización de clorita se consideró como contemporánea a la de estos minerales tanto por

razones texturales como debido a que éstos se encuentran frescos, es decir, no cloritizados,

como se esperaría si la clorita fuese posterior. El rango de temperatura obtenido para la

formación de clorita coincide parcialmente con las condiciones de temperatura indicadas para la

facies prehnita-pumpellyita, lo que corroboraría la suposición de co-cristalización de prehnita,

epidota, pumpellyita y clorita, pero indica, además, que la formación de clorita ocurre también a

temperaturas mayores a las indicadas para esta facies.

Los minerales secundarios permiten reconstruir la historia de enfriamiento del Plutón

Plomo. Las condiciones del solidus se estiman utilizando los datos de temperatura y presión

obtenidos con termobarómetros de hornblenda, correspondientes ~ 690° - 780°C y ~ 1,5 – 4,6

kbar. El enfriamiento de estas rocas hasta los ~ 350°C marcaría el comienzo de la neo-

formación de la clorita, y, posteriormente, a los 280ºC, la de los silicatos de Ca y Al, lo que

estaría además señalando una presión de entre 0,5 y 4,5 kbar (Frey et al., 1991). Esto indicaría

que el enfriamiento del Plutón Plomo desde la temperatura del solidus hasta la de formación de

los minerales secundarios ocurre con sólo con leves variaciones netas en la presión.

En la Figura 46 se esquematizan los posibles caminos que pudo seguir el Plutón Plomo

desde de su cristalización hasta encontrarse en el campo de estabilidad de la facies prehnita-

pumpellyita, considerando sólo los puntos inicial (cristalización) y final (formación de minerales

en la facies prehnita-pumpellyita), y no posibles variaciones en el trayecto. Según se observa en

la figura, el camino P-T seguido puede implicar un aumento de presión, una disminución de

presión o un camino que no signifique mayores cambios en ésta desde el punto inicial hasta el

final. Tanto un aumento de presión como una presión constante son poco probables para un

cuerpo que asciende en la corteza en un ambiente tectónico extensional, y al cual se le asocian

118

episodios de descompresión debido a un probable ascenso de pulsos magmáticos sucesivos

vía diques. De esta forma, el camino P-T seguido por el Plutón Plomo desde su cristalización

hasta la formación de minerales en la facies prehnita-pumpellyita posiblemente sea el que

involucra una disminución en la presión.

Figura 46: Diagrama donde se representan esquemáticamente las condiciones P-T de formación del Plutón Plomo (elipse amarilla), y los posibles caminos seguidos posteriormente a su cristalización, hasta

llegar al campo de estabilidad de la facies prehnita-pumpellyita, representada esquemáticamente con una elipse verde.

Otro rasgo indicativo de procesos post-magmáticos son las estructuras tipo kink-band

comunes en las biotitas del Plutón Plomo. La biotita se comporta de manera dúctil, produciendo

pliegues suaves como los observados, a temperaturas sobre los 250ºC (Passchier y Trouw,

1996), aproximadamente coincidente con el inicio de la facies prehnita-pumpellyita. Sin

embargo, la observación microscópica de estas estructuras llevó a determinar que la

P (

Kba

r)

T (°C)

?

?

?

0 100 200 300 400 500 600 700 800

1

2

3

4

5

0

Campo P-T Facies

Prehnita-Pumpellyita

Campo P-T Cristalización

Complejo Plutónico

Lago Plomo

Isobárico

Aumento de P

Disminución de P

119

deformación de las biotitas es posterior y no tendría relación con la formación de los silicatos de

Ca y Al, debido a que también afectó a los lentes de estos minerales ubicados en los clivajes de

las biotitas. De esta forma, las estructuras tipo kink-band serían indicativas de un evento

deformacional que afectó al Plutón Plomo después de su emplazamiento y enfriamiento, y

posterior al evento metamórfico que generó los minerales en la facies prehnita-pumpellyita, y

estaría restringido inferiormente por el inicio del comportamiento dúctil de la biotita (250ºC).

Con respecto a la edad de los eventos, son de utilidad las edades K-Ar obtenidas en

biotitas y anfíbolas, en particular una de ellas, correspondiente a 132 ± 9 Ma, que no es

concordante con el resto de las edades obtenidas mediante distintos métodos. Esta edad fue

obtenida de una anfíbola cloritizada, sin embargo, dadas las temperaturas de formación

obtenidas para las cloritas, menores a la temperatura de cierre de la anfíbola, no correspondería

a la edad de neo-formación de clorita, sino que representaría más probablemente al evento

deformacional. De esta forma, la edad del evento que generó los silicatos de Ca y Al quedaría

restringida por la edad de cristalización del plutón, dada por la edad U-Pb, y por el evento

deformacional.

En la Figura 47 se muestra un cuadro resumen donde se ordenan temporalmente los

eventos petrogenéticos indicados con respecto al episodio de enfriamiento del plutón, y se

indican los rasgos mineralógicos o texturales que los caracterizan, junto con las condiciones P-T

asociadas a cada uno de ellos.

120

Figura 47: Condiciones P-T y rasgos mineralógicos y texturales que caracterizan la cristalización del

Plutón Plomo y a los eventos post-magmáticos asociados a éste.

7.4 Geoquímica

Las rocas del Plutón Plomo poseen una afinidad calcoalcalina a calcoalcalina alta en K,

con carácter metaluminoso, ploteando en el campo de los Granitos de Arco Volcánico +

Granitos Colisionales sintectónicos, lo que junto a la anomalía negativa de Nb que presentan las

muestras, permiten asociar su formación a un ambiente de subducción.

La tendencia hacia una composición peraluminosa (Figura 31b) que presentan algunas

muestras del Plutón Plomo, puede explicarse de varias maneras. Una tendría relación al

fraccionamiento de hornblenda, lo que podría producir composiciones débilmente

Cristalización del ComplejoPlutónico Lago Plomo

~ 144 Ma

~ 132 Ma

?Formación de mineralessecundarios en la facies

prehnita-pumpellyita

Deformación de biotitasy minerales secundarios P

(kba

r)

T (ºC)

?

> 250

P (k

bar)

T (ºC)

?

> 250

P (k

bar)

T (ºC)

~ 175-280º

~ 0,5-4,5

P (k

bar)

T (ºC)

~ 175-280º

~ 0,5-4,5

P (k

bar)

T (ºC)

~1,5-4,5

~ 690-780º

P (k

bar)

T (ºC)

P (k

bar)

T (ºC)

~1,5-4,5

~ 690-780º

121

peraluminosas (Zen, 1986, en Weaver et al., 1990). Otra posibilidad se refiere al grado de

contaminación cortical, sustentado por la roca de caja del intrusivo, correspondiente a

metasedimentos aluminosos, que posiblemente le confiere esta característica. Con respecto a

este punto, destaca el hecho de que los diques máfico y félsico, considerados tentativamente

como productos menos y más evolucionados, respectivamente, del magma que generó al

Plutón Plomo, presentan aproximadamente los valores extremos con respecto al índice de

alúmina, lo que podría estar mostrando una tendencia de contaminación cortical. Y por último,

un aspecto a tener presente, es la alta movilidad del Na y el K en una fase fluida, lo que podría

resultar en valores aparentes mayores de los factores ACNK y ANK.

En términos generales, la mayoría de las correlaciones que pueden observarse en

diagramas de variación indican una relación de las muestras por fusión parcial, cristalización

fraccionada y/o contaminación cortical, siendo la cristalización fraccionada la causa más común

de éstas (Rollinson, 1993). En general, rocas que se asocian por cristalización fraccionada

presentan buenas correlaciones en los diagramas de variación de elementos mayores,

aumentando la dispersión al aumentar la contaminación cortical (Wilson, 1989). Altos

contenidos de K podrían reflejar grados mayores de contaminación cortical, mientras que la

correlación positiva del K2O con la SiO2 se debe a que en sistemas de arco volcánico el K2O

tiene un comportamiento incompatible (Wilson, 1989). Las rocas del Plutón Plomo presentan

correlaciones negativas entre el Si y la mayoría de los elementos mayores, con mayor o menor

dispersión de datos, a excepción del K2O que presenta correlación positiva.

En los diagramas de variación de elementos mayores del Plutón Plomo (Figura 32), se

observan correlaciones negativas de SiO2 con TiO2, MnO, FeO, Fe2O3, MgO, CaO y P2O5. De

esto se podría inferir fraccionamiento de plagioclasa, apatito, magnetita y anfíbola. Por otro

lado, las correlaciones negativas de los elementos traza incompatibles Co, Sc y V (Figura 33),

indican fraccionamiento de minerales ferromagnesianos, probablemente en este caso anfíbola

y, en menor medida, magnetita. Las correlaciones negativas del TiO2 junto con la del V, podrían

indicar fraccionamiento de ilmenita. Anomalías negativas de Eu se interpretan comúnmente

como producto de fraccionamiento de plagioclasa. En la Figura 36a, se aprecia que esto no es

aspecto común a las rocas del Plutón Plomo, ya que sólo una de las muestras posee una

pequeña anomalía negativa de Eu, mientras que otra posee una anomalía positiva de Eu, que

podría interpretarse como acumulación de plagioclasa o como producto del control de

hornblenda. La correlación levemente positiva entre el SiO2 y el Sr, apuntaría también a que el

122

fraccionamiento de plagioclasa no es un proceso importante en la evolución del intrusivo. La

composición de elementos mayores y traza, junto con la correlación positiva existente entre el

número de magnesio promedio de las anfíbolas con el número de magnesio de la muestra que

las contiene (Figura 35), indican que el fraccionamiento de anfíbola cumple un importante rol a

lo largo de la evolución del Plutón Plomo. La modelización de los procesos de cristalización

fraccionada que probablemente controlaron la evolución del Plutón Plomo se detalla más

adelante.

En el diagrama de elementos traza normalizados al MORB (Figura 36b), se aprecia un

enriquecimiento en elementos móviles y baja abundancia de elementos inmóviles. El

enriquecimiento en LFSE (Sr, K2O, Ba) ± Th ha sido atribuido al metasomatismo del manto por

los fluidos liberados desde la corteza oceánica subductada, mientras que el empobrecimiento

en HFSE (Nb, Ce, P2O5, Zr, Hf, Sm, TiO2, Y, Yb) puede tener su origen en mayores grados de

fusión parcial o en la estabilidad de las fases del manto residual (Pearce, 1982, en Wilson,

1989). Por otra parte, Pearce (1983) indica que el patrón irregular de los elementos inmóviles se

debe a que la fuente mantélica corresponde al manto litosférico enriquecido, al cual se le han

añadido elementos móviles y, en menor medida, Ce y Sm, a través del fluido de la zona de

subducción. A su vez, las razones (La/Yb)N = 4,10 – 5,92 (Figura 38a), y una concentración de

HREE del orden de 10 veces superior a la del condrito (Figura 36a), indicarían generación y

fraccionamiento del magma a profundidades normales de la corteza, libre de granate como fase

residual.

Con el fin de comparar la química de las rocas jurásicas en la región de Aysén, se

realizaron diagramas de elementos mayores y traza de rocas pertenecientes a plutones

satélites jurásicos, rocas volcánicas del Grupo Ibáñez e intrusivos jurásicos pertenecientes al

BNP, junto con las del Plutón Plomo. Se sumaron también datos del BNP que abarcan todas las

edades de éste, y que se encuentran en un rango composicional similar al del Plutón Plomo,

para ver si el quimismo del Plutón Plomo es coherente con la evolución del BNP, al que se

asoció al ser caracterizado por primera vez.

Con respecto al BNP existe un consenso en un origen asociado a subducción. Para

Pankhurst et al. (1999) la fuente del magma correspondería posiblemente a la fusión de

basaltos acumulados bajo la corteza y la fusión (¿y mezcla?) de la corteza inferior. Para Quiroz

(2000) la fuente es posiblemente la litósfera subcontinental enriquecida y asocia estas rocas

123

genéticamente a las rocas del Grupo Ibáñez. Para el origen de los plutones satélite jurásicos

Tonalita Sobral y Tonalita Cerro Esmeralda se proponen distintas hipótesis. Welkner (1999)

indica que la Tonalita Sobral estaría asociada a subducción, pudiendo posiblemente

corresponder a la raíz del Grupo Ibáñez, y su patrón de elementos traza, enriquecido en

elementos móviles tendría su origen en la participación de los fluidos derivados de la corteza

subductada, sin descartar que algo de este enriquecimiento podría derivar de contaminación

cortical y que sea, posiblemente, la raíz del Grupo Ibáñez. Para Parada et al. (1997) el origen

de la Tonalita Cerro Esmeralda estaría asociado a un sistema extensivo, donde la fuente

correspondería a refusión de la corteza continental.

Por su parte, el contexto en que se originó el Grupo Ibáñez tiene distintas versiones.

Pankhurst et al. (1998) indican un origen de las rocas, desde andesitas basálticas a riolitas,

como producto de fusión parcial de la corteza inferior, debido a extensión litosférica. Para Baker

et al. (1981), las andesitas basálticas del Grupo Ibáñez son producto de subducción, mientras

que el origen de las riolitas es por fusión parcial de la corteza, aunque un origen producto de

fraccionamiento de las andesitas basálticas no se descarta para algunas de ellas. Sin embargo,

para Quiroz (2000) las rocas efusivas y piroclásticas de todo el rango composicional del Grupo

Ibáñez, se asociarían a la subducción presente en el margen pacífico, en una posición

ligeramente de trasarco. La fuente de estas rocas para este autor es, probablemente, la fusión

parcial del manto superior peridotítico enriquecido en volátiles, seguido de cristalización

fraccionada, controlada principalmente por fraccionamiento de olivino, clinopiroxeno, magnetita

y plagioclasa.

Al observar las Figuras 40a y 40b se observa que el conjunto de muestras posee un

patrón concordante en términos generales. En la Figura 40a se aprecia que los distintos grupos

presentan el mismo patrón, diferenciándose sólo en que el Plutón Plomo es el único que

presenta anomalías positivas y negativas de Eu en algunas rocas. En la Figura 40b se aprecia

un patrón común, que además es típico de rocas generadas en un ambiente de subducción, con

enriquecimiento en K, Sr, y Th y anomalía negativa de Nb, que involucra fluidos generados en la

zona de subducción, enriquecido en estos elementos (Wilson, 1989). Bajo este supuesto, tanto

los plutones satélite como las rocas del BNP y las del Grupo Ibáñez en el Jurásico en la Región

de Aysén, corresponderían a las manifestaciones intrusivas y extrusivas de un arco volcánico

Jurásico.

124

En este escenario tectónico existen varias posibles fuentes para el magma parental del

Plutón Plomo, como también es esperable un complejo conjunto de procesos petrogenéticos

que controlen su evolución. Sin embargo, distinguir entre ellos es casi imposible sin datos

isotópicos. Por esto, a continuación se hace una referencia a la información isotópica de las

muestras utilizadas para la comparación.

Debido al sistema extensivo imperante en la región en la zona de trasarco en este

período, las rocas ubicadas hacia el este del eje formado por el BNP, adquirirían un mayor

componente cortical en su química, lo que explicaría las signaturas isotópicas del Grupo Ibáñez

y la Tonalita Cerro Esmeralda y, posiblemente, el carácter levemente peraluminoso del Plutón

Plomo. Parada et al. (1997) interpreta la isotopía de la Tonalita Cerro Esmeralda como

indicativa de un origen donde el rol de la corteza es el principal. La ausencia de anomalía de Nb

y los valores isotópicos (87Sr/86Sr = 0,7069 y 0,7082; εNd = -2,9 y –3,7) más cercanos a los del

Grupo Ibáñez (que en el trabajo antes citado no se asocia a subducción) que a los del BNP, son

indicados como aspectos en contra de un origen asociado a un margen continental activo. Sin

embargo, Riley et al. (2001) interpretan las composiciones isotópicas del volcanismo ácido

Jurásico en la Patagonia y la Antártica (87Sr/86Sri ~ 0,7070, εNdi ~ -3), similares a las de la

Tonalita Cerro Esmeralda (87Sr/86Sri ~ 0,7069 y 0,7082, εNdi ~ -2,9 y – 3,7), como desarrolladas

en un dominio tipo MASH (mixing, assimilation, storage and homogenization), mediante

anatexia de la corteza inferior, debido a la acumulación de basaltos bajo la corteza. Además, se

indica que valores de Nb < 12, como los encontrados en la Tonalita Cerro Esmeralda (8-11

ppm), serían típicos de márgenes continentales.

Pankhurst et al. (1999) exponen la variación isotópica a través del tiempo del BNP,

mostrando el descenso de la razón inicial 87Sr/86Sr desde el Cretácico temprano (87Sr/86Sr >

0,7050-0,7054) hasta el Mioceno medio (87Sr/86Sr = 0,7034), con un cambio en la tendencia

entre el Mioceno tardío y el Plioceno. Los autores indican que es poco probable una explicación

para este comportamiento debido a un progresivo descenso de contaminación con la corteza

superior, que en esta zona está conformada por metasedimentos paleozoicos, producto de la

barrera formada por los plutones más viejos. Los autores sugieren que la explicación estaría en

una corteza inferior enriquecida, que se funde parcialmente y, posiblemente, se mezcla, con los

basaltos acumulados bajo la corteza, donde las variaciones isotópicas serían producto de la

proporción en que se funden y mezclan estos componentes, sujeto a la intensidad de las

condiciones termales asociadas a la subducción. Desde este punto de vista, los altos valores de

125

la razón inicial 87Sr/86Sr encontrados para el Grupo Ibáñez y Tonalita Cerro Esmeralda podrían

explicarse con una mayor proporción de componente de corteza inferior en la generación de los

magmas, producto de mayores grados de fusión parcial debido a mayores temperaturas

asociadas a la extensión, pero siempre con un origen asociado a subducción. Los datos de

Parada et al. (1997) son aproximados a los valores de 87Sr/86Sr de hasta 0,7070 indicados para

el Batolito Surpatagónico de edad Jurásico tardío-Cretácico temprano, a la altura de 48°S

(Bruce et al. 1991, en Pankhurst et al. 1999). Finalmente, Parada et al. (2001) hacen una

distinción de las rocas volcánicas del trasarco del Mesozoico-Eoceno, como pertenecientes a un

Dominio Magmático Note o Sur, cuyo límite estaría alrededor de los 46°S. El Dominio

Magmático Sur, en el que se encuentra el Plutón Plomo, tendría afinidades subalcalinas, con

una composición isotópica (87Sr/86Sr = 0,7054- 0,7122; εNd = -1,8 y – -4,7) que es interpretada

como proveniente de una fuente litosférica, siendo aquí considerada importante la participación

del basamento Paleozoico en su génesis.

En resumen, no es posible indicar si las rocas de los distintos grupos están

genéticamente relacionadas, pero sí, que su petrogénesis tiene un origen en común. Los

antecedentes expuestos en este trabajo permiten concluir que las rocas de los distintos grupos

estarían asociadas a subducción, cuya fuente correspondería probablemente al manto

litosférico enriquecido. Para las rocas ubicadas hacia el este del BNP, una componente cortical

en su signatura es explicada por la extensión en la zona del trasarco, en donde mayores

volúmenes de magma, debido a fusión parcial de la corteza adelgazada, se estarían formando.

De esta forma, los plutones satélite jurásicos, y por extensión el Plutón Plomo, que presenta

una relación química cercana con ellos, estarían más estrechamente ligados con el Grupo

Ibáñez, aunque éstos y el BNP en su conjunto, serían las manifestaciones del arco volcánico

jurásico.

A continuación se detalla el camino seguido para intentar modelar el proceso de

cristalización fraccionada que controló la evolución del Plutón Plomo.

La separación de cristales desde un líquido (o de un líquido desde los cristales) en un

cuerpo de magma, es un poderoso mecanismo de diferenciación magmática, conocido como

cristalización fraccionada. En un conjunto de rocas asociadas espacial y temporalmente,

variaciones químicas coherentes pueden ser interpretadas mediante este proceso. Es posible

reconocer la mineralogía fraccionada principal usando los diagramas de variación. En éstos la

126

cristalización fraccionada se reflejaría en trends lineales continuos o con inflexiones que

representarían cambios en el conjunto de minerales fraccionados. Sin embargo hay que tener

en cuenta que otros procesos pueden producir trends lineales similares (Wilson, 1989).

Para intentar modelar el proceso de cristalización fraccionada que controló la evolución

del Plutón Plomo, se tomó como base la metodología expuesta por Wilson (1989) de balance de

masa para los elementos mayores y la ecuación de cristalización fraccionada de Rayleigh para

elementos traza. Generalmente se realiza en primer lugar el modelamiento con un elemento

mayor para delimitar las fases fraccionadas, y luego, con un elemento traza para probar si es

consistente.

Según el método de balance de masa, las muestras utilizadas no deben variar mucho en

su contenido de SiO2, pues no es realista pensar que un mismo conjunto de minerales es el

responsable de la diferenciación de un conjunto de muestras que presenta un amplio rango de

contenido de sílice. Como primera aproximación se suelen utilizar los fenocristales presentes en

las rocas, cuyas composiciones sean acordes con las variaciones observadas en los diagramas

de variación. La composición de éstos es ploteada en un diagrama de variación junto con las

composiciones de las muestras que quieren relacionarse mediante cristalización fraccionada. La

composición del mineral se toma como la representativa de la muestra más primitiva, que actúa

como magma parental. La cantidad de mineral que es necesario remover, dada como

estimación semi-cuantitativa, para pasar desde la composición de la muestra más primitiva a la

menos primitiva, es proporcional a la distancia entre ambas, dividido por la distancia entre la

segunda y la intersección de las rectas entre los minerales y las muestras.

En los diagramas de variación del Plutón Plomo se aprecia un control importante de la

anfíbola en las correlaciones encontradas, principalmente en los contenidos de FeOT, MgO y

CaO, para elementos mayores, y de Ni, Cr, V, Co y Sc, para los elementos traza. Además,

todas las muestras estudiadas contienen anfíbola como fenocristal máfico principal. Se realizó,

entonces, el modelo de cristalización fraccionada para las muestras de las que se dispone datos

de roca total y anfíbolas, correspondientes a CH-8071 (53,6 %wt SiO2), JR04-05 (56,1 %wt

SiO2), JR04-09 (63,7 %wt SiO2) y CH-8066 (65,9 %wt SiO2), utilizando el contenido de MgO,

escogido arbitrariamente dentro de los elementos mayores controlados por las anfíbolas.

127

En la Figura 48 se plotean pares de muestras, en orden creciente de contenido de SiO2,

considerado cada uno de ellos como un paso dentro de la evolución vía fraccionamiento del

magma que generó al Plutón Plomo. En las Figuras 48a, 48b y 48c, se necesita el

fraccionamiento de una o más fases conjuntas con la anfíbola, aunque sí se puede considerar

que el rol de las anfíbolas es preponderante, pues la composición de éstas plotea cerca de la

línea definida por las muestras, sobre todo en el último paso.

La fase (o fases) complementaría a la anfíbola debe ser un mineral con menor contenido

de MgO que ésta, sin restricciones en el contenido de SiO2, según se observa en los gráficos de

la Figura 48. Dos posibles candidatos, basándose en la mineralogía del Plutón Plomo son el

piroxeno, particularmente la augita, y la plagioclasa. Como se indicó en la sección 3.4, el

primero fue reconocido por Suárez y De La Cruz (2001) en el Plutón Plomo, y su participación

en etapas tempranas de la solidificación del Plutón Plomo es acorde con el modelo de

cristalización propuesto para éste. Sin embargo, una augita promedio posee contenidos de MgO

mayores (~15 %wt) que los de las anfíbolas del Plutón Plomo, lo que lo convierte en un

candidato poco probable. El segundo candidato, la plagioclasa, es un fenocristal reconocido

dentro de la mineralogía del Plutón Plomo, que cumple con las restricciones composicionales y

es acorde con el modelo de cristalización, pero, sin embargo, en los diagramas de variación de

elementos mayores y traza su control fue escasamente reconocido. A pesar de esto, considerar

a la plagioclasa como la fase complementaria a la anfíbola en el proceso de cristalización

fraccionada parece más correcto, pues es un fenocristal presente en todas las muestras, que

además cumple con las restricciones composicionales impuestas por el balance de masas.

En la Figura 49 se calcula la cantidad de mineral fraccionado para ir desde las

composiciones de las muestras CH-8071 a JR04-05 (paso 1, Figura 49a), JR04-05 a JR04-09

(paso 2, Figura 49b) y JR04-09 a CH-8066 (paso 3, Figura 49c). Para esto se considera una

asociación de minerales fraccionados conformada por anfíbola + plagioclasa. La cantidad de

mineral fraccionado (anfíbola + plagioclasa) en los pasos 1, 2 y 3 fue calculada en ~ 49%, ~

67% y ~ 15%, respectivamente. No es posible identificar la participación de cada mineral dentro

de este porcentaje, pero se puede observar en la Figura 49c que la participación de la anfíbola

toma mayor importancia en está última etapa.

128

Figura 48: Diagramas de variación para graficar sustracción de fases minerales.

Las anfíbolas se denotan con el mismo símbolo de la muestra de la cual provienen en tono gris.

Figura 49: Diagramas de variación para graficar sustracción de fases minerales. Simbología de muestras

en Figura 48. Las anfíbolas y plagioclasas se denotan con el mismo símbolo de la muestra de la cual provienen, en tonos gris y blanco, respectivamente.

Habiendo reconociendo a la anfíbola y plagioclasa como posible asociación mineralógica

en el proceso de cristalización fraccionada, el siguiente paso es corroborar su rol mediante el

uso de ecuaciones que modelen el comportamiento de elementos traza durante el proceso de

cristalización fraccionada. Como en general la velocidad de cristalización supera a la de

difusión, el equilibrio con el líquido residual sólo existe en la superficie de los cristales (Cebriá y

1

4

7

10

13

42 48 54 60 66

SiO

MgO

1

4

7

10

13

42 48 54 60 66

SiO

MgO

1

4

7

10

13

44 50 56 62 68

SiO

MgO

SiO2SiO2SiO2

a) b) c)

Anf AnfAnf

JR04-05 JR04-09 CH-8066 CH-8071

0

3

6

9

12

42 48 54 60 66

SiO

MgO

0

3

6

9

12

42 48 54 60 66

SiO

MgO

0

3

6

9

12

44 50 56 62 68

SiO

MgO

SiO2SiO2SiO2

a) b) c)

Anf AnfAnf

Pl PlPl

129

López Ruiz, 1994), por lo que para calcular la composición del líquido residual se utiliza la

ecuación definida por la ley de Rayleigh:

CL = C0F(D-1)

donde CL es la concentración de un elemento traza en el líquido residual, C0 es la concentración

de un elemento traza en el líquido original, F es la fracción de líquido remanente y D es el

coeficiente de partición de la asociación de minerales fraccionados, correspondiente a ΣXαKα.

La modelización se llevó a cabo a partir de la roca menos diferenciada del conjunto de

muestras del Plutón Plomo, correspondiente a la muestra CH-8071. El contenido de ésta en un

elemento i es tomado como el valor Ci0. Los valores KPl y KAnf son los correspondientes a

líquidos andesíticos (Rollinson, 1993). Para la construcción del gráfico, se utilizó el contenido de

la muestra CH-8071 en un elemento compatible, el cual fue introducido en la ecuación de la ley

de Raileigh junto con distintos valores de F, entre 0 y 1, obteniéndose diferentes valores de CL,

los que fueron graficados en el eje x. Un procedimiento análogo se realizó para obtener los

valores del eje y, pero utilizando el contenido de un elemento altamente incompatible. Este

procedimiento fue efectuado con distintos pares de elementos compatible-incompatible (Co-Y,

V-Zr, Sc-Y), encontrándose para todos ellos que no es posible explicar las variaciones

composicionales de la serie de rocas del Plutón Plomo con cristalización fraccionada de

anfíbola + plagioclasa como único factor. Haciendo variar la participación de estos minerales

(XPl y XAnf) en el modelo de cristalización fraccionada, se observó que al disminuir XPl las rocas

del Plutón Plomo se acercan a la curva teórica, pero sin llegar a coincidir con ella. En la Figura

50 se muestra, a modo de ejemplo, el resultado obtenido para los elementos Co y Y, con XPl =

0,6 y XAnf = 0,4 (Figura 50a), y XPl = 0,1 y XAnf = 0,9 (Figura 50b).

130

Xanf a) 0,4; b) 0,9 KanfY 2.500Xpl a) 0,6; b) 0,1 KplY 0.060KanfCo 13.000 C0

Co 22 ppmKplCo 0.010 C0

Y 49 ppm Figura 50: Modelo de cristalización fraccionada para el Plutón Plomo, a partir de la muestra CH-8071. En

los ejes x e y se encuentran los contenidos de un elemento traza compatible (Co) y uno altamente incompatible (Y), respectivamente, para los distintos líquidos representados. En negro se representa la curva teórica de cristalización fraccionada y en verde, los contenidos reales de las muestras del Plutón

Plomo.

Este resultado era esperable debido a que las rocas del Plutón Plomo utilizadas para

modelar el proceso de cristalización fraccionada presentan un empobrecimiento sostenido en

elementos compatibles, pero con una alta dispersión de los elementos incompatibles (Figura

33), contrario a lo encontrado en una serie de rocas asociadas mediante cristalización

fraccionada, donde tanto los contenidos de elementos compatibles como los contenidos de

elementos incompatibles disminuyen hacia los miembros más evolucionados, los primeros de

una forma mucho más rápida, por lo que las rocas más evolucionadas se encuentran cada vez

más enriquecidas relativamente en elementos incompatibles.

La corteza se encuentra enriquecida en elementos incompatibles, por lo que la

dispersión en los contenidos de éstos en las muestras del Plutón Plomo podría tener su origen

en contaminación cortical. Sin embargo, no se tienen los datos necesarios para modelar este

proceso en conjunto con el de cristalización fraccionada (AFC), y tampoco se disponen de datos

isotópicos que serían claves al momento de determinar la participación de la corteza en la

formación de las rocas del Plutón Plomo.

10

20

30

40

50

0 0 1 10 100

Co

Y

F=1,0

F=0,9

F=0,8

F=0,7

F=0,6

F=0,5

0,10,0110

20

30

40

50

0 1 10 100

Co

Y

F=1,0

F=0,

9F=

0,8

F=0,

7

F=0,

6

F=0,

5

F=0,

4

F=0,

3

0,1

a) b)

131

En conclusión, a pesar de que al menos el rol del fraccionamiento de anfíbola y, en

menor medida, el de la plagioclasa, se puede reconocer en las variaciones de algunos

elementos mayores y traza, es claro que éste es acompañado de otros factores, ya sea el

fraccionamiento complementario de otros minerales que no fueron identificados, o la acción de

otros procesos secundarios como la contaminación cortical.

Con respecto a la aplicación del geotermómetro de circón a las muestras del Plutón

Plomo con análisis químico, se obtuvieron TZr que clasifican dentro del grupo de “granitos fríos”

con temperaturas en el rango 677º - 781ºC. El ambiente tectónico de engrosamiento cortical

correspondiente a los granitos fríos estudiados por estos autores no es, sin embargo,

concordante con el ambiente extensional postulado para el Plutón Plomo. Una posibilidad es

que el Plutón Plomo no se encuentre representado por los intrusivos utilizados en el análisis

realizado en el trabajo de Miller et al. (2003), y que el complejo ambiente tectónico en el que se

formó el Plutón Plomo involucre una fuente de agua sin involucrar un ambiente de

engrosamiento cortical.

Otro punto importante es que todas las muestras del Plutón Plomo a las que se les

aplicó el geotermómetro de circón corresponden a muestras tomadas a nivel del lago, por lo que

no puede hacerse una comparación con respecto a las muestras del techo de los afloramientos

del Plutón Plomo similar a la que se hizo con los resultados obtenidos con los geotermómetro y

geobarómetro de hornblenda. Sin embargo, se puede observar que los valores de TZr se

acercan más a los correspondientes al grupo de baja temperatura, a excepción de la muestra

CH-8066, que fue descartada en la clasificación antes mencionada, debido a presentar una

intensa alteración, la cual también puede estar afectando el TZr obtenido, esto debido a que

alteraciones intensas pueden estar asociadas a pérdida de K, Na y, eventualmente, Ca, lo que

produciría un valor menor del factor M y, por consiguiente, un valor mayor de TZr.

132

7.5 Geocronología

La edad U-Pb obtenida para circones de la muestra JR04-05, correspondiente a 144,3 ±

1,1 Ma, es interpretada como edad de cristalización (~900°C) del Plutón Plomo, mientras que

las edades K-Ar obtenidas en anfíbola (143 ± 5 Ma) y biotita (151 ± 4 Ma, 148 ± 5 Ma, 147 ± 4

Ma y 145 ± 5 Ma) son interpretadas como temperaturas de cierre de estos minerales a ~500°C

y ~300°C, respectivamente. En general, las edades K-Ar en biotita son mayores que las edades

K-Ar en anfíbola y U-Pb en circón, por lo que construir una curva de cristalización con estos

datos es posible sólo si se consideraran los valores mínimos, dentro del rango de error, de las

dos edades K-Ar menores en biotita (Figura 51).

Figura 51: Evolución tiempo-temperatura del Plutón Plomo, mostrando en azul la datación U-Pb realizada en circón, en verde la datación K-Ar en anfíbola, y en amarillo y rojo las dos dataciones K-Ar en biotita de menor edad. La línea segmentada representa la curva de cristalización del magma. Las temperaturas de

cierre de los distintos minerales datados fueron tomadas de Spear (1993)

El sistema K-Ar en las rocas del Plutón Plomo fue posiblemente perturbado, como lo

indican las alteraciones y deformaciones en biotita. Como se vio en la sección 4.4.2 de

geotermometría de cloritas del Plutón Plomo, 4 de las 11 cloritas analizadas presentan una

temperatura de formación mayor a 300°C, por lo tanto, si se considera que la temperatura de

cierre de las biotitas se encuentra en el rango 260º - 350°C (Spear, 1993), la formación de estas

0

200

400

600

800

1000

135140145150155

Edad (Ma)

Tem

pera

tura

(ºC

)

133

cloritas habría abierto el sistema de las biotitas, invalidando las edades K-Ar en este mineral

como indicativas del momento de cristalización de éste.

Aun considerando esto, el hecho de que las edades K-Ar en biotita y anfíbola sean

consistentes con la edad U-Pb obtenida en circones, confirma a ésta como edad de

cristalización del magma. Por otra parte, la coincidencia de las edades obtenidas mediante los

distintos métodos, podría ser indicativa de un enfriamiento rápido del Plutón Plomo, como fue

sugerido para la Tonalita Cerro Esmeralda por Parada et al. (1997), quienes proponen como

causa de esto un emplazamiento superficial de ésta.

7.6 Mecanismos de formación del Plutón Plomo

Al observar los resultados de presión y temperatura de las muestras del Plutón Plomo,

que indican que las rocas de la parte superior del afloramiento poseen mayores temperatura y

presión de formación que aquellas tomadas del afloramiento al nivel del lago, se consideraron

las siguientes explicaciones: 1) sistemas de fallas, ya sea normales o inversas, dentro del

plutón, que exponen zonas más profundas de éste a niveles topográficamente más altos; 2)

inversión tectónica de bloques que involucren al plutón; y 3) formación del plutón en pulsos que

cristalizaron en niveles progresivamente más altos de la corteza. Las dos primeras hipótesis,

que apuntan a procesos posteriores al emplazamiento y enfriamiento del plutón, requieren de

evidencias estructurales para sustentarlas, ya sea en el plutón o en la roca de caja, que no

fueron observadas. La tercera hipótesis está asociada a la génesis del plutón, particularmente a

las condiciones de ascenso y emplazamiento del magma.

Los mecanismos de ascenso de magma granítico en la corteza que comúnmente se

invocan son el ascenso vía diques y el diapirismo. Sin embargo, este último ha perdido

lentamente importancia, excepto en situaciones de transporte de magma en la corteza inferior

dúctil, donde este mecanismo sería más eficiente, mientras que la mayoría de los plutones

graníticos encontrados en la corteza superior se cree fueron formados mediante pequeños

pulsos de magma que ascendieron rápidamente por conductos estrechos o fueron canalizados

a lo largo de zonas de cizalle. Una de las características más importantes del ascenso de

magma a través de diques es la tasa de ascenso de éste, superior hasta en 106 veces a la

representada por el diapirismo (Petford et al., 2000).

134

El emplazamiento del magma granítico en la corteza es la etapa final de formación del

intrusivo. Está controlado por una combinación entre las condiciones mecánicas (estructuras en

la roca de caja) y los efectos producidos por la diferencia de densidad entre el magma y la roca

de caja. Últimamente se ha reconocido que el tectonismo juega un rol importante en la

generación de espacio en la corteza para albergar el magma en ascenso (Petford et al., 2000).

Un ejemplo de esto es el trabajo de Grocott y Taylor (2002) en el que se estudia la relación

entre sistemas de fallas, deformación e intrusión de complejos plutónicos en la Cordillera de la

Costa en el norte de Chile. En este trabajo se grafican modelos de emplazamiento de plutones

graníticos asociados a tectonismo a través de diques alimentadores, en los que se muestra

como se crearía espacio para el emplazamiento de plutones mediante ascenso de techo o

hundimiento de piso, en sistemas extensionales y contraccionales, asociado a estructuras pre-

existentes reactivadas.

Glazner et al. (2004) presentan evidencias de terreno, geocronológicas y geofísicas, que

indican que los plutones podrían ser el resultado del amalgamiento de pulsos provenientes de

pequeñas cámaras magmáticas, en períodos de tiempo de un orden de magnitud mayor que el

período de vida termal de una masa magmática de gran tamaño. De esta forma sólo una

pequeña parte de un plutón estaría fundido en un tiempo dado, lo que implicaría una

reevaluación del concepto de “plutón”.

Estos mismos autores indican que existe un volumen cada vez mayor de datos que

sugieren que muchos plutones se componen de una serie de intrusiones con forma de láminas

inclinadas o de diques. En algunos casos existirían evidencias de terreno que permitirían

diferenciar estas láminas o diques, ya sea por diferencias composicionales o por evidencias

tales como una gradación de un intrusivo hacia sus bordes a una roca de caja inyectada de un

gran número de diques. En otros casos, los plutones se presentarían homogéneos, lo que

sugeriría una homogenización posterior al emplazamiento debido a los reiterados procesos de

annealing que harían invisibles los contactos internos.

En el trabajo antes citado se indica que los resultados geocronológicos que muestran

discordancias superiores al error analítico, comúnmente interpretadas como problemas en el

sistema isotópico, pueden ser reales y estar representando formación de plutones en períodos

de tiempo mucho mayores a los aceptados para estos cuerpos. Para ilustrar esto, presentan un

modelo bidimensional del emplazamiento a 15 km de profundidad en la corteza con un

135

gradiente geotermal de 20ºC/km, de un cuerpo rectangular de magma de 20 km de largo y 5 de

alto. El modelo indica que el magma desciende bajo 750ºC (tomada como la temperatura bajo

la cual el magma está cristalizada en un 50% y, por lo tanto, ya no es móvil) en un período de

500.000 años. En el caso de una modelización 3D la tasa de enfriamiento es aún menor, lo que

no es concordante con datos geocronológicos que indican períodos de formación para algunos

plutones de varios millones de años.

Por otra parte, Glazner et al. (2004) indican que cuerpos de magma en la corteza

debieran ser localizados mediante métodos sísmicos, ya que las ondas s no se propagan a

través de líquidos y presentan una disminución de significativa con pequeños porcentajes de

material fundido en un cuerpo. Sin embargo, estudios sísmicos han fallado en encontrar

evidencias de cantidades considerables de magma con un porcentaje importante de material

fundido (>50%), en cambio son reconocidas numerosas áreas donde éste escasamente supera

el 20%, por lo que se presume que el material fundido se localiza en diques, vetas o pequeños

cuerpos, y no formando grandes cuerpos de magma. Los resultados geofísicos son más

coherentes con la existencia de cámaras magmáticas pequeñas y de corta duración, compatible

con la formación mediante el amalgamiento de numerosos pulsos de magma durante largos

períodos de tiempo, que con la ocurrencia de cámaras magmáticas de gran tamaño con más de

50% de material fundido. Mecanismos de emplazamiento, tales como diapirismo y stoping,

requieren la existencia de cámaras magmáticas con volúmenes de material fundido en un 50%

comparable al tamaño del plutón, en cambio un mecanismo de formación mediante pulsos

sucesivos durante un largo período de tiempo implica que durante el emplazamiento el cuerpo

se encuentra en su mayor parte en estado sólido.

La interpretación de fábricas magmáticas que son aparentemente continuas en un

cuerpo de magma que se ha formado en diferentes tiempos, implica que el strain asociado es

uniforme durante todo ese tiempo. Debido a que un plutón formado de esta forma durante

millones de años posee sólo pequeñas parte fundidas en un mismo tiempo, la homogeneidad

textural y química no puede reflejar procesos ocurridos in situ, sino que la recurrencia de

procesos petrogenéticos que operan a más profundidad.

136

Considerando todos los aspectos antes señalados es posible sugerir un modelo de

formación del Plutón Plomo. Un ascenso vía diques sería el mecanismo más probable para

explicar el ascenso del magma generador del Plutón Plomo hasta la corteza superior frágil. No

se observaron evidencias de diapirismo asociado a la intrusión del Plutón Plomo, como

deformación dúctil asociado a ésta en la roca de caja. Por otro lado, la morfología alargada en

la dirección NS podría reflejar la misma disposición espacial de los conductos alimentadores, lo

cual estaría de acuerdo con la orientación dominante de las estructuras a nivel regional. Las

observaciones petrográficas también apoyan el modelo de diques alimentadores, puesto que

estos se asocian a numerosos pulsos magmáticos, los que habrían sido registrados en la

existencia de repetidas superficies de reabsorción en plagioclasas. Un ascenso vía diques

también pudiera ser el responsable de la presencia de enclaves microgranulares y podría haber

quedado registrado en la zona inmediatamente al norte del Plutón Plomo, descrita como aureola

metamórfica, y que corresponde a roca de caja con enjambres de diques de graníticos.

El emplazamiento del Plutón Plomo se produjo bajo un régimen extensional, y posee una

relación de intrusión con la roca de caja, a excepción de parte del margen este, donde el límite

del intrusivo coincide con una estructura de dirección ~ NS que la separa del basamento.

Aunque se desconoce la naturaleza y la edad de esta estructura, el reconocimiento de sistemas

de fallas NS, NE-SW y NW-SE que cortan al complejo metamórfico y al Grupo Ibáñez,

interpretadas como fallas normales probablemente activas durante el Jurásico superior –

Cretácico inferior bajo, en zonas aledañas al Plutón Plomo (De La Cruz et al., 2004; De La Cruz

y Súarez, 2006), hace posible una interpretación de esta estructura como parte de este sistema.

Lo antes descrito hace posible una interpretación del emplazamiento del Plutón Plomo como lo

proponen Grocott y Taylor (2002) para sistemas extensivos (Figura 52), mediante movimientos

verticales en la estructura que limita al Plutón Plomo, los que habrían permitido acomodar el

magma en ascenso. Un mayor conocimiento de la forma del intrusivo (la base de éste no está

expuesta, por lo que no se conoce con certidumbre su forma) y de deformaciones de la roca de

caja en torno a la estructura, sería necesario para discriminar entre los mecanismos de

hundimiento de piso (Figura 52a) o ascenso de techo (Figura 52b) que habrían acompañando el

emplazamiento del Plutón Plomo.

137

Figura 52: Modelo de emplazamiento de plutones graníticos en sistemas extensionales, mediante

a) hundimiento de piso y b) ascenso de techo. Las líneas verticales representan a los diques alimentadores, y las líneas segmentadas a los pliegues formados durante la reactivación de estructuras

pre-existentes. Tomado de Grocott y Taylor (2002).

Se podría postular una tesis como la propuesta por Glazner et al. (2004) para la cámara

magmática en la corteza desde donde se segregaría el magma generador del Plutón Plomo, y

suponer que ésta en realidad corresponde a numerosas cámaras de reducido tamaño. Esta

hipótesis es coherente con la idea de formación del Plutón Plomo mediante pulsos sucesivos de

magma, cada uno de los cuales presentaría un rápido ascenso y enfriamiento, encontrándose

parcial o totalmente cristalizado al momento de la llegada de un nuevo pulso. El tiempo

transcurrido entre el emplazamiento de cada pulso de magma puede ser considerable,

pudiendo ser esta la clave de la inconsistencia mostrada entre las edades U-Pb en circón y K-Ar

en anfíbola y biotita, puesto que podrían estar indicando la edad a la que distintos pulsos de

magma se encontraban a la temperatura de cierre característica de cada mineral para estos

métodos de datación, correspondientes a >700ºC, ~500ºC y ~300ºC, respectivamente, y no una

perturbación del sistema K-Ar que, sin embargo, tampoco debe ser descartado.

Como postula Glazner et al. (2004), la homogeneidad del un plutón no identifica a éste

como producto de una misma fuente, sino que puede reflejar la recurrencia de procesos

petrogenéticos en la corteza. La idea de múltiples cámaras magmáticas actuando como fuente

del Plutón Plomo junto con el régimen extensivo imperante y la alta tasa de ascenso del magma

asociada al transporte vía diques, conforman un escenario propicio para la hipótesis de la

a) b)

138

formación del Plutón Plomo mediante pulsos sucesivos que cristalizarían progresivamente más

alto en la corteza, explicando las variaciones en las condiciones de presión y temperatura de

formación debido a que los primeros pulsos de magma (Figura 53a) cristalizarían a una

profundidad mayor que los pulsos posteriores (Figura 53b).

Figura 53: Modelo de ascenso y emplazamiento del Plutón Plomo, basado en las condiciones P-T de formación, datos geocronológicos y características petrográficas y estructurales obtenidas para este

cuerpo.

~ 6 km ~ 6 km

~ 12 km~ 12 km

~ 6 km ~ 6 km

~ 12 km~ 12 km

139

CAPÍTULO 8 CONCLUSIONES

1) El Plutón Plomo corresponde a un cuerpo compuesto principalmente de tonalitas y

granodioritas de biotita y anfíbola, de fábrica isótropa y numerosos enclaves microgranulares de

composición monzodiorítica de cuarzo y monzonítica de cuarzo. Posee una aureola de

metamorfismo de contacto perteneciente a la facies hornfels de hornblenda. Se reconoce un

evento metamórfico posterior al emplazamiento del plutón, en la facies prehnita-pumpellyita,

bajo condiciones de presión y temperatura de 0,5 a 4,5 kbar y 175° a 280°C, respectivamente.

Se ha identificado además un evento deformacional registrado en las estructuras tipo kink-band

en biotitas y minerales metamórficos, las que indicarían una formación a temperaturas mayores

a 250ºC. A este evento deformacional se le atribuye una edad de 132 ± 9 Ma, quedando el

evento metamórfico acotado por esta edad y la edad de cristalización del plutón.

2) El estudió en detalle de la química de las anfíbolas ayudó a dilucidar las condiciones de

presión y temperatura cercano al solidus del magma. Se encontró que las anfíbolas del Plutón

Plomo pertenecen al grupo cálcico, dentro del cual 48 corresponden a magnesiohornblendas, 8

a ferrohornblendas, 7 a tschermakitas, 5 a ferroedenitas, 3 a edenitas, 2 a ferrotschermakitas y

2 a magnesiohastingsitas. Se encontró que los intercambios edenítico, tschermakítico y Ti-

tschermakítico son importantes en las anfíbolas analizadas. Se aplicó el geobarómetro de Al en

hornblenda, el geotermómetro de anfíbola-plagioclasa y el termobarómetro de Al y Ti en

anfíbola, y se obtuvo como resultado valores no homogéneos que fueron asociados en un grupo

de alta presión y alta temperatura (~ >3,5 kbar y ~ >767°C), y otro de baja presión y baja

temperatura (~ <3,1 kbar y ~ <717°C), el primero correspondiente a las muestras tomadas en la

parte superior del afloramiento, y el segundo, a las tomadas al nivel del lago. Por otra parte, la

aplicación del geotermobarómetro de óxidos de Fe y Ti indicó temperaturas entre 592° y 637°C

y ƒO2 entre -15,8 y -17,7 para el magma del cual cristalizaron, aunque es posible que

correspondan a condiciones de reequilibrio.

3) Los análisis químicos realizados a rocas del Plutón Plomo indican que éste posee una

afinidad calcoalcalina a calcoalcalina alta en K con carácter metaluminoso, ploteando en el

campo de los Granitos de Arco Volcánico + Granitos Colisionales sintectónicos, lo que junto a la

anomalía negativa de Nb que presentan las muestras, permiten asociar su formación a un

140

ambiente de subducción. La modelización de procesos de cristalización fraccionada llevó a la

conclusión de que a pesar de que el rol del fraccionamiento de anfíbola y, en menor medida, el

de la plagioclasa, se pueden reconocer en las variaciones de algunos elementos mayores y

traza, es claro que éste es acompañado de otros factores, ya sea el fraccionamiento

complementario de otros minerales que no fueron identificados, o la acción de otros procesos

secundarios como la contaminación cortical.

4) La comparación de la geoquímica del Plutón Plomo con el BNP, el Grupo Ibáñez y los

plutones satélite jurásicos de la Región de Aysén permite, al menos, indicar que poseen un

origen común, el cual se asociaría a subducción, y según el cual, en conjunto representarían un

arco magmático donde la manifestación efusiva estaría representada por el volcanismo bimodal

del Grupo Ibáñez y la raíz correspondería a las primeras etapas de BNP junto con los plutones

satélite jurásicos. El quimismo del Plutón Plomo indica para éste una fuente correspondiente al

manto litosférico enriquecido y una evolución con una componente cortical involucrada. Esta

signatura cortical es similar a las encontradas en los plutones satélite jurásicos, para los que se

sugiere un origen explicado por la influencia de la extensión en la zona del trasarco. No existen

datos isotópicos que permitan confirmar lo mismo para el Plutón Plomo, pero dada la similitud

química de éste con los plutones satélite jurásicos, se sugiere la influencia de la extensión en su

evolución.

5) La edad U-Pb realizada en circones del Plutón Plomo es tomada como representativa de la

edad de cristalización de este intrusivo, la cual corresponde a ~ 144 Ma. Las edades K-Ar

realizadas a muestras del Plutón Plomo, aunque menos confiables, al ser consistentes con la

edad U-Pb obtenida, la confirman. De esta forma, es posible situar al Plutón Plomo en el

Jurásico tardío, coincidiendo con las primeras etapas de formación del BNP.

6) Todos los antecedentes antes expuestos permiten proponer un modelo de emplazamiento

del Plutón Plomo correspondiente a un transporte del magma a través de diques o canales en

forma de pulsos magmáticos, cada uno de los cuales presentaría un rápido ascenso y

enfriamiento, encontrándose parcial o totalmente cristalizado al momento de la llegada de un

nuevo pulso. Además estos pulsos cristalizarían a una profundidad progresivamente menor, lo

que ocurriría gracias al régimen extensivo imperante.

141

REFERENCIAS Andersen, D.J. y Lindsley, D.H. 1985. New (and final!) models for the Ti-magnetite/ilmenite geothermometer and oxygen barometer. Abstract AGU 1985 Spring Meeting Eos Transactions. American Geophysical Union, 66, 416. Baker, P.E., Rea, W.J., Skarmeta, J., Caminos, R., Rex, D.C. 1981. Igneous history of the Andean cordillera and Patagonian plateau around latitude 46°S. Philosophical Transactions of the Royal Society, A303, 105-149. Bartholomew, D.S. 1984. Geology and Geochemistry of the Patagonian Batholith, Chile. Tesis de Doctorado, Universidad de Leicester, 177 p. Beard, J., Ragland, P., Crawford, M. 2005. Using Incongruent Equilibrium Hydration Reactions to Model Latter-Stage Crystallization in Plutons: Examples from the Bell Island Tonalite, Alaska. The Journal of Geology, 113, 589-599. Bell, C.M., Suárez, M. 2000. The Río Lácteo Formation of Southern Chile. Late Paleozoic orogeny in the Andes of southernmost South America. Journal of South American Earth Sciences, 13, 133-145. Best, M. y Christiansen, E. 2001. Igneous Petrology. Blackwell Science, 458 p. Bettison, L.A. y Schiffman, P. 1988. Compositional and structural variation of the phyllosilicates from the Point Sal ophiolite, California. American Mineralogist, 73, 62-76. Blundy, J. y Holland, T. 1990. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 104, 208-224. Cathelineau, M. 1988. Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature. In: Bain, D.C. editors, Special issue devoted to some papers read at the sixth meeting of the European Clay Groups. Clay Minerals, 23, 471-485. Cebriá, J.M. y López Ruiz, J. 1994. Modelización Geoquímica de los Procesos de Diferenciación por Cristalización. Estudios Geológicos, 50, 309-322. Cembrano, J., Hervé, F., Lavenu, A. 1996. The Liquiñe Ofqui fault zone: a long-lived intra-arc fault system in southern Chile. Tectonophysics, 259, 55-66. Deer, W.A., Howie, R.A., Zussman, J. 1992. An Introduction to the Rock-forming Minerals. 2nd edition, 696 p., Longman, London. De La Cruz, R., Welkner, D., Súarez, M., Quiroz, D. 2004. Geologia del Área Oriental de las Hojas Cochrane y Villa O’Higgins. Región de Aysén del General Carlos Ibáñez Del Campo. Carta Geológica de Chile. Escala 1:250.000, N°85. Servicio Nacional de Geología y Minería. De La Cruz, R. y Súarez, M. 2006. Geología del Área Puerto Guadal - Puerto Sánchez. Región de Aysén del General Carlos Ibáñez Del Campo. Carta Geológica de Chile. Escala 1:100.000, N°95. Servicio Nacional de Geología y Minería. Donaire, T., Pascual, E., Pin, C., Duthou, J.L. 2005. Microgranular enclaves as evidence or rapid cooling in granitoid rocks: the case or the Los Pedroches granodiorite, Iberian Massif, Spain. Contributions to Mineralogy and Petrology, 149, 247-265. Droop, G. 1987. A general equation for estimating Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine, 51, 431-435.

142

Ernst, W. Y Liu, J. 1998. Experimental phase-equilibrium study of Al- and Ti-contents of calcic amphibole in MORB-A semiquantitative thermobarometer. American Mineralogist, 83, 952-969. Espinoza, F., Morata, D., Pelleter, E., Maury, R.C., Suárez, M., Lagabrielle, Y., Polvé, M., Bellon, H., Cotten, J., De la Cruz, R., Guivel, C. 2005. Petrogenesis of the Eocene and Mio-Pliocene alkaline basaltic magmatism in Meseta Chile Chico, southern Patagonia, Chile: Evidence for the participation of two slab windows. Lithos, 82, 315–343. Freiberger, R., Hecht, L., Cuney, M., Morteani, G. 2001. Secondary Ca-Al silicates in plutonic rocks: implications for their cooling history. Contributions to Mineralogy and Petrology, 141, 415-429. Flint, S.S., Prior, D.J., Agar, S.M., Turner, P. 1994. Stratigraphic and structural evolution of the Tertiary Cosmelli Basin and its relationship to the Chile triple junction. Journal of the Geological Society, London, 151, 251-268. Frey, M., De Capitani, C., Liou, J.G. 1991. A new petrogenetic grid for low-grade metabasites. Journal of Metamorphic Geology, 9, 497-509. Glazner, A., Bartley, J., Coleman, D., Gray, W., Taylor, R. 2004. Are plutons assembled over millions of years by amalgamation from small magma chambers?. GSA Today, v.14, n°4/5, 1-11. Grocott, J. y Taylor, G. 2002. Magmatic arc fault systems, deformation partitioning and emplacement of granitic complexes in the Coastal Cordillera, north Chilean Andes (25º30’S to 27º00’S). Journal of the Geological Society, London, 159, 425–442. Haller, M. y Lapido, O. 1982. The Jurassic-Cretaceous Volcanism in the Septentrional Patagonian Andes. Earth-Science Reviews , 18, 395-410. Hammarstrom, J. y Zen, E-an. 1986. Aluminum in hornblende: an empirical igneous gebarometer. American Mineralogist, 71, 1297-1313. Hervé, F., Aguirre, L., Godoy, E., Massone, H.,Morata, D., Pankhurst, R.J., Ramirez, E., Sepúlveda, V., Willner, A. 1998. Nuevos antecedentes acerca de la edad y las condiciones P-T de los complejos metamórficos en Aysen, Chile. Actas X Congreso Latinoamericano de Geología y VI Congreso Nacional de Geología Económica (Buenos Aires) 2, 134-137. Hollister, L., Grissom, G., Peters, E., Stowell, H., Sisson, V. 1987. Confirmation of the empirical correlation of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist, 72, 231-239. Johnson, M. y Rutherford, M. 1989. Experimentally determined conditions in the Fish Canyon tuff, Colorado, magma chamber. Journal of Petrology, 30, 711-737. Jowett, E.C. 1991. Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer. GAC/MAC/SEG Joint Annual Meeting, Program with Abstract, 16, p. A62. Kay, S.M., Ramos, V., Mpodozis, C., Sruoga, P. 1989. Late Paleozoic to Jurassic silicic magmatism at the Gondwana margin: Analogy to the Middle Proterozoic in North America?. Geology, 17, 324-328. Kranidiotis, P. y MacLean, W.H. 1987. Systematics of chlorite alteration at the Phelps Dodge massive sulphide deposit, Matagami, Québec. Economic Geology, 82, 1898-1911. Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist, 68, 277-279. Leake, B.E. 1971. On aluminous and edenitic hornblendes. Mineralogical Magazine, 38, 389-407.

143

Leake, B., Woolley, A., Arps, C., Birch, W., Gilbert, C., Grice, J., Hawthorne, F., Kato, A., Kisch, H., Krivovichev, V., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W., Nickel, E., Rock, N., Schumacher, J., Smith, D., Stephenson, N., Ungaretti, L., Whittaker, E., Youzhi, G. 1997. Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Minerals Names. American Mineralogist, 82, 1019-1037. Le Maitre, R., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre, J., Le Bas, M., Sabine, P., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A., Zanettin, B. 1989. A classification of igneous rocks and glossary of terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Blackwell Scientific Publications, 193 p., Oxford. Lepage, L. 2003. ILMAT: an Excel worksheet for ilmenite–magnetite geothermometry and geobarometry. Computers & Geosciences, 29, 673-678. Miller, C., McDowell, S., Mapes, R. 2003. Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance. Geological Society of America, v.31, n°6, 529-532. Niemeyer, H. 1975. Geología de región comprendida entre el Lago General Carrera y el río Chacabuco, Provincia de Aysén, Chile. Memoria de título. Santiago, Chile. Universidad de Chile, Departamento de Geología, 309 p. Niemeyer, H., Skarmeta, J., Fuenzalida, R., Espinosa, W. 1984. Hojas Península de Taitao y Puerto Aysén. Región de Aysén del General Carlos Ibáñez del Campo. Carta Geológica de Chile, n° 60-61. Servicio Nacional de Geología y Minería. Pankhurst, R.J., Hervé, F., Fanning, C.M., Suárez, M. 2003. Coeval Plutonic and Volcanic Activity in the Patagonian Andes: The Patagonian Batholith and the Ibañez and Divisadero Formations, Aysén, Southern Chile. X Congreso Geológico Chileno, CD Rom. Pankhurst, R.J., Leat, P.T., Sruoga, P., Rapela, C.W., Márquez, M., Storey, B.C., Riley, T.R. 1998. The Chon Aike province of Patagonia and related rocks in West Antartica: A silicic large igneus province. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 81, 113-136. Pankhurst, R.J., Riley, T.R., Fanning, C.M, Kelley, S.P. 2000. Episodic Silicic Volcanism in Patagonia and the Antartic Peninsula: Chronology of Magmatism Associated with the Break-up of Gondwana. Journal of Petrology, 41(5), 605-625. Pankhurst, R.J., Weaver, S.D., Hervé, F., Larrondo, P. 1999. Mesozoic-Cenozoic evolution of the North Patagonian Batholith in Aysén, southern Chile. Journal of the Geological Society, London, 156, 673-694. Parada, M.A., Palacios, C., Lahsen, A. 1997. Jurassic extensional tectono-magmatism and associated mineralization of the El Faldeo polymetallic district, Chilean Patagonia: geochemical and isotopic evidence of crustal contribution. Mineralium Deposita, 32, 547-554. Parada, M.A., Lahsen, A., Palacios, C. 2001. Ages and geochemistry of Mesozoic-Eocene back-arc volcanic rocks in the Aysén region of the Patagonian Andes, Chile. Revista Geológica de Chile, 28, 25-46. Passchier, C.W. y Trouw, R.A.J. 1996. Microtectonics. 2nd edition, 289 p., Springer, Germany. Pearce, J. 1983. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Hawkesworth, C. y Norry, M. (eds.), Continental basalts and mantle xenoliths. Shiva, Nantwich, pp. 230-249. Pearce, J., Harris, N., Tindle, A. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983.

144

Petford, N., Cruden, A.R., McCaffrey, K.J.W., Vigneresse, J.-L. 2000. Granite magma formation, transport and emplacement in the Earth’s crust. Nature, 408, 669–673. Quiroz, D. 2000. Geología y geoquímica de la Formación Ibañez y Batolito Patagónico al norte del Lago General Carrera (46°00’ – 46°30’S y 72°00’ – 72°20’W), XI Región, Aysén. Chile. Memoria de Título. Concepción, Chile. Universidad de Concepción, 175 p. Ramírez-Sánchez, E., Hervé, F., Kelm, U., Sassi, R. 2005. P–T conditions of metapelites from metamorphic complexes in Aysen, Chile. Journal of South American Earth Sciences, 19, 373-386. Ramos, V.A. y Kay, S.M. 1992. The Southern Patagonian plateau basalts: retroarc testimony of a ridge collision, Argentina. Oliver, R.A., Vatin-Perignon, N., Laubacher, G. Andean geodynamics Symposium (Grenoble, France). Tectonophysics 205: 261-282, Amsterdam. Ramos, V.A., Niemeyer, H., Skarmeta, J., Muñoz, J. 1982. Magmatic Evolution of the Austral Patagonian Andes. Earth-Science Reviews, 18, 411-443. Rickwood, P- 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22, 247-263. Riley, T.R., Leat, P.T., Pankhurst, R.J., Harris, C. 2001. Origins of Large Volume Rhyolitic Volcanism in the Antartic Peninsula and Patagonia by Crustal Melting. Journal of Petrology, 42(6), 1043-1065. Robinson, P., Spear, F., Schumacher, J., Laird, J., Klein, C., Evans, B., Doolan, B. 1982. Phase Relations of Metamorphic Amphiboles: Natural Ocurrence and Theory. Reviews in Mineralogy, 9B, 3-211. Rolando, A.P., Hartmann, L.A., Santos, J.O.S., Fernandez, R.R., Etcheverry, R.O., Schalamuk, I.A., McNaughton, N.J. 2002. SHRIMP zircon U-Pb evidence for extended Mesozoic magmatism in the Patagonian Batholith and assimilation of Archean crustal components. Journal of South American Earth Sciences, 15, 267-283. Rollinson, H. 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific & Technical (eds.), 352 p., London. Schiffman, P. y Fridleifsson, G.O. 1991. The smectite-chlorite transition in drillhole NJ-15, Nesjavellir geothermal field, Iceland: XRD, BSE and electron microprobe investigations. Journal of Metamorphic Geology, 9, 679-696. Schmidt, M. 1992. Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: An experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110, 304-310. SERNAGEOMIN, 2003. Mapa Geológico de Chile. Escala 1:1.000.000. Shand, S. 1947. Eruptive Rocks. Their genesis, composition, classification, and their relation to ore deposits. In J. Wiley & Sons (eds.), 488 p., New York. Spear, F. 1993. Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-Temperature-Time Paths. 799 p., Mineralogical Society of America, Washington, D.C. Spencer, K.J. y Lindsley, D.H. 1981. A solution model for coexisting iron-titanium oxides. American Mineralogist, 66, 1189–1201. Suárez, M. Y De la Cruz, R. 2000. Geología de la zona del lago General Carrera, Región de Aysén, Chile. IX Congreso Geológico Chileno, 2, 264-268. Suárez, M. y De La Cruz, R. 2001. Jurassic to Miocene K-Ar dates from eastern central Patagonian Cordillera plutons, Chile (45°-48°S). Geological Magazine 138(1), 53-66.

145

Sun, S. y McDonough, W. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, Special Publication n°42, p. 313-345. Watson, E. y Harrison, T. 1983. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters, 64, 295-304. Weaver, S., Bruce, R., Nelson, E., Brueckner, H., LeHuray, A. 1990. The Patagonian batholith at 48°S latitude, Chile; Geochemical and isotopic variations. Geological Society of America. Special Paper, 241, 33-50. Welkner, D. 1999. Geología del área del Cerro San Lorenzo: Cordillera Patagónica Oriental, XI Región de Aysén, Chile (47°25’ a 47°50’S). Memoria de Título. Santiago, Chile. Universidad de Chile, 150 p. Wilson, M. 1989. Igneous Petrogenesis. A global tectonic approach. London, Harper Collins Academic (eds.), 466 p.

146

ANEXO 1: DESCRIPCIONES PETROGRÁFICAS

A continuación se presentan las descripciones petrográficas en corte transparente de la

totalidad de las muestras, realizadas en el Laboratorio de Microscopía del Departamento de

Geología de la Universidad de Chile.

De las 44 muestras descritas, 30 corresponden al Plutón Plomo, 7 a la aureola

metamórfica, 4 a diques que cortan al intrusivo y 3 muestras correspondientes a zonas de

alteración dentro del intrusivo. Para las muestras del plutón que incluían parte de enclave, se

realizó una descripción independiente de ambos.

Para la clasificación de las rocas igneas se realizó conteo modal de entre 1350 y 1400

puntos, mientras que en las muestras con enclave se efectuó un número de puntos para el

intrusivo y el enclave que varió dependiendo de la participación de cada uno dentro del corte.

Las muestras poseen distintos grados de alteración, comúnmente moderado a alto. Por

esto, en las descripciones petrográficas el contenido de minerales primarios está dado por los

minerales frescos más los minerales en distintos grados de alteración, incluyendo aquellos

completamente reemplazados, pero de los que se tiene certeza de su composición original. Sin

embargo, existe la posibilidad de que el contenido de algunos minerales haya sido subestimado

o incluso haya pasado desapercibido debido al alto grado de alteración. Es el caso de las

muestras CH-8066-2 y CH-8069, en las que las texturas presentes en algunas biotitas podrían

interpretarse como un reemplazo total de antiguos cristales de anfíbola. Sin embargo, a

diferencia de otras muestras, la ausencia de residuos de anfíbola hace difícil precisar la

existencia y contenido de éstas.

Las abreviaturas usadas para denominar los distintos minerales, tanto en el texto como

en los Anexos, son las recomendadas por Kretz (1983), excepto las marcadas con *, las cuales

se adoptaron en este trabajo.

147

And andalucita Ep epidota Ms moscovita Rt rutilo

Anf* anfíbola Fd* feldespato Pl plagioclasa Ttn titanita

Ap apatito Ilm ilmenita Prh prehnita Zrn circón

Bt biotita Kfs feldespato-k Pmp pumpellyita

Chl clorita Mag magnetita Qtz cuarzo

1. MUESTRAS DEL INTRUSIVO

JR04-05 Mineralogía: - Pl (44,0%), cristales subhedrales, anhedrales y euhedrales, de tamaño entre 0,1 – 2 mm,

aproximadamente, con frecuentes texturas de parches, principalmente en el núcleo de los cristales, cuyo número le confiere, en ocasiones, aspecto de colador, y zonaciones e inclusiones de biotita y anfíbolas. Presenta alteración moderada a arcillas y leve a sericita.

- Qtz (18,4%) se presenta como mineral intersticial, en ocasiones poikilítico y con extinción ondulosa. - Bt (18,6%) se le encuentra como cristales de 0,2 a 4 mm, anhedrales y subhedrales de bordes irregulares,

comúnmente acotado por cristales de plagioclasa y anfíbola, con pleocroísmo en distintos tonos de café rojizo. Presenta una alteración moderada a clorita. Ocasionalmente se presenta formando cúmulos difusos junto a anfíbolas.

- Anf (19,0%) se presenta en cristales de entre 0,2 y 4 mm, anhedrales y subhedrales, con bordes muy irregulares en ocasiones, con pleocroísmo en colores pasteles verde oliva-amarillo-café rojizo. Se observa alteración a clorita y a anfíbolas secundarias, de hábito más fibroso.

- Accesorios, mayoritariamente constituidos por minerales opacos anhedrales, de tamaño ≤ 0,1, los que preferentemente se asocian a minerales máficos. También se encuentran circones y apatitos diseminados, ≤ 0,1 mm, subhedrales y euhedrales.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: enclaves elongados de ~ 5 mm de largo, distinguibles bajo inspección microscópica, con cuarzo y

plagioclasa principalmente, más algunos cristales de anfíbola y biotita, de tamaño de grano <0,1 mm Nombre: Tonalita de anfíbola y biotita

JR04-07 Mineralogía: - Pl (49,6%), ≤ 2 mm, anhedrales y subhedrales. Presenta maclas polisintética, de albita y periclina, y

combinaciones complejas de éstas. Los cristales presentan parches y zonaciones. Alteración incipiente a moderada a arcillas y sericita.

- Qtz (11,6%), como mineral intersticial, a veces en mosaico, con extinción ondulosa. - KFd (0,1%) como mineral intersticial pertítico y con alteración incipiente a arcillas. - Bt (9,8%), ≤ 2 mm, anhedrales, con pleocroísmo en tonos café pálido a rojo oscuro. Algunos corresponden

posiblemente a biotitas secundarias. Alteración a prehnita en clivajes. Se observa también en algunos individuos anillos externos formados por cuarzo, opacos y anfíbolas secundarias. Generalmente se encuentra formando cúmulos difusos junto a biotita.

- Anf (28,9%), los escasos vestigios de anfíbolas primarias se aprecian anhedrales y muy fracturados, con pleocroísmo en tonos rojizo pálido y amarillento. Se observan además abundantes anfíbolas secundarias, alterando probablemente a las anfíbolas primarias, de hábito tabular a fibroso, ≤ 0,5 mm, con pleocroísmo en tonos rosado y amarillo brillantes.

- Accesorios, corresponden a circones y apatitos escasos y diseminados, minerales opacos de tamaño < 0,1 mm, anhedrales, comúnmente formando anillos en torno a biotita.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: sin estructuras, roca homogénea. Nombre: Diorita de cuarzo de anfíbola y biotita

148

JR04-08 Mineralogía: - Pl (47,9%) se encuentran como cristales aubhedrales y anhedrales, de entre 0,1 y 2,5 mm, con maclas

polisintética y de albita. Son frecuentes las zonaciones y las texturas de parches. La alteración varía de incipiente a moderada, concentrándose en los núcleos de los cristales principalmente, y es a arcillas y sericita.

- Qtz (30,9%) se presenta como mineral intersticial, poikilítico y con extinción ondulosa. - KFd (2,2%) se encuentra como mineral interstcial poikilítico, con algunos individuos pertíticos, en el que las pertitas

son < 0,1 mm, generalmente alargadas y ocasionalmente redondeadas. No presenta maclas. Estos rasgos se repiten en el resto de las muestras descritas.

- Bt (15,0%) se presenta como cristales subhedrales y anhedrales de tamaño entre 0,2 y 3 mm, de pleocroísmo en tonos café. Se observa alteración que varía entre los granos desde incipiente a fuerte, principalmente a clorita en bordes de cristales, y en menor medida, prehnita y epidota en clivajes, este último alcanzando desarrollo importante en algunos cristales. Se observan inclusiones de plagioclasas, y algunos individuos deformados (kink bands).

- Anf (4,0%) cristales subhedrales y anhedrales de tamaño entre 0,2 y 4 mm, con pleocroísmo verde oliva-café claro, con maclas de dos individuos. Se observa alteración débil a moderada a clorita en bordes y clivajes. Suele encontrarse formando cúmulos difusos con biotita. Se observan inclusiones de plagioclasas.

- Accesorios, se observan circones y apatitos escasos diseminados y minerales opacos anhedrales y cuadrados, de tamaño < 0,2 mm, asociados principalmente a máficos.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: sin estructuras, roca homogénea. Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola

JR04-09 Mineralogía: - Pl (45,7%) corresponde a cristales de tamaño entre 0,2 y 4 mm, anhedrales y subhedrales, con macla

polisintética y de albita, en ocasiones zonados. Presenta alteración moderada a fuerte a sericita y arcilla, preferentemente en núcleos o formando anillos concéntricos a zonación, en ocasiones la alteración es completa.

- Qtz (24,1%), como mineral intersticial, rellenando espacios entre minerales, con textura poikilítica. - KFd (6,8%), rellenando espacios, con textura de exsolución y poikilítica, y alteración leve a moderada a arcillas. - Bt (11,8%), cristales de tamaño entre 0,2 y 2 mm, subhedrales y anhedrales, en ocasiones rellenando espacios

dejados por plagioclasas y anfíbolas, con pleocroísmo en tonos de café verdoso y alteración moderada a fuerte a clorita, y leve a moderada a epidota y prehnita, que se disponen preferemente en los clivajes de los cristales de biotita.

- Anf (11,6%) de tamaño entre 0,1 y 3 mm, subhedrales y anhedrales, de bordes rectos y en ocasiones irregulares, acotados principalmente por plagioclasas. Presenta alteración leve a fuerte a anfíbolas secundarias de hábito fibroso, y alteración moderada a clorita. Generalmente se asocia en cúmulos difusos a biotitas.

- Accesorios, minerales opacos anhedrales redondeados, y en algunos casos subhedrales, de tamaño ≤ 0,2 mm, se asocian preferentemente a biotita. Se encuentran también circones y apatitos, de tamaño ≤ 0,2 mm, subhedrales y euhedrales, diseminados. Bajo la inspección en microscopio es posible apreciar zonación en algunos granos de circón.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: sin estructuras, roca homogénea. Nombre: Granodiorita de biotita y anfíbola

JR04-10 Mineralogía: - Pl (47,7%) corresponden a cristales cuyo tamaño varía entre los 0,1 y 3 mm, subhedrales y

anhedrales, con maclas polisintética y de albita, generalmente zonadas. Se encuentra alterada en grados variables a sericita y arcillas y, en menor medida, a epidota.

- Qtz (32,4%) se encuentra como mineral intersticial, con textura poikilítica. - KFd (0,8%) se encuentra como mineral intersticial, con textura poikilítica y pertítica, con alteración moderada a

arcillas. - Bt (6,9%), corresponde a cristales de tamaño entre 0,1 y 2 mm, subhedrales y anhedrales, cuyos bordes son

frecuentemente interferidos por plagioclasas y anfíbolas. Su color original no es distinguible, pues se encuentran completamente alteradas a clorita, epidota y prehnita. Comúnmente forma cúmulos difusos con anfíbolas.

- Anf (12,2%) el tamaño de los cristales de anfíbolas varía entre los 0,1 y 4 mm, y son subhedrales y anhedrales, cuyos bordes se encuentran interferidos en ocasiones por plagiocasas, con pleocroísmo en los colores verde oliva-café rojizo o verde oliva-amarillento. Se encuentran con alteración incipiente a clorita y con alteración moderada a anfíbolas secundarias, de hábito más fibroso y colores más pálidos.

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- Accesorios, corresponden a apatitos y circones diseminados, y minerales opacos anhedrales y subhedrales asociados principalmente a minerales máficos.

Enclaves: los minerales varían principalmente en su tamaño, que para las anfíbolas (12,1%) es de 0,1 a 1 mm, plagioclasas (50,7%) de 0,2 a 2 mm, biotitas (16,3%) de 0,2 a 2 mm. Las anfíbolas además se presentan más anhedrales. El cuarzo (13,8%) y feldespato potásico (7,1%) se presentan con características similares a las descritas.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Los enclaves también presentan un tamaño de grano predominante medio, sin embargo, la existencia de numerosas anfíbolas de grano fino le confiere un aspecto distintivo.

Estructuras: presenta enclaves microgranulares, de forma esferoidal, apreciables en muestra de mano. Nombre: Tonalita de anfíbola y biotita, con enclaves monzodioríticos de cuarzo de biotita y anfíbola

JR04-11 Mineralogía: - Pl (41,6%) de tamaño entre 0,2 – 4 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas de albita y polisintética,

junto con zonaciones y parches. Alteración moderada a fuerte a sericita y arcillas, en núcleos y anillos concéntricos a los bordes del cristal.

- Qtz (27,1%), como mineral intersticial con extinción ondulosa, poikilítico en ocasiones. - KFd (15,1%), como mineral intersticial, ocasionalmente pertítico o poikilítico, con alteración incipiente a moderada a

arcillas. - Bt (10,3%), ≤ 1 mm, subhedrales y anhedrales. Pleocroísmo en tonos café verdoso. Alteración leve a moderada a

clorita y prehnita, en bordes y clivajes, y menor cantidad de epidota. - Anf (5,9%), ≤ 4 mm, subhedrales y anhedrales. Pleocroísmo en tonos café rojizo y verde oliva. Alteración incipiente

a moderada a clorita y biotita, principalmente en bordes y clivajes. Las anfíbolas se encuentran comúnmente asociada a biotitas en cúmulos difusos.

- Accesorios, escasos apatitos diseminados y opacos anhedrales de tamaño ≤ 0,2 mm, asociados principalmente a biotita.


JR04-13 Mineralogía: - Pl (47,6%), 0,2 – 4 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas de albita, polisintética y de carlsbad. Parches y zonaciones son comunes. Alteración a sericita y arcillas, de moderada a fuerte, principalmente en núcleos. - Qtz (26,4%), rellenando espacios, con extinción ondulosa y bordes suturados entre cristales en algunos puntos. Pokilítico en ocasiones, con inclusiones de plagioclasa principalmente. - KFd (5,0%), rellenando espacios, poikilítico y pertítico en ocasiones, con alteración leve a arcillas. - Bt (10,6%), de 0,2 – 2 mm, anhedrales y subhedrales. Pleocroísmo en tonos café verdoso. Se observa comúnmente asociado a cristales de anfíbolas, en algunas ocasiones como mineral secundario. Alteración leve a fuerte a clorita y menor cantidad de epidota. - Anf (10,4%), 0,2 – 5 mm, subhedrales y anhedrales. Pleocroísmo en tonos verde oliva y café rojizo. Alteración leve a moderada a clorita, principalmente en bordes, fracturas y clivajes. También se observa una alteración leve a biotita secundaria, generalmente en bordes. Se observan también anfíbolas secundarias, de colores rosado y amarillo, en cúmulos conformados por anfíbolas y biotitas primarias y secundarias. Son comunes las inclusiones de plagioclasa y opacos, cuyo número, en ocasiones confiere al cristal textura sieve. - Accesorios, se conforman de apatitos y circones poco abundantes y diseminados, y minerales opacos anhedrales, ≤ 0,3 mm, asociados a minerales máficos. Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: roca homogénea. Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola

CH-745 Mineralogía: - Pl (41,9%), cristales de tamaño entre 0,2 – 3 mm, subhedrales y anhedrales. Maclas de carlsbad, albita

y polisintética, y combinaciones de ellas. Las plagioclasas se presentan mayoritariamente zonadas y con parches. La alteración varía de leve a total a arcillas y sericita, la alteración se concentra principalmente en núcleos o anillos concéntricos a zonación. Muchos cristales se encuentran muy fracturados.

- Qtz (29,5%) como mineral intersticial, con textura poikilítica y extinción ondulosa en ocasiones.

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- KFd (11,2%) como mineral intersticial pertítico, con alteración incipiente a moderada a arcillas. - Bt (8,4%), cristales de 0,3 – 2 mm, subhedrales y anhedrales. Pleocroísmo en tonos café verdoso cuando está

fresca, pero en general presenta alteración fuerte a total a clorita y menor epidota y prehnita. Se asocia generalmente a anfíbolas y en algunos casos parece alterarla.

- Anf (9,0%), de 0,2 – 4 mm, cristales subhedrales, anhedrales y euhedrales, con bordes nítidos, y con maclas de dos individuos. Pleocroísmo en tonos verde oliva y amarillo rojizo. Presenta alteración incipiente en bordes y fracturas a clorita y biotita, y menor epidota. Son comunes inclusiones de plagioclasa y minerales opacos, en ocasiones con tendencia a ordenarse concéntricamente con respecto a los bordes del cristal. El alto número de inclusiones le confiere en algunos casos, una textura sieve a los cristales.

- Accesorios, corresponden a apatitos y circones poco abundantes y diseminados, y minerales opacos asociados a minerales máficos, de tamaño ≤ 0,2 m, anhedrales.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: roca homogénea. Nombre: Granodiorita de anfíbola y biotita

CH-800 Mineralogía: - Pl (45,5%), con tamaños que van de 0,3 a 4 mm, subhedrales y anhedrales, Maclas polisintética y de

albita. Son comunes las zonaciones y los parches. Se presenta alteración que va débil a fuerte a arcillas y sericita, generalmente en núcleos o siguiendo zonaciones.

- Qtz (22,5%), como mineral intersticial con extinción ondulosa. - KFd (6,3%), mineral intersticial, pertítico en ocasiones, con alteración incipiente a arcillas. - Bt (8,8%), tamaño de 0,2 a 1 mm, anhedrales y subhedrales, con bordes nítidos, pero irregulares. Pleocroísmo en

tonos café verdoso. Alteración moderada a total a clorita, con menor prehnita y epidota en clivajes. - Anf (16,9%), tamaño de 0,2 – 5 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas de dos individuos Pleocroísmo en tonos

verde oliva y amarillo rojizo. Alteración incipiente a clorita, generalmente en bordes. Numerosas inclusiones de plagioclasa. Algunas anfíbolas poseen un hábito más fibroso y similares colores, y aparentemente alteran a las anfíbolas primarias. Comunmente en asociación con biotitas en cúmulos irregulares.

- Accesorios, conformados por apatitos escasos diseminados y minerales opacos asociados a minerales máficos, mayoritariamente a anfíbolas, ≤ 0,6 mm, anhedrales y prismáticos.


CH-801 Mineralogía: - Pl (47,0%), mayoritariamente dentro del rango de tamaño 0,2 – 2 mm, anhedrales y subhedrales.

Maclas de albita y polisintética, y combinaciones de éstas. Frecuentemente se presentan texturas de desequilibrio, como zonaciones y parches. Se observan distintos grados de alteración en los cristales, los que se encuentran frescos a totalmente alterados, la alteración corresponde a arcillas y sericita y se encuentra principalmente en núcleos.

- Qtz (24,2%) aparece como mineral intersticial, no mayor a 2 mm, con extinción ondulosa, poikilítico en ocasiones. - Bt (15,6%) el tamaño de los cristales varía entre los 0,2 y 2 mm, son anhedrales y subhedrales, con bordes

irregulares. Presentan pleocroísmo en tonos de café rojizo y en menor medida café verdoso. Alteración leve a moderada a clorita, principalmente en bordes y clivajes, desarrollo importante de prehnita en clivajes. Algunos individuos se presentan deformados.

- Anf (13,2%), el tamaño de los cristales se encuentra entre los 0,2 y 3 mm, y son anhedrales y subhedrales. Presentan maclas múltiples y de dos individuos. Poseen pleocroísmo en colores verde oliva y amarillo rojizo. Se observan numerosas inclusiones de plagioclasa, lo que le confiere en ocasiones textura sieve y limita los bordes de los cristales, resultando en caras irregulares.

- Accesorios, apatitos escasos y diseminados, y minerales opacos escasos, de cristales anhedrales ≤ 0,1 mm, asociados principalmente a anfíbolas.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: roca homogénea a escala macroscópica, a escala microscópica se aprecian pequeños enclaves de

forma alargada, compuestos principalmente de plagioclasa y cuarzo, y en menor medida, anfíbolas y biotita, de grano más fino, aproximadamente ≤ 0,1 mm.

Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola

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CH-806-1 Mineralogía: - Pl (41,9%), los cristales varían en tamaño de 0,2 a 3 mm y son subhedrales y anhedrales, con maclas

de albita, polisintética y de carlsbad, con textura de parches y zonaciones. Presentan distintos grados de alteración, que va de leve a fuerte, a arcillas y sericita, principalmente en núcleos o en anillos concéntricos a los bordes del cristal.

- Qtz (19,1%), intersticial, en ocasiones poikilítico y con extinción ondulosa. - KFd (8,5%), intersticial, algunos individuos pertíticos y otros poikilíticos. Alteración incipiente a arcillas. - Bt (12,5%), de 0,2 – 2 mm, subhedrales y anhedrales. Pleocroísmo en tonos de café verdoso. Grados de alteración

variables desde leve a fuerte, donde el principal mineral de alteración es clorita, que se encuentra principalmente en bordes y clivajes. También existe un desarrollo importante de prehnita en clivajes y un menor desarrollo de epidota. Algunos individuos se encuentran deformados (kink bands).

- Anf (18,0%), cristales de 0,3 – 5 mm, subhedrales y anhedrales con bordes nítidos, pero irregulares. Maclas de dos individuos y múltiples. Pleocroismo en verde oliva y amarillo. Alteración incipiente a clorita, principalmente en bordes. Se observan numerosas inclusiones de plagioclasas y minerales opacos, en ocasiones ordenados en líneas concéntricas a bordes del cristal. Lo mismo se observa con biotitas secundarias, que se ordenan formando un anillo en el borde de algunos cristales. También se observan cúmulos de anfíbolas de menor tamaño y aspecto más fibroso, con pleocroísmo en tonos amarillo verdoso y rojizo, las cuales corresponden a anfíbolas secundarias que alteran a las primarias.

- Accesorios, corresponden a apatitos escasos y diseminados, y minerales opacos anhedrales, de tamaño ≤ 0,3 mm, y asociados a minerales máficos, principalmente biotita.


CH-1391 Mineralogía: - Pl (57,0%) cristales subhedrales, anhedrales y euhedrales, de tamaño en el rango 0,1 - 5 mm, con

maclas polisintética, de albita y de Carlsbad. Mayoritariamente los cristales se encuentran zonados y con parches. La alteración varía de incipiente a moderada a sericita y arcillas, concentrándose en núcleos o anillos concéntricos a los bordes del cristal. Presentan inclusiones de anfíbolas y biotitas.

- Qtz (17,5%) como mineral intersticial con extinción ondulosa. En algunas pequeñas zonas se obseva textura granofírica, junto a cristales de plagioclasa.

- KFd (2,5%) como mineral intersticial, algunos individuos con textura pertítica y alteración incipiente a moderada a arcillas.

- Bt (11,8%) se presenta como cristales mayoritariamente anhedrales y algunos subhedrales, con bordes irregulares y tamaño entre 0,1 y 3 mm, con pleocroísmo en tonos café rojizo. Se aprecia una alteración leve a prehnita en clivajes, y algunos individuos se encuentran levemente deformados. La biotita también se encuentra como mineral secundario alterando a anfíbolas, en cuyo caso presenta menor tamaño. Tanto de forma primaria como secundaria suele asociarse en cúmulos difusos a anfíbolas.

- Anf (11,2%) se encuentra como cristales anhedrales y subhedrales, de entre 0,1 y 3 mm, con pleocroísmo en tonos café verdoso y maclas múltiples. Se encuentran mayoritariamente alterados a anfíbola y biotita secundaria, este último en clivajes y fracturas. Se observan inclusiones de plagioclasa. Las anfíbolas secundarias se presentan con textura más fibrosa o que las anfíbolas primarias y con pleocroísmo en tonos más amarillentos.

- Accesorios, corresponden a apatitos y circones diseminados y minerales opacos anhedrales de tamaño < 0,4 mm, asociados a minerales máficos.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. En algunos puntos se observa textura gráfica. Estructuras: enclaves redondeados de ~ 3 mm de largo, distinguibles bajo inspección microscópica, con similar

mineralogía que el resto de la roca, pero con mayor participación de plagioclasa y cuarzo, y de grano de tamaño menor o igual a 0,3 mm.

Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola

CH-1393 Mineralogía: - Pl (42,3%), de 0,2 – 4 mm, subedrales y anhedrales, con maclas de albita, carlsbad y polisintética, y

arreglos de éstas. Comúnmente los cristales se encuentran zonados y con texturas de parches. Se presentan con distintos grados de alteración, desde incipiente a fuerte, a arcillas y sericita. La alteración se da principalmente en los núcleos de los cristales y a veces en anillos concéntricos a los bordes de estos.

- Qtz (32,1%), mineral intersticial, con textura poikilítica y extinción ondulosa.

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- KFd (12,0%), mineral intersticial, con alteración moderada a arcillas, con textura poikilítica en algunos casos y pertítica en otros.

- Bt (8,6%), de 0,2 – 3 mm, cristales subhedrales y anhedrales. Su color probablemente es café rojizo, pero se encuentran fuertemente alterados a clorita y menor prehnita, ubicadas principalmente en clivajes, y epidota. Se observan cristales de biotita secundaria alterando a anfíbolas, los que poseen las mismas características, pero menor tamaño, de 0,1 a 0,4 mm, y se disponen principalmente en bordes y clivajes.

- Anf (5,0%), de 0,2 – 4 mm, cristales subhedrales de color verde oliva y amarillo rojizo. Los cristales, que mayoritariamente poseen tamaños mayores a 1 mm, están muy alterados a biotita y clorita. Tienden a asociarse en cúmulos junto con biotita y presentar numerosas inclusiones de plagioclasas.

- Accesorios, apatitos diseminados y minerales opacos de tamaño ≤ 0,2 mm, anhedrales y subhedrales, asociados principalmente a biotita.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: roca homogénea. Nombre: Granodiorita de biotita y anfíbola

CH-1394 Mineralogía: - Pl (39,6%), cuyos tamaños van desde 0,2 a 6 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas de albita y

polisintética, frecuentemente con parches y zonaciones. Se presenta alteración que varía de incipiente a fuerte a arcillas y sericita, principalmente en los núcleos de los cristales

- Qtz (26,6%) se encuentra como mineral intersticial poikilítico y con extinción ondulosa. - KFd (16,4%) se encuentra como mineral intersticial poikilítico y pertítico en ocasiones, con alteración incipiente a

moderada a arcillas. - Bt (12,5%) cuyos tamaños van desde 0,2 a 3 mm, anhedrales y subhedrales, se encuentran fuertemente alterados a

clorita y prehnita, este último alcanzando importante desarrollo en clivajes, y menor cantidad de epidota. Debido a la alta alteración el color original es difícil de precisar, pero posiblemente correspondió a café rojizo. Algunas de las biotitas reconocidas son secundarias y alteran a anfíbolas. Tanto como mineral primario como secundario, la biotita suele asociarse en cúmulos irregulares a anfíbolas.

- Anf (4,9%) cuyos tamaños van desde 0,3 a 2 mm, concentrándose en los tamaños más grandes, subhedrales y anhedrales, con alteración a clorita y biotita en clivajes y bordes, lo que dificulta la distinción del color original, que posiblemente correspondió a verde oliva-amarillo rojizo. Se observan inclusiones de plagioclasa.

- Accesorios, escasos los apatitos y circones diseminados, y minerales opacos de tamaño ≤ 0,3 mm, anhedrales asociados principalmente a biotita.


CH-1396 Mineralogía: - Pl (40,4%), el tamaño de los cristales varía entre 0,3 y 6 mm, y son mayoritariamente subhedrales y

anhedrales, con maclas de albita, carlsbad y combinaciones de ellas. Son comunes los individuos con textura de parches y zonaciones. La alteración es de débil a fuerte a arcillas y sericita, principalmente en los núcleos de los cristales.

- Qtz (33,3%), mineral intersticial poikilítico y en ocasiones con extinción ondulosa. - KFd (12,8%), mineral intersticial, con alteración incipiente a arcillas y con textura pertítica leve en algunos casos. - Bt (10,0%), tamaño entre 0,2 y 2 mm, cristales subhedrales y anhedrales, cuyo color original corresponde a café

levemente verdoso. Se encuentran fuertemente alterados a clorita, y en menor cantidad a prehnita en clivajes y epidota. Algunos individuos se encuentran deformados. Poseen inclusiones de plagioclasas.

- Anf (3,5%), el tamaño de los cristales varía entre 0,4 y 3 mm, son subhedrales y anhedrales, y se presentan muy fracturados, con pleocroísmo en tonos verde oliva y amarillo rojizo. La alteración es leve a clorita y biotita, principalmente en bordes y clivajes, y se observan inclusiones de plagioclasas. Posiblemente estos cristales muy fracturados corresponden a las anfíbolas primarias, remanentes de la fuerte alteración, mientras los cúmulos de biotita y clorita marcan los puntos donde existían anfíbolas que fueron completamente alteradas.

- Accesorios, apatitos diseminados y minerales opacos asociados a máficos, anhedrales y ≤ 0,3 mm. Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: roca homogénea. Nombre: Granodiorita de biotita y anfíbola

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CH-1397 Mineralogía: - Pl (43,1%), tamaño de cristales dentro del rango 0,2 – 4 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas de

albita y polisintética. Comúnmente con textura de parches y zonaciones. La alteración va de incipiente a fuerte a arcillas y sericita, principalmente en núcleos de cristales.

- Qtz (26,5%), se presenta como mineral intersticial poikilítico y con extinción ondulosa. - KFd (15,2%), se presenta como mineral intersticial poikilítico, pertítico y con alteración leve a arcillas. - Bt (10,6%), el tamaño de los cristales se encuentra dentro del rango 0,3 – 1,5 mm, son mayoritariamente

subhedrales y anhedrales, con pleocroísmo en tonos de café verdoso. Se observa alteración moderada a intensa a clorita, epidota y prehnita, en bordes y clivajes. Ocasionalmente se presenta en cúmulos irregulares junto a anfíbolas.

- Anf (4,6%), el tamaño de los cristales se encuentra dentro del rango 0,2 – 4 mm, son subhedrales y anhedrales, con pleocroísmo en tonos café rojizo y verde oliva. Se encuentran alterados a clorita y, en menor medida, epidota y biotita, en bordes, clivajes y fracturas. Con inclusiones de plagioclasa.

- Accesorios, se encuentran abundantes circones y apatitos diseminados, y opacos asociados a minerales máficos principalmente, ≤ 0,3 mm.


CH-1399 Mineralogía: - Pl (47,8%), de 0,2 a 2 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas de albita y polisintética. Textura de

parches y zonaciones. Alteración fuerte a total a sericita y arcillas. La alteración, y en ocasiones los parches, se disponen en anillos concéntricos a los bordes del cristal, aunque la alteración se encuentra mayoritariamente en los núcleos de los granos.

- Qtz (22,8%) como mineral intersticial con extinción ondulosa y ocasionalmente poikilítico. - Bt (16,5%), de 0,2 a 3 mm, anhedrales y subhedrales. No se puede apreciar su color original debido a que los

cristales se encuentran muy alterados a clorita, prehnita y epidota. La prehnita se encuentra muy bien desarrollada en clivajes. Algunos individuos se encuentran deformados.

- Anf (12,9%), de 0,3 a 3 mm, anhedrales y subhedrales, con bordes muy irregulares. Pleocroísmo en color café rojizo y verde oliva. Alteración variable a clorita, anfíbolas secundarias y, en menor cantidad, biotita en clivajes. Numerosas inclusiones de plagioclasas.

- Accesorios, corresponden a circones y apatitos diseminados, y minerales opacos anhedrales, de tamaño ≤ 0,4 mm, asociados principalmente a máficos.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: roca homogénea. Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola

CH-2088 Mineralogía: - Pl (46,8%), tamaño 0,2 – 3 mm, subhedrales y anhedrales, maclas de albita, polisintética y carlsbad,

comúnmente se observa maclados complejos en diversas direcciones. Presentan texturas de desequilibrio (parches y zonaciones). Presenta distintos grados de alteración, de leve a total, a arcillas y sericita. La alteración se encuentra comúnmente en el centro de los cristales, y en ocasiones, en anillos concéntricos a los bordes de éste.

- Qtz (26,9%), intersticial, poikilítico en ocasiones. - KFd (4,3%), intersticial. Poikilítico y pertítico en ocasiones. Alteración leve a arcillas. - Bt (10,9%) tamaño 0,2 – 1,5 mm, subhedrales y anhedrales, con bordes que suelen ser irregulares. Pleocroísmo en

tonos café, en ocasiones verdoso. Se observa alteración leve a moderada a clorita y prehnita, concentrada principalmente en clivajes y bordes de los cristales. Se aprecian cristales de biotita secundaria, de tamaño ≤ 0,2 mm, alterando a anfíbolas en bordes y fracturas, y, en ocasiones, formando un anillo en el borde de los cristales de anfíbola. Generalmente los cristales de biotita se asocian a los de anfíbola, ya sean primarios o secundarios.

- Anf (11,1%) tamaño 0,2 – 5 mm, se les encuentra subhedrales, anhedrales y euhedrales, con pleocroísmo en colores café y verde oliva, con maclas de dos individuos y múltiple, con alteración leve a clorita y a biotita, y numerosas inclusiones de plagioclasa.

- Accesorios, corresponden a circones y apatitos incluidos en los distintos minerales, y abundantes minerales opacos asociados a los minerales máficos, principalmente a biotita, anhedrales, de tamaño ≤ 0,2 mm, que en general no presentan distribución especial, pero en algunos casos se observa asociada a biotita secundaria, formando anillos en los bordes de cristales de anfíbola.

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Enclaves: las plagioclasas (39,5%) del enclave se encuentran más alteradas, pero poseen similar tamaño y distribución homogénea en la muestra. Las anfíbolas (17,3%) presentes en los enclaves poseen similares características que las que se encuentran fuera de él, pero con un tamaño entre 0,1 y 0,2 mm. Dentro del enclave las anfíbolas no se distribuyen homogéneamente, sino que forman acumulaciones en forma de bandas no bien definidas. El cuarzo (6,0%), feldespato potásico (16,7%) y biotita (20,5%), se presentan con características similares a las descritas. En algunas pequeñas zonas adyacentes a cristales de plagioclasa se presenta textura granofírica.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Dentro de los enclaves el tamaño de grano predominante es medio, sin embargo, se aprecia una diferencia textural con respecto al intrusivo debido a la existencia de numerosas anfíbolas de grano fino. En algunos puntos se observa textura gráfica.


CH-2089 Mineralogía: - Pl (43,1%), los cristales tienen tamaños entre los 0,2 y 8 mm, son subhedrales y anhedrales, con

maclas de albita y polisintética, comúnmente con presencia de textura de parches y zonaciones. Alteración leve a sericita y arcillas, mayoritariamente en núcleos y en anillos concéntricos a zonación.

- Qtz (27,7%) se presenta como mineral intersticial con extinción ondulosa. - KFd (4,6%) se presenta como mineral intersticial, pertítico en ocasiones, con alteración leve a arcillas. - Bt (13,0%) los cristales de biotita tienen tamaños entre los 0,2 y 3 mm, son subhedrales y anhedrales, con

pleocroísmo en tonos café. Se encuentra frecuentemente asociado a biotitas secundarias y anfíbolas en cúmulos difusos. Las biotitas secundarias poseen similares características a las primarias, pero menor tamaño, y se encuentran alterando a anfíbolas. Las biotitas primarias presentan alteración incipiente a clorita, principalmente en los bordes de los cristales.

- Anf (11,6%) los cristales se presentan en tamaños que se encuentran entre los 0,2 y 4 mm, son subhedrales y anhedrales, con maclas de dos individuos y múltiple, pleocroísmo en colores verde oliva y amarillo rojizo. En algunos individuos se encuentran numerosas inclusiones de plagioclasa y opacos, confiriéndole al cristal una textura sieve. Presentan alteración moderada a clorita y biotita, en bordes, clivajes y fracturas. Otros cristales se encuentran casi completamente alterados a anfíbolas secundarias, de aspecto más fibroso y colores amarillo y rosado.

- Accesorios, corresponden a apatitos y circones escasos diseminados, y minerales opacos anhedrales alargados y redondeados, ≤ 0,3 mm, asociados a minerales máficos.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: roca homogénea. Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola

CH-2125 Mineralogía: - Pl (51,4%), tamaños entre 0,3 y 3 mm, subhedrales y anhedrales. Presentan maclas polisintética y de

albita. Algunos individuos poseen textura de parches y zonaciones. La alteración varía de media a fuerte a sericita y arcillas, concentrándose en el centro de los cristales y, más comúnmente, afectando a todo el cristal.

- Qtz (28,5%), intersticial, con extinción ondulosa y textura poikilítica en ocasiones. - KFd (5,4%) intersticial, en ocasiones pertítico, con alteración moderada a arcillas. - Bt (6,3%) tamaños entre 0,3 y 1 mm, se les encuentra anhedrales, subhedrales y euhedrales, con pleocroísmo en

tonos café verdoso, aunque en general se encuentran casi completamente alterados a clorita y, en menor medida, anfíbola secundaria, prehnita y epidota, principalmente en bordes y clivajes. Los cristales están frecuentemente agrupados en cúmulos junto con otras biotitas y anfíbolas.

- Anf (8,4%) tamaños entre 0,2 y 3 mm, se les encuentra subhedrales, euhedrales y anhedrales, con maclas de dos individuos y múltiple. El pleocroísmo de los minerales frescos es en tonos café verdoso, café rojizo y amarillo. La alteración es moderada a fuerte a clorita, mayoritariamente en bordes y fracturas, y a anfíbolas secundarias, cuyo aspecto es más fibroso y de color más amarillento que el de las anfíbolas primarias. Los cristales presentan inclusiones de plagioclasa.

- Accesorios, se encuentran apatitos escasos diseminados y minerales opacos anhedrales, redondeados y alargados, ≤0,4 mm, asociados a biotitas y anfíbolas.

Enclaves: plagioclasas (41,7%), cuarzo (11,0%), feldespato potásico (13,3%) y biotita (19,4%) presentan características similares a los minerales fuera del enclave. En el caso de las anfíbolas (14,6%) varía solamente el tamaño, siendo dentro del enclave ≤ 1mm, predominantemente dentro del rango 0,1 - 0,2 mm.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Los enclaves poseen el mismo tamaño de grano mayoritario. La diferencia de textura viene dada por la existencia de numerosas anfíbolas de grano fino.

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CH-8066 Mineralogía: - Pl (48,4%), el tamaño de los cristales varía en el rango 0,3 – 3 mm, y se presentan subhedrales,

anhedrales y euhedrales, con maclas de albita, polisintética y Carlsbad. Comúnmente se encuentran zonadas y con parches, los cuales en ocasiones se ordenan en anillos concéntricos a la zonación. Se observa alteración incipiente a moderada a arcillas y sericita concentrándose en los núcleos de los cristales y, a veces, formando anillos concéntricos con la zonación. Distribución homogénea. Pequeñas inclusiones de Bt y Anf en algunos cristales.

- Qtz (30,9%), como cristales anhedrales intersticiales, en ocasiones con textura poikilítica. - KFd (10,0%) como cristales anhedrales intersticiales. Alteración incipiente a arcillas. Algunos individuos con textura

de exsolución leve. - Bt (7,8%), el tamaño de los cristales varía en el rango 0,2 – 2 mm, y se presentan anhedrales y subhedrales, de

bordes generalmente rectos. Algunos individuos presentan deformación leve. Los cristales poseen pleocroísmo en tonos café verdoso y café rojizo. Alteración leve a moderada a clorita en bordes y clivajes, y prehnita en clivajes. Se observan biotitas secundarias de características similares a las primarias, pero de tamaño ≤0,2 mm, alterando cristales de anfíbolas, principalmente en bordes. Se asocia en cúmulos a anfíbolas. En los cristales se observan inclusiones de minerales opacos, circones y apatitos.

- Anf (2,9%) el tamaño de los cristales varía en el rango 0,2 – 5 mm, y se presentan subhedrales y anhedrales con bordes irregulares, pleocroísmo en tonos verde oliva y café rojizo pálido, y con maclas de dos individuos. Algunos cristales se encuentran frescos, otros con alteración incipiente a clorita, y otros completamente alterados a biotita, anfíbolas secundarias y clorita. Se observan inclusiones de plagioclasa, biotita, circones y apatitos.

- Accesorios, corresponden a circones y apatitos diseminados y minerales opacos, de tamaño ≤0,2 mm, concentrados en los minerales máficos, principalmente en biotita.


CH-8066-2 Mineralogía: - Pl (49,7%), tamaño entre 0,2 – 3 mm, anhedrales y subhedrales, con bordes un poco irregulares y

algunos individuos fracturados. Presentan maclas de albita y polisintética, a veces en distintas direcciones. Son comunes texturas de desequilibrio, en forma de parches y zonaciones. La alteración va de moderada a fuerte, a sericita y arcillas. Sin orientación preferencial

- Qtz (30,4%) se encuentra como mineral intersticial, presentándose en ocasiones como cristales poikilíticos. Extinción ondulosa.

- KFd (6,2%) se encuentra como mineral intersticial. Algunos individuos presentan textura pertítica leve. Alteración incipiente a arcillas.

- Bt (13,7%), tamaño entre 0,2 – 2 mm, anhedrales y subhedrales, con bordes irregulares. Alterados completamente a clorita, con menor cantidad de epidota y calcita, en forma de agregados de grano fino, sin disposición especial, y en algunos casos, en clivajes. Asociados a estos cristales fuertemente alterados se encuentran algunos cristales de biotita frescos de color café rojizo, correspondiendo probablemente a biotitas secundarias. Inclusiones de plagioclasas.

- Accesorios, circones y apatitos diseminados y minerales opacos, de tamaño ≤0,2 mm, anhedrales, asociados principalmente a biotita.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: a escala macroscópica se observan enclaves microgranulares máfico alargados, que no se encuentran

representados en el corte transparente descrito. Nombre: Granodiorita de biotita

CH-8069 Mineralogía: - Pl (61,2%) se presentan totalmente alteradas a sericita, calcita y arcillas, por lo que no es posible

definir sus características primarias, aunque posiblemente alcancen tamaños de hasta 4 mm. - Qtz (29,0%) se encuentra como mineral intersticial, en general de tamaño ≤ 2 mm, con extinción ondulosa. - KFd (3,9%) se encuentra como mineral intersticial, en ocasiones con leve textura pertítica. Alteración moderada a

arcillas.

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- Bt (5,9%) de entre 0,1 y 1 mm, anhedrales y subhedrales, alterados completamente a clorita y menor calcita. Los cristales forman cúmulos, posiblemente como resultado de la alteración de otro mineral, que podría corresponder a anfíbola.

- Accesorios, se encuentran escasos apatitos diseminados y minerales opacos anhedrales, asociados mayoritariamente a biotita, de tamaño < 0,1 mm.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: roca homogénea. Nombre: Tonalita de biotita

CH-8069-1 Mineralogía: - Pl (45,3%) el tamaño de los cristales varía en el rango 0,2 – 2 mm, y son subhedrales y anhedrales,

con maclas de albita y polisintética. Se observan frecuentemente zonaciones y parches en los cristales. La alteración es moderada a fuerte a sericita y arcillas, concentradas en los núcleos o en anillos concéntricos a la zonación.

- Qtz (30,7%) como mineral intersticial con extinción ondulosa. - KFd (16,4%) como mineral intersticial, con textura pertítica y poikilítica en ocasiones. La alteración varía de

incipiente a fuerte a arcillas. - Bt (5,6%) el tamaño de los cristales varía en el rango 0,1 – 1 mm, y subhedrales y anhedrales, de bordes bien

definidos y rectos, con pleocroísmo en tonos café. Alteración fuerte a clorita y epidota. Se observa formando cúmulos o anillos junto a anfíbolas, posiblemente alterando a otro mineral.

- Anf (2,0%) se observan pocos cristales que puedan reconocerse como primarios, los cuales son subhedrales, de color verde oliva-amarillento, ≈ 1 mm, con alteración leve a clorita e inclusiones de plagioclasa. La mayoría de las anfíbolas observadas corresponden posiblemente a anfíbolas secundarias, que se encuentran en cúmulos junto con biotita. Poseen pleocroísmo en tonos verde oliva y amarillo rojizo, son anhedrales y de tamaño < 0,5 mm.

- Accesorios, son poco abundantes y corresponden a apatitos diseminados y minerales opacos anhedrales, de tamaño ≤ 0,1 mm, y asociados mayoritariamente a minerales máficos.


CH-8070 Mineralogía: - Pl (46,9%), tamaño entre 0,2 y 3 mm, suhedrales y anhedrales, con maclas polisintética, de albita y

carlsbad. Se observan zonaciones y parches y alteración moderada a fuerte a sericita y arcillas, concentrada mayoritariamente en los núcleos.

- Qtz (20,3%) se le encuentra como mineral intersticial, poikilítico, con extinción ondulosa en algunos casos. - KFd (26,6%) se presenta como mineral intersticial, ocasionalmente con textura poikilítica y pertítica. Alteración

incipiente a arcillas. - Bt (4,3%), tamaño entre 0,2 y 2 mm, subhedrales y anhedrales, de bordes irregulares y deformación débil en

algunos individuos. Pleocroísmo en tonos café verdoso. Alteración generalmente fuerte a clorita y, en menor medida, epidota y prehnita, principalmente en clivajes

- Anf (1,9%) fuera de los enclaves, los cristales tienden a tener mejor desarrolladas sus caras cristalinas y mayor tamaño, alcanzando tamaños mayores a 1 mm.

- Accesorios, corresponden a apatitos diseminados y minerales opacos anhedrales, de tamaño ≤ 0,1 mm, asociados mayoritariamente en minerales máficos.

Enclaves: las características de las plagioclasas (39,1%), biotitas (14,1%), cuarzo (7,0%) y feldespato potásico (14,6%) en los enclaves y fuera de estos, son similares. Las anfíbolas (25,2%) dentro de los enclaves, a diferencia de las que se encuentran fuera de estos, son mayoritariamente anhedrales, con pleocroísmo en tonos verde oliva y café amarillento y tamaño ≤ 0,4 mm. Además poseen aparentemente un ordenamiento, acumulándose en ciertas zonas, que en ocasiones corresponden a los bordes de cristales de mayor tamaño, como el cuarzo.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Los enclaves presentan numerosas anfíbolas de grano fino, confiriendole una textura distinta a la de la roca que lo alberga, sin embargo, el tamaño de grano dominante es también medio.

Estructuras: se observan en la muestra enclaves microgranulares, de forma esferoidal, apreciable en muestra de mano.

Nombre: Monzogranito de biotita y anfíbola, con enclaves monzodioríticos de cuarzo de anfíbola y biotita

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CH-8071 Mineralogía: - Pl (58,4%), el tamaño de los cristales varía aproximadamente entre 0,2 y 4 mm, son subhedrales y

anhedrales, con maclas de albita, polisintética, formando en ocasiones complejos patrones en distintas direcciones. Presentan además zonaciones y parches. En general, las plagioclasas se encuentran alteradas leve a fuertemente a arcillas y sericita, principalmente en núcleos y a veces en anillos correspondientes con la zonación. Se observan inclusiones de biotitas y anfíbolas.

- Qtz (31,2%) se encuentra como mineral intersticial, mayoritariamente fuera de los enclaves, con textura poikilítica ocasionalmente y extinción ondulosa.

- KFd (1,2%) presente como mineral intersticial mayoritariamente en enclaves, en ocasiones poikilítico y pertítico. Alterado de forma incipiente a arcillas.

- Bt (5,4%), el tamaño de los cristales varía entre los 0,2 y 1,5 mm, son anhedral y subhedral, con pleocroísmo en tonos café levemente verdoso. La alteración es a clorita con menor cantidad de epidota y prehnita. Su distribución no es homogénea, formando cúmulos irregulares junto con anfíbolas.

- Anf (3,8%), de tamaño entre 0,5 y 6 mm, son subhedrales y presentan alteración leve a clorita, principalmente en los bordes de los granos. Presentan pleocroísmo en tonos de verde oliva y café amarillento, y algunos cristales se encuentran zonados, en los que se aprecia además un ordenamiento de las inclusiones de minerales opacos y plagioclasa siguiendo la zonación.

- Accesorios, corresponden a apatitos y circones diseminados y minerales opacos, anhedrales y redondeados, de tamaño ≤ 0,1 mm, asociados principalmente a biotita y anfíbolas grandes.

Enclaves: dentro de los enclaves, las plagioclasas (44,2%) presentan menor tamaño, alrededor de los 0,1 mm. También se encuentran, en menor medida, plagioclasas con las características descritas para las que se encuentran fuera de los enclaves, aunque dentro de éstos se encuentran más alteradas. Las biotitas (16,6%) que se encuentran dentro de los enclaves tienen similares características a las que se encuentran fuera de éstos, aunque presentan bordes más irregulares y se encuentran más alteradas. Dentro de los enclaves se encuentran anfíbolas (20,3%) con las características señaladas anteriormente, además de un tipo exclusivo de los enclaves, que corresponden a anfíbolas de tamaño ≤ 0,2 mm, que tienden a ser más anhedrales, con alteración leve a clorita. El cuarzo (10,4%) y feldespato potásico (8,5%) presentan características similares a las ya descritas.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Los enclaves también poseen un tamaño de grano predominantemente medio. La diferencia textural con la roca que lo alberga se debe al menor tamaño de algunas anfíbolas.

Estructuras: se observan en la muestra enclaves microgranulares, de forma esferoidal, apreciable en muestra de mano. En la muestra estudiada, se observan pequeños apófisis que salen del enclave, que terminan en un pequeños cúmulos que envuelven anfíbolas pertenecientes a la familia de mayor tamaño.

Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola, con enclaves monzodioríticos de cuarzo de anfíbola y biotita

CH-8073 Mineralogía: - Pl (51,5%), tamaño entre 0,2 y 4 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas polisintética y de albita.

Alteración de leve a fuerte a arcillas y sericita, principalmente en los núcleos de los cristales de mayor tamaño. Se encuentran comúnmente zonadas y con textura de parches.

- Qtz (28,3%) de textura poikilítica, presenta generalmente extinción ondulosa. - KFd (3,9%) de textura poikilítica, con alteración moderada a arcillas. - Bt (8,5%), corresponde a cristales de tamaño < 1 mm, subhedrales y anhedrales. Presenta pleocroísmo en tonos

café, pero su color original es difícil de distinguir, pues generalmente se encuentra fuertemente alteradas a clorita, epidota y prehnita. Se encuentra diseminado en cristales individuales o formando cúmulos difusos con otras biotitas y con anfíbolas, generalmente en torno a éstas. Se encuentran también biotitas secundarias de similares características, pero tamaño <0,1 mm y color más rojizo, alterando a anfíbolas en bordes y clivajes.

- Anf (7,9%) de tamaño entre 0,1 y 3 mm, los cristales de anfíbolas son subhedrales, anhedrales y euhedrales. Presentan pleocroísmo en tonos pardos y maclas de dos individuos y múltiples. Se encuentran con alteración leve a fuerte a clorita, principalmente en bordes, y a biotitas secundarias. Presenta inclusiones de plagioclasa, opacos y apatitos. Se distribuye de forma similar a las biotitas.

- Accesorios, corresponden a apatitos abundantes y circones escasos, diseminados, y minerales opacos anhedrales asociados principalmente a minerales máficos.

Enclaves: los minerales presentan similares características. Las anfíbolas (12,6%) presentan un tamaño mayoritariamente <0,4 mm y las biotitas (17,2%) <0,5 mm. Las plagioclasas (32,3%) se observan aparentemente más alteradas, y el feldespato potásico (32,5%) es más abundante que fuera del enclave.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Los enclaves también presentan un tamaño de grano predominante medio, sin embargo, la existencia de numerosas anfíbolas y biotitas de grano fino le confiere un aspecto distintivo.

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Estructuras: presenta enclaves microgranulares, de forma esferoidal, apreciables en muestra de mano. Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola, con enclaves monzoníticos de cuarzo de biotita y anfíbola

CH-8074 Mineralogía: - Pl (49,6%) tamaño entre 0,2 y 5 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas polisintética, de albita y de

Carlsbad, generalmente zonadas y con textura de parches. Se encuentra alterada en grados variables a arcillas y sericita, principalmente en núcleos y plagioclasas de mayor tamaño.

- Qtz (27,4%) se encuentra como mineral intersticial poikilítico, con extinción ondulosa. - KFd (8,1%) se encuentra como mineral intersticial, con alteración moderada a arcillas. - Bt (7,7%), corresponde a cristales de hasta 2,5 mm, subhedrales y anhedrales. Presenta pleocrísmo en tonos café

rojizo. Se encuentran con alteración variable a clorita, principalmente en bordes, y menor cantidad de epidota. Presenta inclusiones de plagioclasas, opacos y apatitos.

- Anf (7,3%) cristales subhedrales y anhedrales de hasta 6 mm, con pleocroísmo en los colores verdoso, café rojizo y amarillento. Maclas de dos individuos. Se encuentran con alteración incipiente a fuerte a clorita y menor biotita. Se observan inclusiones de plagioclasas, opacos y apatitos.

- Accesorios, corresponden a apatitos <0,1 mm y minerales opacos anhedrales < 0,2 mm, asociados generalmente a minerales máficos.


CH-8074-2 Mineralogía: - Pl (51,1%) corresponden a cristales de tamaño < 3 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas

polisintética, de albita y Carlsbad. Son comunes las zonaciones y los parches. Se encuentra alterada en grados variables a sericita y arcillas.

- Qtz (33,8%) se encuentra como mineral intersticial poikilítico con extinción ondulosa. - KFd (2,1%) se encuentra como mineral intersticial, ocasionalmente pertítico, con alteración moderada a arcillas. - Bt (8,3%), corresponde a cristales de tamaño < 2 mm, subhedrales y anhedrales, con pleocroísmo en tonos café,

alteración variable a clorita y epidota, en menor cantidad, principalmente en bordes y clivajes. Se encuentran diseminadas o en cúmulos difusos con anfíbolas. Presenta inclusiones de plagioclasas y opacos.

- Anf (4,6%) el tamaño de los cristales de anfíbolas es < 2 mm, y son subhedrales y anhedrales, con plleocroísmo en colores café verdoso y amarillento. Se encuentran con alteración moderada a fuerte a clorita, principalmente, filosilicatos máficos y calcita.

- Accesorios, corresponden a apatitos y circones diseminados escasos <0,1 mm, y minerales opacos anhedrales <0,3 mm, asociados principalmente a minerales máficos.

Enclaves: los minerales varían principalmente en su tamaño, que para las anfíbolas (3,7%), biotitas (23,2%) y plagioclasas (46,7%) es mayoritariamente <0,2 mm. El cuarzo (9,9%) y feldespato potásico (16,4%) se presentan con características similares a las descritas. Los minerales se observan también más alterados.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular. Dentro de los enclaves el tamaño de grano predominante es medio, sin embargo, se aprecia una diferencia textural con respecto al intrusivo debido a la existencia de numerosas anfíbolas y biotitas de grano fino.

Estructuras: presenta enclaves microgranulares, de forma esferoidal, apreciables en muestra de mano. Nombre: Tonalita de biotita y anfíbola, con enclaves monzodioríticos de cuarzo de biotita y anfíbola

CH-8075 Mineralogía: - Pl (44,2%) de 0,2 a 6 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas polisintética, de albita y Carlsbad.

Son comunes las zonaciones y los parches. Se encuentra alterada en grados variables a sericita y arcillas, generalmente en núcleos y anillos concéntricos a zonación.

- Qtz (30,9%) se encuentra como mineral intersticial, ocasionalmente poikilítico, con extinción ondulosa. - KFd (9,0%) se encuentra como mineral intersticial, ocasionalmente poikilítico y pertítico, con alteración leve a

moderada a arcillas. - Bt (8,7%), corresponde a cristales de tamaño < 2 mm, subhedrales y anhedrales, con alteración variable a clorita y,

en menor cantidad, epidota y prehnita. Se encuentran diseminadas o en cúmulos difusos con anfíbolas. - Anf (7,3%) el tamaño de los cristales de anfíbolas es < 3 mm, y son subhedrales y anhedrales, maclas de dos

individuos y múltiples. Se encuentran con alteración moderada a fuerte a clorita y biotita en bordes, clivajes y fracturas, principalmente. Presenta inclusiones de plagioclasa.

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- Accesorios, corresponden a apatitos numerosos diseminados <0,1 mm, y minerales opacos anhedrales, hexagonales y prismáticos, <0,3 mm, asociados principalmente a minerales máficos.


2. MUESTRAS DE DIQUES Y ZONAS DE ALTERACIÓN DENTRO DEL INTRUSIVO

CH-8066-1 La muestra corresponde a una zona de alteración en la superficie expuesta del intrusivo en una zona de cizalle. En el corte transparente se distingue el granito muy alterado a arcilla, filosilicatos máficos, sericita, calcita y cuarzo, junto al que se disponen bandas de distintas composiciones, las que corresponden, en orden de alejamiento del granito: cuarzo en mosaico de extinción ondulosa, arcilla en la que se disponen lentes de granito en mosaico, cristales de cuarzo desarrollado en grupos radiales, calcita en forma de cristales anhedrales de tamaño ≤ 7 mm.

CH-8066-3 Mineralogía: - Pl (25,2%), de entre 0,2 y 1 mm, anhedrales y subhedrales, con maclas de albita y polisintética, con

complejos ordenamientos. La alteración presente es moderada a arcillas, menos intensa, a sericita, y ocasionalmente a calcita.

- Qtz (37,6%) aparece rellenando espacios, a veces poikilitico, pero generalmente de tamaño menor a 1 mm. - KFd (34,5%), de similares características que el cuarzo, posee además ocasionalmente textura pertítica y alteración

moderada a arcillas y, en menor medida, a calcita. - Bt (2,7%) de entre 0,2 y 1 mm, anhedrales y subhedrales. Se encuentran completamente alterados a clorita y, en

menor cantidad, a prehnita y epidota, por lo que no son distinguibles sus características primarias. Se asocian generalmente en cúmulos.

- Accesorios, corresponden a apatitos y circones diseminados, y minerales opacos muy escasos, con algunas caras propias y asociados mayoritariamente a Bt.

Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: la muestra corresponde a un dique félsico, dentro del cual la roca se presenta homogénea. Nombre: Dique monzogranítico de biotita

CH-8072 Mineralogía: - Anf (66,1%), cristales ≤ 2 mm, subhedrales y euhedrales. Los cristales son alargados con bordes

nítidos, en ocasiones irregulares, con macla de dos individuos, pleocroísmo en tonos pálidos verde oliva y amarillo rojizos. Se observan también cristales de anfíbola anhedrales muy fracturados, de color similar. Se observa una zona en la que los cristales de anfíbola poseen menor tamaño que en el resto del corte (0,1 mm vs 0,5 mm, promedio en cada zona), y aunque dentro de cada zona los cristales no presentan orientación preferencial, las dos zonas se separan por un límite recto nítido, en torno al cual las anfíbolas tienden a ordenarse según su dirección.

- Qtz (11,1%) ≤ 0,1 mm, anhedral, como granos diseminados entre los cristales de anfíbola. - Fd (22,8%) ≤ 0,1 mm, anhedrales y subhedrales, mayoritariamente con macla de albita y carlsbad, se encuentran

diseminados entre los cristales de anfíbola. La mayoría de estos cristales es posible identificarlos como plagioclasas, pero en otros casos no es posible indicar a que tipo de feldespato corresponde.

- Accesorios, corresponden a minerales de tamaño ≤ 0,1 mm, de forma aproximadamente cuadrada, de color rojo a nicoles paralelos y negro a nícoles cruzados, que se presentan diseminados en la muestra.

Minerales secundarios: se observan cúmulos, sin asociarse a algún mineral en particular, de calcita, arcillas, epidota y clorita, formados por agregados de granos anhedrales.

Textura: inequigranular de grano fino. Estructuras: la muestra pertenece a un dique máfico. Dentro del corte estudiado se aprecian bandas que presentan

leves diferencian con respecto al tamaño de las anfíbolas, y en cuyo contacto se aprecia un cierto ordenamiento de éstas.

Nombre: Dique mela-cuarzo-sienítico de anfíbola

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CH-8073-1 Mineralogía: - Pl (24,9%) cristales subhedrales y anhedrales, de tamaño < 5 mm, con maclas polisintética, de albita y

de Carlsbad. Se encuentran alteradas arcillas y menor sericita. - Qtz (36,0%) y KFd (37,6%) se encuentran entrecrecidos con textura granofírica, el último con alteración moderada a

arcillas. - Bt (1,0%), anhedrales, de tamaño < 1,5 mm, alteradas fuertemente a clorita. - Anf (0,4%) cristales de hasta 7 mm, subhedrales y anhedrales alargados, alterados fuertemente a clorita y menor

biotita. - Accesorios, corresponden a apatitos diseminados escasos y minerales opacos anhedrales escasos asociados

ocasionalmente a minerales máficos. Textura: seriada, hipidiomórfica granular, de grano medio. Estructuras: la muestra pertenece a un dique félsico. A escala microscópica no se aprecian estructuras. Nombre: Dique monzogranítico de biotita y anfíbola

CH-8073-2 Mineralogía: - Fd (59,7%) se presentan como fenocristales subhedrales de tamaño < 1 mm, fuertemente alterados a

arcillas, y como cristales anhedrales y subhedrales de tamaño < 0,3 mm, entrecrecidos con biotita y cuarzo, con alteración incipiente a arcillas. La mayoría de estos es posible identificar como plagioclasas.

- Bt (29,9%), cristales ≤ 0,6 mm, subhedrales y euhedrales, con pleocroísmo en tonos café. Los cristales se diponen entre los cristales de feldespato y cuarzo, diseminados sin orientación preferencial.

- Qtz (10,4%) ≤ 0,1 mm, anhedral, como granos diseminados entre los otros cristales. - Accesorios, corresponden a minerales opacos de tamaño < 0,2 mm, de forma aproximadamente cuadrada,

hexagonal o anhedral, asociados a cúmulos de clorita. Minerales secundarios: se observan cúmulos de hasta 2 mm de cloritas, anhedrales o de forma subrectangular,

originados posiblemente de la alteración total de minerales, se encuentra también clorita alterando a biotita. Se encuentra también epidota en agregados de pequeños cristales anhedrales, diseminados o alterando feldespatos y biotitas. Se encuentra también arcillas alterando feldespatos.

Textura: inequigranular de grano fino. Estructuras: la muestra pertenece a un dique máfico. Dentro del corte estudiado la roca se observa homogénea. Nombre: Dique mela-cuarzo-monzonítico de biotita

CH-8074-1 La muestra corresponde a granito (descrito en CH-8074) una venilla aplítica de cuarzo-feldespato. En esta venilla el cuarzo se encuentra entrecrecido con el feldespato potásico, presentando textura granofírica y extinción ondulosa. El feldespato potásico, un poco más abundante que el cuarzo, se encuentra alterado moderada a fuertemente a arcillas, con textura pertítica. Dentro de la vetilla se observan algunos cristales de plagioclasa y biotita. En torno a la vetilla se observa un halo de plagioclasa, con algunas biotitas y cuarzo, fuertemente sericitizadas y arcillizadas.

CH-8077-1 Mineralogía: - Fd (52,2%) de tamaño < 1 mm, subhedrales y anhedrales, con maclas polisintética, de albita y

Carlsbad. Algunos individuos presentan zonaciones y los parches. Presentan alteración incipiente a sericita y arcillas. Sin orientación preferencial. Mayoritariamente reconocibles como plagioclasas y en ocasiones no es posible diferenciar de feldespato potásico.

- Bt (23,3%), corresponde a cristales de tamaño < 0,3 mm, anhedrales y subhedrales, con pleocroísmo en tonos de café rojizo. Se encuentran diseminados.

- Anf (24,5%) el tamaño de los cristales de anfíbolas es < 0,3 mm, y son anhedrales. Se encuentran diseminados y presentan un leve pleocroísmo en tonos amarillentos.

- Accesorios, corresponden a minerales opacos anhedrales, subredondeados o prismáticos, diseminados. Textura: inequigranular de grano fino. Estructuras: la muestra corresponde a un dique máfico, que se aprecia homogéneo en el corte. Nombre: Dique mela-cuarzo-monzonítico de anfíbola y biotita

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3. MUESTRAS DE AUREOLA DE CONTACTO

JR04-03 Mineralogía: - Qtz (45%), bandas de cuarzo recristalizado inegranular, con desarrollo de subgranos, extinción

ondulosa y contactos crenulados o suturados entre granos de cuarzo. En algunas de estas bandas se produce cierto alineamiento de los bordes de los cristales, en particular, en las de tamaño de grano menor.

- Ms (40%), es el mineral principal en las bandas de mica y el que, junto con minerales opacos, marcan el bandeamiento y plegamiento.

- Bt (10%), ≤ 0,1 mm, anhedrales, se asocian a las bandas de sericita, pero con un ordenamiento menos evidente. En algunas zonas se encuentra parcialmente alterados a clorita.

- Opacos (5%), de grano muy fino, << 0,1 mm, forman numerosas bandas finas que siguen foliación junto con sericita.

Textura: granolepidoblástica, dada por las bandas de mica y cuarzo alternadas. Las bandas de mica presentan estructuras S-C. Es importante hacer notar que estas texturas y estructuras fueron generadas en un evento metamórfico anterior al estudiado.

Asociación mineralógica y facies metamórfica: Facies Hornfels de hornblenda → biotita+cuarzo → ~ < 3 Kbar/ ~ 450° – 700°C Nombre: Hornfels de biotita

JR04-04 Mineralogía: - Qtz (90%), agregado de granos inequigranulares recristalizados, sin orientación preferencial, con

contactos crenulados entre granos, con extinción ondulosa y desarrollo de subgranos, de tamaño ≤ 1 mm. Se disponen en bandas reconocibles por diferencias de tamaño y/o por asociación con otros minerales. Se observan además vetillas de cuarzo cortando las bandas.

- Micas (8%), se observan en bandas plegadas de biotita y moscovita, de tamaño aproximadamente ≤ 0,1 mm, con entrecrecimiento de cuarzo. Algunas biotitas presentan alteración incipiente a clorita. Se observan también biotita y moscovita con estas características en las bandas de cuarzo, aunque en muy pequeña proporción. En las bandas de cuarzo se encuentran también algunos cristales de moscovita y biotita más desarrollados (~ 0,2 mm), sin orientación preferencial.

- Fd (2%), entre los granos de cuarzo se observan cristales de feldespato, algunos identificables como plagioclasa por la presencia de maclas de albita y otros como feldespatos potásico por presentarse pertíticos, de tamaño ≤ 0,3 mm y alteración incipiente a sericita.

- Accesorios: minerales semiopacos rojizos, de 4 y 6 caras o anhedrales, de tamaño ≤ 0,3 mm, diseminados. También se observan circones anhedrales, ≤ 0,1 mm, diseminados.

Textura: en la muestra se aprecia una textura granolepidoblástica, con estructuras S-C no muy marcada en las bandas de mica, que corresponden a un evento metamórfico anterior al estudiado.

Asociación y facies metamórfica: Facies Hornfels de hornblenda → biotita+moscovita+cuarzo → ~ < 3 Kbar/ ~ 450° – 700°C Nombre: Hornfels de mica

JR04-06 Mineralogía: - Qtz (40%), granos recristalizados inequigranulares, de hasta 1 mm, con contactos crenulados,

dispuestos en bandas irregulares o formando lentes. - Bt (20%) de tamaño ≤ 0,2 mm, anhedrales y subhedrales, de color rojizo, alterado parcialmente a clorita en algunas

zonas reducidas. Se le encuentra tanto como cristales alargados siguiendo la foliación, como en cristales anhedrales sin orientación preferencial.

- Ms (25%) se encuentra como cristales anhedrales de tamaño ≤ 0,5 mm, sin orientación preferencial, en las bandas de cuarzo y, en menor medida, fuera de éstas, donde se encuentra mayoritariamente como cristales subhedrales y anhedrales de tamaño ≤ 0,1 mm, orientados según la foliación.

- And (10%) de hasta 3 mm, como cristales anhedrales alargados en la dirección de foliación. - Fd (5%) como cristales anhedrales en las bandas de cuarzo, en ocasiones parcialmente alterados a sericita. - Accesorios, corresponden a minerales opacos, de tamaño << 0,1 mm, que forman bandas que siguen la foliación. Textura: granolepidoblástica, formado por la alternancia de bandas ricas en cuarzo y bandas ricas en micas. Esta

textura se desarrolla en un evento metamórfico anterior al estudiado. Asociación mineralógica y facies metamórfica:

162

Facies Hornfels de hornblenda → biotita+moscovita+andalucita+cuarzo → ~ < 3 Kbar/ ~ 450° – 700°C Nombre: Hornfels de andalucita

JR04-12 Mineralogía: - Anf (60%), cristales de tamaño ≤ 2 mm, anhedrales, algunos con hábito fibroso. Pleocroísmo en tonos

verde oliva- verde azulado-amarillo. Algunos presentan macla de dos individuos. Con orientación preferencial en una dirección.

- Qtz (25%), granos recristalizados equigranulares, con tamaños que varían aproximadamente entre 0,1 y 0,3 mm, de bordes irregulares. Se disponen entre los cristales de anfíbola, concentrándose en algunas regiones en bandas discontinuas, que siguen la dirección de ordenamiento de las anfíbolas.

- Fd (10%), se encuentra como cristales cuyo tamaño varía aproximadamente entre 0,1 y 0,3 mm, anhedrales y subhedrales. La mayoría de estos cristales corresponde a plagioclasas que presentan maclas de albita y polisintética. Se disponen junto con el cuarzo entre los cristales de anfíbola.

- Ep (4%) se encuentra principalmente en vetillas que siguen o cortan la dirección preferencial de ordenamiento de los cristales. Se presenta en agregados anhedrales de grano fino y también en cristales aciculares.

- Chl (1%) se le observa alterando los feldespatos y, mayoritariamente, como agregados anhedrales junto con epidota. Destaca una de las vetillas que se observan en el corte, conformada casi completamente de clorita, entre la que se disponen cristales subhedrales de epidota.

- Accesorios, son representados por minerales opacos anhedrales, de tamaño ≤ 0,3 mm, diseminados o formando pequeños cúmulos alargados según dirección preferencial.

Textura: nematoblástica, ya que en la escala estudiada los granos de cuarzo no llegan a formar bandas continuas. Asociación mineralógica y facies metamórfica: Facies Anfibolita → hornblenda+plagioclasa+cuarzo → ~ > 3 Kbar / ~ 500º - 700ºC Nombre: Anfibolita esquistosa

CH-8067 Mineralogía: - Qtz (30 %) dispuesto en bandas que van de ~ 0,3 a 10 mm de espesor, dentro de las cuales el cuarzo

se presentan recristalizado en granos inequigranulares, cuyo tamaño va hasta aproximadamente 2 mm. Los contactos entre granos son en ocasiones rectos y en otros crenulados. En general, los granos no son elongados en una dirección particular, excepto en el caso en que el grano ocupa todo el ancho de la banda.

- Bt (30 %) el tamaño de los cristales es ≤ 0,1 mm aproximadamente. Se disponen en bandas dentro de las cuales no muestran orientación preferencial. Se encuentra entrecrecido con cuarzo y/o sericita, y en menor medida, se encuentra dentro de bandas de cuarzo. En algunas zonas se encuentra alterado a clorita.

- Ms (22 %) intercalada con cuarzo en bandas de grano fino, dentro de las cuales presenta cierta orientación preferencial en la dirección de las bandas. Se encuentra también intercalada con biotita en bandas de biotita, y se concentra formando anillos en torno a cristales de andalucita y cordierita. Ocasionalmente se observa como cristales de mayor tamaño, hasta 1 mm, en las bandas de cuarzo, mayoritariamente en los bordes, orientados generalmente en la dirección de la banda.

- And (8 %) como cristales anhedrales > 0,5 mm, alargados en la dirección de las bandas, algunos de los cuales podrían corresponder a cordierita. En torno a los cristales se aprecian anillos de sericita.

- Accesorios, se observan bandas muy delgadas de minerales opacos anhedrales de tamaño << 0,1 mm, asociadas a todas las bandas restantes, excepto las de cuarzo. Estos minerales se disponen incluso atravesando los cristales de andalucita.

Textura: Granolepidoblástica, dada por las bandas de cuarzo y micas. Esta textura, sin embargo, corresponde a una textura presente originalmente en la roca, causada por un metamorfismo previo, que no corresponde al estudiado.

Asociación mineralógica y facies metamórfica: Facies Hornfeld de hornblenda → biotita+cuarzo+andalucita+cordierita+moscovita → ~ < 3 Kbar/ ~ 450° – 700°C Nombre: Hornfels de andalucita y cordierita

163

CH-8072-1 Mineralogía: - Qtz (80%) granos equigranulares de 0,1 – 0,2 mm aproximadamente, recristalizados, dispuesto en

bandas. Algunas bandas presentan mayor tamaño de grano, de hasta 2 mm, y en ocasiones el grano ocupa el ancho de la banda. El contacto entre los cristales suele ser crenulado.

- Mica (10%) biotitas y micas blancas diseminadas entre los granos de cuarzo y en bandas delgadas de ~ 0,1 mm, discontinuas. En general los cristales no presentan orientación preferencial, aunque en algunos casos se nota cierta tendencia al ordenamiento en el sentido de las bandas. Se observa una banda más gruesa de sericita.

- Fd (8%) cristales ~ 0,1 mm, anhedrales, formando finas bandas junto con biotita y sericita. Algunos individuos son identificables como plagioclasas debido a que poseen macla de albita, mientras que en la mayoría de los casos no son identificables.

- Chl (2%) alterando a biotita. - Accesorios, minerales opacos diseminados, preferentemente concentrados en bandas de feldespatos, de tamaño

<< 0,1 mm, anhedrales. Textura: Granoblástica. La disposición en bandas es muy poco marcada, además cabe hacer notar que ésta

corresponde a un evento metamórfico anterior al estudiado. Asociación mineralógica y facies metamórfica: Facies Hornfels de hornblenda → biotita+moscovita+cuarzo → ~ < 3 Kbar/ ~ 450° – 700°C Nombre: Hornfels de mica

CH-8077 Mineralogía: - Qtz (50%) granos inequigranulares de tamaño < 0,4 mm, con textura de mosaico, dispuesto en

bandas. El cuarzo se encuentra también en forma de granos diseminados de tamaño < 0,1 mm en las bandas de biotita.

- Bt (25%) dispuestos en bandas dentro de las cuales los cristales se ordenan a favor de estas. Son de color café rojizo, de tamaño < 0,3 mm y forma anhedral y subhedral.

- Ms (21%) es abundante en tamaño muy fino en las bandas de biotita y se encuentra diseminada, en menor cantidad, en el resto de la muestra. Ocasionalmente se presenta de mayor tamaño, hasta 0,3 mm.

- And (3%) cristales de tamaño < 0,1 mm, anhedrales y subhedrales, diseminadas en bandas de biotita sin orientación o con el largo a favor de las bandas.

- Accesorios, minerales opacos concentrados en finas bandas dentro de las bandas de biotita, de tamaño << 0,1 mm, anhedrales.

Textura: en la muestra se aprecia una textura granolepidoblástica, formada por un evento metamórfico anterior al estudiado.

Asociación mineralógica y facies metamórfica: Facies Hornfels de hornblenda → moscovita+andalucita+cuarzo → ~ < 3 Kbar/ ~ 450° – 700°C Nombre: Hornfels de andalucita

164

ANEXO 2: TÉCNICAS ANALÍTICAS

ANÁLISIS CON ICP-AES

A continuación se detallan las técnicas analíticas utilizadas en los análisis geoquímicos

realizados en roca total en el Laboratorio de Geoquímica del Departamento de Geología de la

Universidad de Chile. Previo al análisis realizado con ICP-AES (Inductively Coupled Plasma-

Atomic Emission Spectrometry), las muestras fueron pulverizadas en mortero de ágata bajo

malla 200 en el SERNAGEOMIN.

• Elementos Mayores, Zn, Cr, B

- Se pesan 250 mg de muestra en un crisol de platino. Se pesa además la misma cantidad de

muestra de un estándar cuyo contenido de sílice sea similar al de la muestra (65,6% sílice,

en este caso).

- Se agrega 1 gr de la mezcla formada por tetraborato de litio y carbonato de sodio en la

proporción 1:2. El primer compuesto es utilizado como fundente, baja el punto de fusión de

diversos minerales, especialmente los más refractarios, como el circón. El segundo

compuesto se añade para contrarrestar la disminución de solubilidad producida por el

compuesto anterior, correspondiendo además a un material fundente. La proporción en que

se utilizan estas sustancias dependerá del tipo de roca estudiada. En el caso presente se

privilegia la solubilidad al tratarse de una roca menos refractaria.

- Se colocan los crisoles sobre sopletes para fundir la muestra.

- El carbonato de sodio es una sustancia hidroscópica (absorbe agua), por lo que, una vez

frío, se disuelve el fundido en ácido nitrico (3 ml) más agua (hasta rellenar el crisol),

evitándose la formación de sílice gelatinosa. El ácido nitrico debe estar muy disuelto en

agua, sino se produce el efecto contrario, es decir, precipita. Se agrega además una

pequeña cantidad de molibdato de amonio para que la sílice forme un complejo que no

precipite.

- Se introduce el crisol en un envase junto con una pastilla magnética (teflón con magneto) en

su interior, y se pone en un agitador magnético.

- Posteriormente se coloca la muestra en un matraz más agua hasta completar 50 ml.

165

- La muestra a analizar corresponde a 2 ml de la mezcla anterior en un matraz de 100 ml,

rellenado con agua (dilución al 50%).

• Elementos Trazas, Na, K - Se disponen 0,5 gr de muestra en un vaso de teflón. Se le agregan 5 ml de acido nitrico

(oxidante), 10-12 ml de ácido fluorhidrico (para la formación de hexafloruro de Si, que es

eliminado como gas), y 7 ml de ácido perclórico (ayuda a la eliminación del ácido flurídrico

remanente).

- Se intruduce la solución en el horno hasta que se evapore. Luego se deja enfriar.

- Se agrega 10 ml de ácido clorhídrico más aproximadamente 50 ml de agua, se hierve la

solución, para pasarla luego a matraces de 100 ml. Esta última solución es analizada.

• Tierras Raras - Se introduce 0,5 gr de muestra en un vaso de teflón más 10 ml de ácido nítrico (oxidante),

10 ml de ácido fluorhídrico (descompone la muestra, ayudando a eliminar el Si, ioniza

elementos mayores y tierras raras) y 7 ml de ácido perclórico (forma sales solubles de

elementos mayores, traza y tierras raras).

- Se pone a secar. Una vez seco se disuelve en 7 ml de ácido nítrico más agua destilada,

para disolver las sales formadas anteriormente.

- Se hierve para disolver todas las sales.

- Se filtra para separar lo que no se disolvió. El residuo no disuelto se funde nuevamente y se

añade a la solución.

- La solución se hace pasar por resina (Resina Donex 50wx8 100-200 mallas, H form). La

resina es fuertemente ácida, por lo que retiene los cationes, elementos mayores y traza,

liberando los aniones. Se recoje la sustancia liberada.

- Se añade ácido clorhídrico 1,75 normal a la solución retenida en la resina, lo que libera los

elementos mayores, reteniendo las tierras raras y un poco de Ca. Se recoge la solución

liberada.

- El Hf es recuperado con ácido nítrico 6 normal más 100 ml de ácido oxálico 0,4 normal

- Se recogen las tierras raras agregando 100 ml de ácido nítrico 8 normal y se lava la resina

con agua.

- La solución se rellena con ácido nítrico hasta 200 ml y se pone a calentar hasta reducir a un

volumen final de 10 ml para su análisis.

166

• Nb y Th

- Se mezclan 0,5 gr de muestra con 10 ml de ácido nítrico, 10 ml de ácido fluorídrico, 7 ml de

ácido sulfúrico y agua, y se ponen a calentar. Con esto el Nb y el Th se disuelven

completamente.

- En un envase se coloca 1 gr de cloruro de amoniaco y se le añade la solución con la

muestra. El amoniaco hace precipitar los R2O3 (Al2O3 + Fe2O3 + Ti), el cual coprecipita el Nb

y Th. Los metales alcalinos no precipitan, facilitando su eliminación. La solución se pone a

hervir.

- Se filtra. El material precipitado queda con aspecto de gelatina.

- El gel se junta con 120 ml de agua aproximadamente, y se le agrega 5 gr de ácido nítrico.

Se calienta para disolver.

- Una vez disuelto se agrega agua y 5 gr de hidróxido de sodio, el cual, una vez calentado,

precipita el Fe, Nb y Th, dejando disuelto al Al.

- Se filtra para eliminar el Al.

• Pérdida por calcinación - Se coloca 1 gr de muestra en un crisol de porcelana y se calienta a 950º aproximadamente.

A esta temperatura se logra liberar el H2O+ y H2O- (combinada en la estructura cristalina en

forma de OH- o H2O, y en poros, respectivamente), y se evaporan los sulfuros, carbón y

elementos susceptibles de evaporarse. Se mantiene a esta temperatura por

aproximadamente 2 hrs.

- Se deja enfriar y luego se pone en el desecador.

- Se pesa nuevamente obteniéndose la pérdida por volátiles.

• Determinación Férrico/Ferroso - Se disponen 0,5 gr de muestra en un crisol de platino. Se le agregan 5 ml de ácido

fluorhídrico (para disolver) y 10 ml de ácido sulfúrico (posee un punto de ebullición mayor

que el ácido fluorhídrico, luego no se evapora cuando si lo hace el ácido fluorhídrico más el

silicio).

- Se tapa el crisol inmediatamente para evitar oxidación y se pone a calentar por 10 min.

- El contenido del crisol se pone en 100 ml de una solución de ácido sulfúrico más ácido

fosfórico, en proporción 1:3, la que mantiene estable al Fe ferroso, sin oxidarse.

- Se le agrega dicromato de potasio y amina a la solución. El dicromato de potasio oxida el

Fe. El término de la reacción, es decir, la oxidación completa del Fe, lo indica el tinte

167

morado que confiere la amina a la solución cuando esto ocurre. La cantidad de dicromato de

potasio que se debe agregar para lograr la oxidación completa es un indicativo de la

cantidad de Fe ferroso en la muestra.

ANÁLISIS DE MICROSONDA

Los análisis de química mineral se realizaron en el Laboratorio de Microscopía

Electrónica del Departamento de Geología de la Universidad de Chile con un equipo CAMECA

modelo CAMEBAX SU-30, bajo las condiciones 10 ηA de corriente y 15 κV de voltaje.

Los software utilizados, pertenecientes a la compañía SAMx, son los siguientes: XMAS

(Microscope integration and Automatisation Software), software que entrega los resultados de

los análisis en porcentajes en peso de óxidos; MaxView (Imaging Software for Microscope), que

permite obtener microfotografías; IDFix (Acquisition and Quantitative EDS Package), realiza un

análisis cualitativo de elementos.

Los análisis cuantitativos se realizan con espectrómetro de dispersión de longitud de

onda (WDS), excepto los análisis realizados con IDFix, el que se realiza con espectrómetro de

dispersión de energía (EDS). Las fotos corresponden a imágenes de electrones

retrodispersados (BSE), en donde los distintos tonos de grises indican diferencias

composicionales.

Los estándares, con sus errores estadísticos asociados, utilizados en los análisis para

los distintos elementos son los empleados comúnmente para el análisis de silicatos, y

corresponden a:

Elemento Estándar Error (wt%)Si Wollastonita ± 0,046 Al Ortoclasa ± 0,041 Mg Diópsido ± 0,146 Na Albita ± 0,113 K Ortoclasa ± 0,150

Ca Wollastonita ± 0,084 Mn Rhodonita ± 0,088 Ti Rutilo ± 0,133 Fe Andradita ± 0,108

168

DATACIÓN

Los minerales a datar se obtienen mediante el siguiente procedimiento:

- Las muestras se muelen en chancador de mandíbula hasta que pasen por la malla 35 (≈

500 micrones).

- Se lleva el material chancado a la mesa concentradora de minerales pesados, que separa la

muestra en tres concentrados: minerales pesados (Mt, Zrn, Ap, Py, etc), minerales livianos

(micas, arcillas) y el resto de los minerales (Fd, Qtz, Anf, Chl, etc). Los concentrados poseen

mayoritariamente los minerales correspondientes, pero también numerosas impurezas que

deben ser separadas posteriormente.

- Se secan los concentrados.

- El concentrado de minerales pesados se pasa repetidamente por el separador magnético,

previa separación manual de los minerales más magnéticos (principalmente magnetita)

mediante el uso del magnetismo externo del separador. La primera pasada se hace a 0,5

ampere, lo que separa la mayoría de las biotitas y anfíbolas presentes en el concentrado,

posteriormente se va subiendo el amperaje hasta alcanzar los 1,5 ampere.

- Al material no magnético obtenido se le añade en primer lugar bromoformo de densidad

2,85 g/cm3, que separa los minerales más pesados (Zrn, Ap) de los más livianos (Fd, Qtz,

etc). Se seca el concentrado de minerales pesados no magnéticos.

- Una vez seco se le añade yoduro de metileno de densidad 3,3 g/cm3, con el cual decantan

los Zrn y no los Ap.

- La limpieza de los concentrados de Zrn y Ap se realiza mediante separación manual con

lupa binocular.

El procedimiento seguido para la datación K-Ar se encuentra detallado en el trabajo de

Duhart et al. (2001), en el apéndice correspondiente a Protocolos Analíticos.

La datación U-Pb fue realizada utilizando SHRIMP (Sensitive High-Resolution Ion

Microprobe) en la Universidad Nacional Australiana en Canberra, siguiendo el procedimiento

delineado en Compston et al. (1992) y Williams (1998). Las razones U-Pb se calibraron relativas

al circón de referencia Temora. Previo al análisis se realizó una examinación de los circones

con catodoluminiscencia en un SEM, para identificar estructuras internas, fracturas e

inclusiones dentro de los cristales de circón. Los datos analíticos fueron tratados usando SQUID

Isoplot/Ex.

169

ANEXO 3: ANÁLISIS MINERALÓGICOS

A continuación se detallan los análisis realizados a minerales del Plutón Plomo.

PLAGIOCLASAS

La fórmula estructural de las plagioclasa fue calculada en base a 32 oxígenos.

Análisis JR04-05 pg1 JR04-05 pg par1 JR04-05 pg par2 JR04-05 pg par3 JR04-05 pg par4 SiO2 57,21 54,39 54,69 55,42 54,04 Al2O3 27,31 27,66 28,21 28,09 28,45 TiO2 0,00 0,05 0,05 0,00 0,08 FeO 0,21 0,17 0,45 0,16 0,24 MgO 0,03 0,04 0,00 0,00 0,03 MnO 0,00 0,09 0,00 0,00 0,03 CaO 9,73 10,60 11,12 10,73 11,35 Na2O 6,25 6,40 5,15 5,79 4,93 K2O 0,13 0,10 0,12 0,08 0,09 Total 100,87 99,50 99,79 100,26 99,24 Cationes Si 10,200 9,908 9,905 9,975 9,840 Al 5,739 5,938 6,021 5,959 6,103 Ti 0,000 0,007 0,007 0,000 0,011 Fe 0,032 0,027 0,069 0,024 0,036 Mg 0,007 0,010 0,000 0,000 0,008 Mn 0,000 0,015 0,000 0,000 0,005 Ca 1,859 2,068 2,157 2,070 2,214 Na 2,161 2,260 1,808 2,019 1,741 K 0,028 0,024 0,029 0,018 0,022 Σ cationes 20,026 20,258 19,996 20,064 19,980 %Ab 53,37 51,93 45,27 49,16 43,78 %An 45,93 47,52 54,01 50,39 55,67 %Or 0,70 0,55 0,72 0,45 0,55

170

Análisis JR04-05 pg par5 JR04-05 pg par6 JR04-05 pg par7 JR04-05 pg par8 JR04-05 pg par9 SiO2 53,08 56,23 55,17 62,23 55,99 Al2O3 28,67 26,63 27,20 22,70 26,90 TiO2 0,08 0,00 0,00 0,05 0,10 FeO 0,52 0,48 0,34 0,34 0,40 MgO 0,00 0,16 0,00 0,01 0,00 MnO 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 CaO 12,13 9,55 9,77 4,10 9,41 Na2O 4,70 5,68 5,74 9,24 6,10 K2O 0,03 0,10 0,25 0,14 0,13 Total 99,21 98,82 98,50 98,82 99,04 Cationes Si 9,709 10,225 10,092 11,162 10,175 Al 6,179 5,707 5,864 4,797 5,760 Ti 0,011 0,000 0,000 0,007 0,014 Fe 0,079 0,074 0,052 0,051 0,061 Mg 0,000 0,044 0,000 0,003 0,000 Mn 0,000 0,000 0,005 0,000 0,000 Ca 2,376 1,860 1,916 0,789 1,832 Na 1,668 2,001 2,036 3,214 2,149 K 0,008 0,023 0,058 0,031 0,030 Σ cationes 20,029 19,934 20,023 20,055 20,021 %Ab 41,16 51,52 50,77 79,68 53,57 %An 58,64 47,88 47,77 19,55 45,67 %Or 0,20 0,59 1,46 0,77 0,76 Análisis JR04-05 pg par10 JR04-05 pg2 JR04-05 pg3 JR04-05 pg par12 JR04-05 pg par13 SiO2 54,80 52,48 54,42 54,22 52,76 Al2O3 27,59 28,55 27,66 28,10 28,66 TiO2 0,08 0,00 0,03 0,03 0,00 FeO 0,28 0,13 0,22 0,32 0,15 MgO 0,02 0,00 0,07 0,05 0,02 MnO 0,00 0,00 0,02 0,03 0,08 CaO 10,62 11,86 10,39 10,77 11,76 Na2O 5,69 4,66 5,62 5,29 4,13 K2O 0,04 0,07 0,11 0,09 0,10 Total 99,12 97,76 98,52 98,89 97,66 Cationes Si 9,982 9,718 9,967 9,901 9,756 Al 5,923 6,230 5,970 6,047 6,244 Ti 0,010 0,000 0,004 0,004 0,000 Fe 0,043 0,021 0,033 0,048 0,023 Mg 0,007 0,000 0,019 0,014 0,005 Mn 0,000 0,000 0,003 0,005 0,013 Ca 2,072 2,353 2,039 2,107 2,329 Na 2,010 1,674 1,994 1,872 1,481 K 0,010 0,016 0,026 0,021 0,025 Σ cationes 20,057 20,012 20,054 20,019 19,875 %Ab 49,11 41,40 49,13 46,79 38,62 %An 50,64 58,20 50,22 52,67 60,73 %Or 0,25 0,41 0,65 0,54 0,64

171

Análisis JR04-05 pg4 JR04-10 pg par16 JR04-10 pg12 JR04-10 pg par17 JR04-09 pg par18 SiO2 51,66 64,77 61,81 63,69 53,70 Al2O3 29,64 21,05 21,95 21,93 27,95 TiO2 0,00 0,00 0,17 0,11 0,08 FeO 0,22 0,21 1,07 0,03 0,26 MgO 0,00 0,07 0,41 0,01 0,02 MnO 0,02 0,00 0,03 0,00 0,06 CaO 12,70 1,08 2,08 1,38 10,69 Na2O 3,82 11,51 9,70 10,71 5,84 K2O 0,05 0,70 0,50 0,24 0,22 Total 98,11 99,39 97,72 98,09 98,82 Cationes Si 9,541 11,528 11,228 11,427 9,848 Al 6,452 4,416 4,698 4,636 6,041 Ti 0,000 0,000 0,023 0,015 0,012 Fe 0,033 0,031 0,162 0,005 0,040 Mg 0,000 0,018 0,112 0,002 0,007 Mn 0,003 0,000 0,005 0,000 0,010 Ca 2,514 0,206 0,405 0,264 2,100 Na 1,368 3,970 3,416 3,725 2,077 K 0,012 0,158 0,117 0,056 0,051 Σ cationes 19,923 20,328 20,166 20,130 20,184 %Ab 35,14 91,59 86,76 92,09 49,12 %An 64,56 4,76 10,28 6,53 49,68 %Or 0,30 3,65 2,96 1,38 1,20 Análisis JR04-09 pg par19 JR04-09 pg par20 JR04-09 pg par21 JR04-09 pg par22 JR04-09 pg par23 SiO2 58,98 52,23 56,18 51,41 52,55 Al2O3 24,40 29,25 26,42 29,33 28,92 TiO2 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 FeO 0,10 0,31 0,16 0,19 0,03 MgO 0,00 0,00 0,00 0,04 0,06 MnO 0,00 0,00 0,08 0,00 0,00 CaO 6,58 12,69 8,54 12,82 12,12 Na2O 8,14 4,95 7,09 4,32 5,22 K2O 0,32 0,13 0,31 0,11 0,15 Total 98,51 99,60 98,79 98,22 99,04 Cationes Si 10,705 9,554 10,245 9,516 9,638 Al 5,219 6,305 5,677 6,397 6,251 Ti 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 Fe 0,015 0,047 0,025 0,030 0,005 Mg 0,000 0,000 0,000 0,010 0,016 Mn 0,000 0,000 0,012 0,000 0,000 Ca 1,279 2,487 1,668 2,543 2,382 Na 2,864 1,755 2,507 1,550 1,856 K 0,074 0,031 0,072 0,027 0,034 Σ cationes 20,155 20,183 20,206 20,073 20,182 %Ab 67,93 41,07 59,02 37,62 43,45 %An 30,32 58,21 39,27 61,74 55,76 %Or 1,75 0,72 1,71 0,65 0,80

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Análisis JR04-09 pg par24 JR04-09 pg par25 JR04-09 pg par26 JR04-09 pg par27 JR04-09 pg par28 SiO2 68,63 59,38 55,63 54,37 55,99 Al2O3 19,65 24,72 27,66 27,73 28,00 TiO2 0,00 0,31 0,00 0,03 0,10 FeO 0,11 0,00 0,23 0,29 0,21 MgO 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 MnO 0,03 0,02 0,05 0,11 0,00 CaO 0,09 7,61 9,95 10,55 10,03 Na2O 12,07 7,37 5,92 6,10 6,66 K2O 0,10 0,31 0,29 0,27 0,26 Total 100,69 99,72 99,71 99,47 101,26 Cationes Si 11,936 10,649 10,059 9,911 9,999 Al 4,028 5,223 5,895 5,956 5,894 Ti 0,000 0,042 0,000 0,004 0,014 Fe 0,017 0,000 0,034 0,044 0,032 Mg 0,000 0,000 0,000 0,003 0,000 Mn 0,005 0,002 0,007 0,017 0,000 Ca 0,017 1,463 1,927 2,060 1,920 Na 4,071 2,564 2,075 2,156 2,306 K 0,022 0,070 0,066 0,064 0,059 Σ cationes 20,096 20,014 20,064 20,217 20,223 %Ab 99,04 62,58 51,00 50,38 53,82 %An 0,42 35,71 47,36 48,13 44,80 %Or 0,53 1,71 1,63 1,49 1,38 Análisis JR04-05 pg par30 JR04-05 pg par31 JR04-05 pg par32 JR04-05 pg par33 JR04-05 pg par34 SiO2 54,03 53,35 55,86 54,13 54,41 Al2O3 29,41 30,28 27,89 29,21 28,57 TiO2 0,00 0,00 0,00 0,08 0,05 FeO 0,12 0,41 0,18 0,14 0,21 MgO 0,02 0,00 0,08 0,07 0,00 MnO 0,02 0,02 0,06 0,00 0,05 CaO 10,74 9,34 9,59 10,88 10,71 Na2O 6,92 5,36 7,13 6,26 7,38 K2O 0,05 0,11 0,12 0,08 0,12 Total 101,31 98,87 100,91 100,85 101,49 Cationes Si 9,690 9,708 10,009 9,731 9,764 Al 6,215 6,494 5,888 6,188 6,042 Ti 0,000 0,000 0,000 0,010 0,007 Fe 0,018 0,063 0,027 0,021 0,032 Mg 0,005 0,000 0,021 0,019 0,000 Mn 0,002 0,002 0,010 0,000 0,007 Ca 2,063 1,820 1,840 2,096 2,058 Na 2,406 1,890 2,478 2,181 2,568 K 0,013 0,026 0,028 0,017 0,026 Σ cationes 20,412 20,003 20,301 20,263 20,505 %Ab 53,69 50,60 57,02 50,78 55,19 %An 46,03 48,72 42,34 48,81 44,24 %Or 0,28 0,68 0,65 0,41 0,57

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Análisis JR04-05 pg par35 CH-8066 pg par36 CH-8066 pg par37 CH-8066 pg par38 CH-8066 pg par39SiO2 54,41 55,48 54,55 55,08 59,25 Al2O3 27,95 28,43 27,73 27,74 23,89 TiO2 0,08 0,00 0,04 0,07 0,11 FeO 0,50 0,36 0,17 0,00 0,64 MgO 0,00 0,01 0,03 0,06 0,25 MnO 0,05 0,07 0,00 0,00 0,01 CaO 9,87 8,61 9,64 10,42 6,62 Na2O 7,25 5,88 5,59 5,41 7,37 K2O 0,03 0,34 0,16 0,29 0,45 Total 100,14 99,18 97,92 99,07 98,61 Cationes Si 9,869 10,045 10,019 10,015 10,752 Al 5,974 6,067 6,003 5,945 5,109 Ti 0,011 0,000 0,006 0,009 0,015 Fe 0,076 0,054 0,026 0,000 0,097 Mg 0,000 0,001 0,007 0,017 0,067 Mn 0,007 0,011 0,000 0,000 0,002 Ca 1,917 1,670 1,898 2,029 1,287 Na 2,549 2,065 1,991 1,907 2,594 K 0,007 0,078 0,038 0,068 0,105 Σ cationes 20,411 19,993 19,988 19,991 20,028 %Ab 56,98 54,15 50,71 47,63 65,07 %An 42,86 43,80 48,32 50,67 32,30 %Or 0,16 2,05 0,97 1,70 2,63 Análisis CH-8066 pg par40 CH-8066 pg par41 CH-8066 pg par42 CH-8066 pg par43 CH-8066 pg par44SiO2 59,86 58,95 60,06 60,30 58,30 Al2O3 25,10 24,07 25,31 24,52 26,76 TiO2 0,00 0,12 0,00 0,00 0,07 FeO 0,06 0,98 0,19 0,14 0,24 MgO 0,00 0,42 0,02 0,04 0,00 MnO 0,00 0,08 0,08 0,00 0,00 CaO 6,87 5,62 7,12 6,43 8,61 Na2O 7,56 7,11 7,74 7,80 6,93 K2O 0,92 2,17 0,53 0,61 0,52 Total 100,37 99,51 101,06 99,84 101,43 Cationes Si 10,676 10,692 10,642 10,782 10,336 Al 5,276 5,145 5,286 5,168 5,592 Ti 0,000 0,017 0,000 0,000 0,010 Fe 0,010 0,148 0,029 0,022 0,036 Mg 0,000 0,112 0,006 0,011 0,000 Mn 0,000 0,013 0,013 0,000 0,000 Ca 1,312 1,092 1,352 1,231 1,635 Na 2,614 2,500 2,658 2,703 2,383 K 0,208 0,502 0,119 0,138 0,117 Σ cationes 20,097 20,220 20,104 20,055 20,108 %Ab 63,24 61,07 64,38 66,37 57,64 %An 31,73 26,67 32,73 30,24 39,54 %Or 5,04 12,26 2,88 3,39 2,82

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Análisis CH-2089 pg par46 CH-2089 pg par47 CH-2089 pg17 CH-2089 pg par48 CH-2089 pg par49SiO2 57,93 57,37 57,58 55,61 56,38 Al2O3 26,28 25,58 25,91 26,53 25,57 TiO2 0,00 0,00 0,02 0,00 0,15 FeO 0,25 0,36 0,35 0,98 1,42 MgO 0,01 0,01 0,04 0,34 0,52 MnO 0,00 0,00 0,05 0,00 0,07 CaO 8,06 7,75 8,58 9,38 9,17 Na2O 7,17 6,98 6,74 5,98 6,33 K2O 0,42 0,43 0,46 0,76 0,40 Total 100,12 98,49 99,74 99,58 100,00 Cationes Si 10,391 10,454 10,386 10,123 10,227 Al 5,556 5,492 5,508 5,692 5,465 Ti 0,000 0,000 0,003 0,000 0,020 Fe 0,038 0,055 0,052 0,149 0,216 Mg 0,002 0,002 0,010 0,093 0,141 Mn 0,000 0,000 0,008 0,000 0,010 Ca 1,548 1,514 1,658 1,830 1,782 Na 2,493 2,466 2,358 2,110 2,224 K 0,097 0,101 0,105 0,176 0,092 Σ cationes 20,126 20,084 20,088 20,173 20,178 %Ab 60,24 60,43 57,22 51,26 54,27 %An 37,41 37,10 40,22 44,47 43,49 %Or 2,35 2,47 2,55 4,27 2,24 Análisis CH-2089 pg par50 CH-2089 pg par51 CH-2089 pg par52 CH-2089 pg par53 CH-2089 pg par54SiO2 56,74 58,28 59,86 57,61 54,00 Al2O3 24,06 25,61 25,71 27,05 28,39 TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,10 FeO 2,40 1,39 0,05 0,28 0,19 MgO 0,73 0,36 0,07 0,09 0,01 MnO 0,08 0,00 0,12 0,05 0,00 CaO 8,94 8,43 7,66 8,81 11,53 Na2O 6,34 6,87 7,41 6,87 5,65 K2O 0,48 0,50 0,39 0,34 0,30 Total 99,78 101,47 101,26 101,11 100,18 Cationes Si 10,363 10,386 10,580 10,256 9,789 Al 5,179 5,379 5,356 5,674 6,065 Ti 0,000 0,000 0,000 0,000 0,013 Fe 0,367 0,208 0,007 0,042 0,029 Mg 0,199 0,097 0,018 0,024 0,003 Mn 0,013 0,000 0,017 0,007 0,000 Ca 1,749 1,609 1,450 1,679 2,240 Na 2,245 2,375 2,539 2,370 1,985 K 0,112 0,115 0,089 0,078 0,070 Σ cationes 20,226 20,169 20,056 20,131 20,193 %Ab 54,67 57,94 62,27 57,42 46,22 %An 42,59 39,27 35,55 40,68 52,16 %Or 2,74 2,79 2,18 1,90 1,62

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Análisis CH-2089 pg18 CH-2089 pg19 CH-2089 pg par55 CH-2089 pg par56 CH-2089 pg20 SiO2 48,60 46,38 55,25 58,00 57,59 Al2O3 31,88 32,27 27,62 25,41 25,63 TiO2 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 FeO 0,08 0,30 0,37 0,12 0,29 MgO 0,00 0,15 0,01 0,03 0,00 MnO 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 CaO 15,66 18,07 9,90 7,56 7,22 Na2O 2,92 2,20 5,76 7,32 6,11 K2O 0,09 0,08 0,27 0,59 2,61 Total 99,24 99,48 99,17 99,03 99,46 Cationes Si 8,975 8,636 10,045 10,508 10,467 Al 6,937 7,081 5,918 5,425 5,491 Ti 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000 Fe 0,012 0,046 0,057 0,019 0,045 Mg 0,000 0,040 0,002 0,007 0,000 Mn 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000 Ca 3,098 3,605 1,928 1,468 1,405 Na 1,045 0,793 2,029 2,570 2,152 K 0,022 0,019 0,062 0,136 0,606 Σ cationes 20,090 20,227 20,041 20,133 20,166 %Ab 25,09 17,95 50,49 61,57 51,69 %An 74,38 81,62 47,96 35,16 33,75 %Or 0,53 0,44 1,55 3,26 14,56 Análisis CH-8071 pg par57 CH-8071 pg par58 CH-8071 pg21 CH-8071 pg22 CH-8071 pg23 SiO2 58,18 57,52 56,64 55,02 55,37 Al2O3 23,88 20,97 27,30 27,95 28,56 TiO2 0,00 0,17 0,12 0,17 0,00 FeO 1,20 4,94 0,09 0,28 0,06 MgO 0,29 1,72 0,00 0,01 0,00 MnO 0,00 0,00 0,00 0,03 0,02 CaO 5,42 6,12 8,61 9,91 10,81 Na2O 8,19 7,57 6,32 5,93 5,15 K2O 0,52 0,47 0,37 0,31 0,29 Total 97,68 99,48 99,46 99,61 100,25 Cationes Si 10,695 10,624 10,217 9,974 9,951 Al 5,173 4,564 5,803 5,970 6,049 Ti 0,000 0,023 0,017 0,023 0,000 Fe 0,184 0,763 0,014 0,043 0,009 Mg 0,079 0,474 0,000 0,001 0,000 Mn 0,000 0,000 0,000 0,005 0,002 Ca 1,068 1,211 1,665 1,925 2,081 Na 2,918 2,711 2,211 2,082 1,795 K 0,121 0,110 0,086 0,071 0,066 Σ cationes 20,238 20,481 20,013 20,095 19,955 %Ab 71,05 67,23 55,82 51,05 45,54 %An 26,00 30,04 42,02 47,20 52,79 %Or 2,95 2,73 2,16 1,74 1,67

176

Análisis CH-2125 pg par59 CH-2125 pg par60 CH-2125 pg par64 CH-2088 pg29 CH-2088 pg30 SiO2 57,68 58,92 59,73 54,20 46,86 Al2O3 26,59 22,39 21,52 26,10 30,91 TiO2 0,00 0,27 0,00 0,00 0,00 FeO 0,19 2,79 2,99 0,08 0,09 MgO 0,01 1,19 1,35 0,00 0,00 MnO 0,03 0,03 0,08 0,00 0,00 CaO 8,37 6,29 5,37 11,94 20,74 Na2O 6,83 7,86 7,58 6,63 3,03 K2O 0,42 0,33 0,54 0,46 0,08 Total 100,13 100,08 99,16 99,40 101,71 Cationes Si 10,345 10,681 10,889 9,961 8,636 Al 5,620 4,783 4,623 5,653 6,712 Ti 0,000 0,037 0,000 0,000 0,000 Fe 0,028 0,423 0,455 0,012 0,014 Mg 0,001 0,321 0,367 0,000 0,000 Mn 0,005 0,005 0,013 0,000 0,000 Ca 1,608 1,221 1,049 2,351 4,095 Na 2,375 2,763 2,680 2,361 1,081 K 0,097 0,077 0,125 0,108 0,019 Σ cationes 20,080 20,311 20,202 20,446 20,558 %Ab 58,21 68,04 69,54 48,98 20,81 %An 39,42 30,06 27,21 48,79 78,83 %Or 2,37 1,90 3,25 2,23 0,36 Análisis CH-2088 pg31 CH-2088 pg33 CH-2088 pg par65 CH-2088 pg par68 CH-2088 pg par69SiO2 47,88 54,45 58,11 56,79 59,92 Al2O3 30,29 26,33 22,87 25,06 22,91 TiO2 0,08 0,00 0,05 0,00 0,08 FeO 0,22 0,00 0,17 0,02 0,25 MgO 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 MnO 0,03 0,10 0,10 0,08 0,11 CaO 19,33 12,98 7,60 11,07 7,42 Na2O 3,51 6,36 9,03 7,32 9,27 K2O 0,23 0,60 0,69 0,88 1,53 Total 101,56 100,80 98,62 101,22 101,48 Cationes Si 8,811 9,902 10,668 10,240 10,732 Al 6,569 5,642 4,949 5,324 4,836 Ti 0,011 0,000 0,007 0,000 0,010 Fe 0,033 0,000 0,026 0,002 0,037 Mg 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 Mn 0,005 0,015 0,015 0,012 0,017 Ca 3,811 2,528 1,495 2,138 1,423 Na 1,253 2,241 3,214 2,559 3,217 K 0,055 0,138 0,160 0,203 0,350 Σ cationes 20,548 20,467 20,537 20,479 20,623 %Ab 24,48 45,67 66,00 52,22 64,47 %An 74,45 51,51 30,70 43,63 28,52 %Or 1,07 2,82 3,30 4,14 7,01

177

FELDESPATOS POTASICOS

Formula estructural de feldespatos potásicos fue calculada en base a 32 oxígenos

Análisis JR04-09 kfd1 JR04-09 kfd2 JR04-09 kfd3 JR04-09 kfd4 SiO2 64,30 63,14 63,87 63,72 Al2O3 18,87 18,30 18,92 18,89 TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 FeO 0,17 0,20 0,06 0,14 MgO 0,04 0,00 0,00 0,00 MnO 0,02 0,00 0,06 0,00 CaO 0,05 0,00 0,07 0,05 Na2O 0,22 0,43 0,53 0,60 K2O 15,92 16,49 15,84 15,35 Total 99,57 98,55 99,35 98,75 Cationes Si 11,922 11,905 11,884 11,898 Al 4,123 4,065 4,148 4,158 Ti 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe 0,026 0,031 0,009 0,021 Mg 0,011 0,000 0,000 0,000 Mn 0,002 0,000 0,010 0,000 Ca 0,010 0,000 0,014 0,010 Na 0,077 0,158 0,190 0,217 K 3,765 3,965 3,760 3,657 Total 19,937 20,124 20,017 19,960 %An 0,26 0,00 0,37 0,25 %Ab 2,01 3,83 4,80 5,58 %Or 97,73 96,17 94,84 94,17

BIOTITAS

La fórmula estructural de la biotita se realizó en base a 22 oxígenos, ignorando el H2O.

Análisis JR04-05 bt1 JR04-05 bt2 JR04-08 bt3 JR04-08 bt4 JR04-08 bt5 JR04-08 bt6 SiO2 33,54 34,84 33,18 33,45 33,99 33,08 Al2O3 15,72 14,01 13,92 14,20 13,54 13,61 TiO2 3,67 3,61 2,36 2,74 3,62 2,94 MgO 10,58 10,46 8,26 8,42 8,19 8,14 FeO 21,82 21,76 22,19 21,85 21,57 21,63 MnO 0,07 0,25 0,33 0,08 0,40 0,42 CaO 0,58 0,00 0,04 0,06 0,16 0,10 Na2O 0,15 0,00 0,03 0,00 0,00 0,03 K2O 7,81 9,37 8,98 8,88 8,66 8,97 Total 93,9 94,3 89,3 89,7 90,1 88,9 Cationes Si 5,262 5,480 5,553 5,544 5,595 5,552 Al 2,908 2,597 2,745 2,774 2,627 2,692 Ti 0,433 0,427 0,297 0,342 0,448 0,371 Mg 2,473 2,453 2,060 2,079 2,010 2,036 Fe 2,863 2,863 3,105 3,029 2,970 3,036 Mn 0,010 0,034 0,046 0,011 0,056 0,060 Ca 0,098 0,001 0,007 0,010 0,028 0,018 Na 0,045 0,000 0,009 0,000 0,000 0,009 K 1,564 1,881 1,918 1,877 1,818 1,921 Total 15,66 15,73 15,74 15,67 15,55 15,70

178

Análisis JR04-09 bt8 JR04-05 bt9 CH-8071 bt11 CH-1391 bt13 CH-1391 bt14 CH-2088 bt15 SiO2 34,49 35,10 33,78 32,46 32,41 34,77 Al2O3 13,72 15,26 14,70 13,68 13,50 13,84 TiO2 3,22 2,87 3,22 4,49 4,72 3,06 MgO 9,32 9,86 9,06 7,09 6,78 8,92 FeO 23,92 20,37 25,33 24,76 23,81 23,12 MnO 0,33 0,21 0,36 0,24 0,24 0,33 CaO 0,00 0,02 0,24 0,00 0,04 0,02 Na2O 0,18 0,14 0,18 0,20 0,22 0,02 K2O 9,11 9,49 8,53 9,41 9,18 14,26 Total 94,3 93,3 95,4 92,3 90,9 98,3 Cationes Si 5,488 5,531 5,336 5,348 5,397 5,438 Al 2,574 2,834 2,738 2,657 2,650 2,552 Ti 0,386 0,340 0,383 0,556 0,591 0,360 Mg 2,210 2,316 2,132 1,741 1,682 2,079 Fe 3,183 2,685 3,347 3,412 3,315 3,025 Mn 0,045 0,028 0,048 0,033 0,034 0,043 Ca 0,000 0,004 0,041 0,000 0,008 0,003 Na 0,056 0,042 0,055 0,065 0,070 0,005 K 1,850 1,908 1,720 1,977 1,950 2,845 Total 15,79 15,69 15,80 15,79 15,70 16,35

TITANITAS

La fórmula estructural de las titanitas fue calculada en base a 4 Si

Análisis JR04-09 tit1 JR04-09 tit2 JR04-09 tit3 JR04-10 tit4 JR04-10 tit5 JR04-10 tit6 JR04-10 tit7 SiO2 30,85 30,46 31,55 34,05 29,84 30,17 30,49 Al2O3 5,27 6,44 6,67 12,06 6,66 7,00 5,76 TiO2 23,20 23,01 20,00 14,61 22,07 21,53 25,15 MgO 0,06 0,33 4,28 1,34 1,71 1,83 0,00 Fe2O3 3,01 1,44 9,73 3,92 5,27 5,31 1,90 MnO 0,09 0,00 0,14 0,00 0,00 0,03 0,00 CaO 28,57 28,67 20,53 25,41 25,10 25,47 29,10 Na2O 0,03 0,00 0,11 0,03 0,22 0,00 0,11 K2O 0,05 0,19 0,07 0,02 0,01 0,00 0,02 Total 90,85 90,38 92,11 91,06 90,36 90,81 92,34 Cationes Si 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 Al 0,805 0,997 0,997 1,670 1,053 1,094 0,890 Ti 2,262 2,273 1,907 1,291 2,226 2,146 2,482 Mg 0,012 0,064 0,808 0,235 0,343 0,361 0,000 Fe3+ 0,294 0,142 0,929 0,346 0,532 0,530 0,188 Mn 0,010 0,000 0,015 0,000 0,000 0,003 0,000 Ca 3,968 4,033 2,788 3,197 3,605 3,617 4,090 Na 0,007 0,000 0,027 0,006 0,057 0,000 0,028 K 0,009 0,031 0,011 0,004 0,002 0,000 0,003 Total 11,368 11,540 11,481 10,750 11,817 11,751 11,680

179

ILMENITAS Y OXIDO DE HIERRO La fórmula de las ilmenitas fue calculada en base a 3 oxígenos y la de la magnetita en base a

32 oxígenos. La discriminación entre FeO y Fe2O3 fue realizada según lo indicado en el trabajo

de Droop (1987) para silicatos ferromagnesianos y óxidos.

Análisis JR04-05 il1 JR04-09 il2 JR04-09 il3 CH-2088 il4 CH-2088 il5 JR04-09 ox-fe1SiO2 0,03 0,11 0,28 0,07 0,03 0,14 Al2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,45 TiO2 52,22 39,74 37,77 52,83 29,20 0,59 MgO 0,00 0,00 0,05 0,05 0,00 0,00 Fe2O3 0,00 9,30 10,87 0,00 42,73 59,30 FeO 43,86 31,97 30,41 39,20 24,40 27,22 MnO 2,62 1,62 2,74 6,05 1,49 0,00 CaO 0,01 0,22 0,55 0,15 0,07 0,16 Na2O 0,00 0,21 0,04 0,00 0,03 0,08 K2O 0,01 0,00 0,00 0,09 0,00 0,00 Total 98,74 83,17 82,70 98,43 97,95 87,93 Cationes Si 0,001 0,003 0,008 0,002 0,001 0,006 Al 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,023 Ti 1,003 0,903 0,869 1,011 0,578 0,019 Mg 0,000 0,000 0,002 0,002 0,000 0,000 Fe3+ 0,000 0,212 0,250 0,000 0,846 15,526 Fe2+ 0,936 0,808 0,777 0,834 0,537 7,920 Mn 0,057 0,041 0,071 0,130 0,033 0,000 Ca 0,000 0,007 0,018 0,004 0,002 0,008 Na 0,000 0,025 0,004 0,000 0,003 0,014 K 0,001 0,000 0,000 0,006 0,000 0,000 Total 1,997 2,000 2,000 1,990 2,000 23,515

EPIDOTAS

La fórmula estructural de las epidotas fue calculada en base a 12,5 oxígenos

Análisis JR04-05 ep1 JR04-10 ep2 JR04-10 ep3 SiO2 29,36 36,73 37,36 Al2O3 15,73 23,37 20,47 TiO2 0,52 0,20 0,25 MgO 0,63 0,26 0,00 FeO 12,13 11,38 13,77 MnO 0,15 0,34 0,11 CaO 11,78 22,59 23,42 Na2O 0,32 0,08 0,00 K2O 0,02 0,02 0,00 Total 70,63 94,97 95,37 Cationes Si 3,150 2,975 3,038 Al 1,989 2,231 1,962 Ti 0,042 0,012 0,015 Mg 0,101 0,032 0,000 Fe3+ 1,087 0,770 0,935 Mn 0,014 0,023 0,007 Ca 1,354 1,960 2,040 Na 0,066 0,013 0,000 K 0,003 0,002 0,000 Total 7,805 8,019 7,998

180

PREHNITAS

La fórmula estructural fue calculada en base a 22 oxígenos, sin considerar el H2O

Análisis JR04-10 preh1 JR04-10 preh2 JR04-10 preh3 JR04-10 preh4 JR04-10 preh5 JR04-10 preh6 SiO2 41,89 42,42 42,91 42,12 41,95 42,76 Al2O3 24,60 22,84 22,94 22,11 21,65 23,25 TiO2 0,00 0,08 0,05 0,00 0,13 0,15 MgO 0,00 0,09 0,09 0,04 0,00 0,04 FeO 0,30 2,23 1,77 3,49 3,99 1,70 MnO 0,00 0,08 0,00 0,16 0,02 0,12 CaO 25,49 27,01 26,25 26,17 26,06 25,66 Na2O 0,23 0,00 0,10 0,00 0,13 0,08 K2O 0,11 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 Total 92,62 94,75 94,11 94,08 93,94 93,76 Cationes Si 5,936 5,935 6,012 5,943 5,938 6,003 Al 4,109 3,765 3,787 3,677 3,612 3,847 Ti 0,000 0,009 0,005 0,000 0,014 0,016 Mg 0,000 0,019 0,020 0,007 0,000 0,007 Fe3+ 0,036 0,260 0,207 0,411 0,471 0,199 Mn 0,000 0,009 0,000 0,019 0,002 0,015 Ca 3,869 4,047 3,940 3,956 3,952 3,859 Na 0,063 0,000 0,027 0,000 0,035 0,021 K 0,019 0,000 0,000 0,001 0,003 0,000 Total 14,032 14,044 13,999 14,013 14,026 13,968

CLORITAS Fórmula de cloritas calculadas en base a 28 oxígenos, considerando el valor de (OH) igual a

16,00, ignorando el H2O

Análisis JR04-10 chl1 JR04-10 chl2 JR04-10 chl3 JR04-10 chl4 JR04-09 chl5 JR04-10 chl6 SiO2 25,30 25,70 24,81 25,92 26,42 26,38 TiO2 0,13 0,23 2,21 0,51 0,00 0,02 Al2O3 16,96 15,63 17,31 16,45 18,95 18,63 FeO 31,13 29,76 29,50 31,82 26,47 26,64 MnO 0,34 0,38 0,49 0,50 0,27 0,37 MgO 13,06 13,28 12,80 11,91 12,77 12,09 CaO 0,13 0,07 0,13 0,44 0,21 0,44 Na2O 0,03 0,11 0,00 0,08 0,00 0,00 K2O 0,05 0,12 0,03 0,03 0,06 0,06 Total 87,13 85,29 87,27 87,66 85,14 84,64 Cationes Si 5,589 5,773 5,433 5,712 5,780 5,822 AlIV 2,411 2,227 2,567 2,288 2,220 2,178 Ti 0,021 0,039 0,364 0,085 0,000 0,004 AlVI 2,004 1,912 1,900 1,985 2,665 2,669 Fe2+ 5,749 5,591 5,402 5,864 4,843 4,918 Mn2+ 0,064 0,073 0,091 0,094 0,049 0,069 Mg 4,301 4,448 4,178 3,914 4,164 3,977 Ca 0,031 0,016 0,030 0,104 0,049 0,104 Na 0,011 0,047 0,000 0,035 0,000 0,000 K 0,015 0,034 0,008 0,007 0,016 0,018 Total 20,196 20,159 19,973 20,088 19,786 19,760

181

Análisis JR04-10 chl7 JR04-10 chl8 CH-2088 chl9 CH-2088 chl10 CH-2088 chl11 SiO2 27,12 26,77 26,20 25,25 24,46 TiO2 0,02 0,00 0,26 0,00 0,00 Al2O3 17,14 17,86 15,97 15,23 19,02 FeO 28,83 26,71 27,77 25,11 25,19 MnO 0,40 0,33 0,35 0,41 0,35 MgO 12,49 12,48 12,42 12,80 11,54 CaO 0,09 0,09 0,17 0,18 0,14 Na2O 0,06 0,00 0,00 0,01 0,12 K2O 0,00 0,04 0,49 0,08 0,15 Total 86,16 84,27 83,64 79,08 80,98 Cationes Si 5,942 5,927 5,937 5,987 5,638 AlIV 2,058 2,073 2,063 2,013 2,362 Ti 0,004 0,000 0,044 0,000 0,000 AlVI 2,368 2,589 2,201 2,240 2,805 Fe2+ 5,282 4,946 5,263 4,979 4,856 Mn2+ 0,074 0,061 0,068 0,083 0,069 Mg 4,080 4,120 4,197 4,524 3,966 Ca 0,021 0,021 0,042 0,046 0,035 Na 0,025 0,000 0,000 0,004 0,051 K 0,000 0,012 0,142 0,024 0,044 Total 19,854 19,749 19,958 19,900 19,826

182

ANFIBOLAS

Fórmula de anfíbolas calculadas en base a fórmula anhidra de 23 oxígenos

Análisis JR04-05 anf par32 JR04-05 anf par42 JR04-05 anf par52 JR04-05 anf par62 JR04-05 anf par73 SiO2 51,27 49,37 48,69 48,38 49,20 Al2O3 2,61 5,22 5,78 5,45 5,60 TiO2 0,27 0,66 0,64 0,81 0,59 MgO 13,64 12,32 11,96 12,82 12,36 FeO 24,28 18,75 17,19 17,62 18,43 MnO 0,64 0,54 0,53 0,54 0,45 CaO 4,68 11,13 11,38 11,37 11,15 Na2O 0,18 0,41 0,43 0,60 0,63 K2O 0,14 0,26 0,31 0,24 0,26 Total 97,71 98,66 96,92 97,83 98,65 Cationes Si 7,633 7,090 7,141 7,011 7,071 AlIV 0,367 0,884 0,859 0,930 0,929 SumT 8,000 7,974 8,000 7,942 8,000 AlVI 0,091 0,000 0,141 0,000 0,020 Ti 0,030 0,072 0,070 0,088 0,063 Fe3+ 0,140 1,207 0,819 1,125 1,128 Mg 3,028 2,637 2,615 2,768 2,647 Fe2+ 1,711 1,044 1,289 1,010 1,087 Mn 0,000 0,040 0,066 0,008 0,055 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 1,172 0,000 0,000 0,000 0,000 Mn 0,081 0,026 0,000 0,058 0,000 Ca 0,747 1,712 1,788 1,765 1,716 Na 0,000 0,115 0,124 0,169 0,175 SumB 2,000 1,854 1,912 1,993 1,891 Na 0,051 0,000 0,000 0,000 0,000 K 0,026 0,047 0,058 0,045 0,047 SumA 0,076 0,047 0,058 0,045 0,047 Total 15,076 14,874 14,970 14,980 14,938

183

Análisis JR04-05 anf par83 JR04-05 anf par93 JR04-05 anf par103 JR04-05 anf21 JR04-05 anf31 SiO2 49,24 47,56 48,90 50,45 47,53 Al2O3 4,89 5,97 5,47 4,37 5,41 TiO2 0,29 0,85 0,83 0,24 0,47 MgO 12,73 12,76 12,82 12,21 12,58 FeO 17,43 17,29 17,96 18,99 17,61 MnO 0,45 0,31 0,30 0,54 0,57 CaO 11,56 10,68 11,26 11,68 11,57 Na2O 0,82 0,50 0,65 0,41 0,78 K2O 0,16 0,37 0,29 0,04 0,28 Total 97,57 96,29 98,48 98,94 96,81 Cationes Si 7,179 6,949 7,036 7,262 7,004 AlIV 0,821 1,028 0,927 0,738 0,940 SumT 8,000 7,977 7,963 8,000 7,943 AlVI 0,020 0,000 0,000 0,003 0,000 Ti 0,032 0,094 0,090 0,026 0,052 Fe3+ 0,864 1,331 1,114 0,956 1,020 Mg 2,767 2,778 2,749 2,619 2,763 Fe2+ 1,261 0,782 1,047 1,329 1,150 Mn 0,056 0,016 0,000 0,066 0,015 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Mn 0,000 0,023 0,037 0,000 0,057 Ca 1,806 1,673 1,736 1,802 1,827 Na 0,194 0,142 0,181 0,115 0,116 SumB 2,000 1,838 1,954 1,917 2,000 Na 0,036 0,000 0,000 0,000 0,105 K 0,030 0,068 0,053 0,007 0,053 SumA 0,066 0,068 0,053 0,007 0,159 Total 15,066 14,883 14,971 14,924 15,102

Análisis JR04-05 anf71 JR04-05 anf par113 JR04-05 anf par123 JR04-05 anf par133 JR04-10 anf103 SiO2 48,01 46,97 48,04 47,92 39,82 Al2O3 5,41 4,48 4,81 5,46 7,88 TiO2 0,70 0,51 0,62 0,64 1,23 MgO 11,37 11,68 12,33 11,11 9,83 FeO 15,37 18,76 14,44 15,71 19,17 MnO 0,52 0,47 0,29 0,48 0,46 CaO 11,02 8,68 11,25 11,06 10,67 Na2O 0,61 0,06 0,44 0,53 1,42 K2O 0,28 0,29 0,17 0,23 0,64 Total 93,29 91,90 92,39 93,14 91,12 Cationes Si 7,389 7,089 7,425 7,393 6,382 AlIV 0,611 0,797 0,575 0,607 1,489 SumT 8,000 7,886 8,000 8,000 7,872 AlVI 0,370 0,000 0,302 0,386 0,000 Ti 0,081 0,058 0,072 0,075 0,148 Fe3+ 0,000 2,030 0,000 0,000 1,215 Mg 2,607 2,628 2,841 2,555 2,348 Fe2+ 1,942 0,285 1,785 1,984 1,289 Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,037 0,054 0,082 0,043 0,067 Mn 0,068 0,060 0,037 0,062 0,062 Ca 1,817 1,404 1,863 1,829 1,832 Na 0,078 0,017 0,018 0,066 0,040 SumB 2,000 1,535 2,000 2,000 2,000 Na 0,104 0,000 0,113 0,091 0,401 K 0,054 0,055 0,034 0,046 0,130 SumA 0,158 0,055 0,147 0,137 0,531 Total 15,158 14,476 15,147 15,137 15,403

184

Análisis JR04-10 anf par143 JR04-10 anf113 JR04-10 anf par153 JR04-10 anf par163 JR04-10 anf par173 SiO2 42,83 45,20 44,76 46,78 43,79 Al2O3 7,88 6,57 7,34 9,17 7,43 TiO2 1,42 0,67 0,40 0,88 0,72 MgO 9,36 9,76 10,65 8,60 10,42 FeO 21,44 18,47 20,40 20,34 21,07 MnO 0,49 0,58 0,58 0,56 0,62 CaO 10,77 9,65 10,23 9,26 10,47 Na2O 0,82 1,78 1,44 2,52 1,32 K2O 0,61 0,51 0,46 0,58 0,43 Total 95,61 93,19 96,25 98,70 96,27 Cationes Si 6,514 7,125 6,678 6,980 6,561 AlIV 1,413 0,875 1,290 1,020 1,312 SumT 7,927 8,000 7,968 8,000 7,873 AlVI 0,000 0,345 0,000 0,593 0,000 Ti 0,162 0,080 0,045 0,099 0,081 Fe3+ 1,362 0,000 1,488 0,000 1,575 Mg 2,121 2,294 2,369 1,913 2,327 Fe2+ 1,355 2,281 1,057 2,395 1,017 Mn 0,000 0,000 0,041 0,000 0,000 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,010 0,154 0,000 0,143 0,048 Mn 0,063 0,077 0,032 0,071 0,079 Ca 1,756 1,630 1,635 1,480 1,680 Na 0,172 0,139 0,333 0,306 0,193 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 Na 0,070 0,406 0,085 0,423 0,192 K 0,119 0,103 0,088 0,111 0,083 SumA 0,189 0,509 0,173 0,534 0,274 Total 15,117 15,509 15,141 15,534 15,147

Análisis JR04-09 anf163 JR04-09 anf par182 JR04-09 anf par193 JR04-09 anf par201 JR04-09 anf par213 SiO2 42,78 44,00 44,24 43,80 44,17 Al2O3 7,90 8,27 8,66 7,43 7,97 TiO2 1,32 1,74 1,88 1,07 1,78 MgO 10,05 9,57 10,58 9,57 10,62 FeO 19,60 20,06 19,44 21,21 19,76 MnO 0,44 0,73 0,67 0,53 0,35 CaO 10,82 10,63 10,71 11,06 10,61 Na2O 1,80 2,37 1,56 1,46 1,27 K2O 0,61 0,59 0,45 0,59 0,61 Total 95,32 97,96 98,19 96,71 97,15 Cationes Si 6,555 6,703 6,502 6,636 6,559 AlIV 1,428 1,297 1,498 1,326 1,395 SumT 7,983 8,000 8,000 7,962 7,954 AlVI 0,000 0,189 0,002 0,000 0,000 Ti 0,152 0,199 0,207 0,122 0,198 Fe3+ 0,952 0,000 1,180 1,026 1,234 Mg 2,295 2,174 2,318 2,160 2,350 Fe2+ 1,560 2,438 1,209 1,661 1,218 Mn 0,041 0,000 0,083 0,030 0,000 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,000 0,118 0,000 0,000 0,002 Mn 0,017 0,094 0,000 0,038 0,044 Ca 1,776 1,735 1,686 1,796 1,688 Na 0,207 0,052 0,314 0,166 0,266 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 Na 0,327 0,647 0,130 0,261 0,099 K 0,119 0,114 0,085 0,113 0,116 SumA 0,447 0,762 0,215 0,375 0,215 Total 15,430 15,762 15,215 15,337 15,169

185

Análisis JR04-09 anf par222 JR04-09 anf par231 JR04-09 anf par243 JR04-09 anf par263 JR04-09 anf par271 SiO2 47,28 46,97 47,08 48,91 48,89 Al2O3 4,51 5,00 5,75 6,56 5,03 TiO2 0,27 0,51 0,62 0,27 0,46 MgO 10,76 11,12 10,29 10,14 10,68 FeO 20,90 20,41 21,89 19,89 21,18 MnO 0,52 0,72 0,90 0,46 0,43 CaO 11,66 10,93 10,74 10,01 11,35 Na2O 0,59 1,10 1,11 1,22 0,59 K2O 0,35 0,43 0,46 1,15 0,42 Total 96,84 97,19 98,84 98,60 99,02 Cationes Si 7,085 6,978 6,898 7,276 7,129 AlIV 0,796 0,875 0,992 0,724 0,864 SumT 7,881 7,854 7,890 8,000 7,993 AlVI 0,000 0,000 0,000 0,427 0,000 Ti 0,030 0,057 0,068 0,030 0,050 Fe3+ 0,989 1,176 1,302 0,000 0,988 Mg 2,403 2,462 2,247 2,248 2,321 Fe2+ 1,577 1,304 1,380 2,295 1,595 Mn 0,000 0,000 0,002 0,000 0,046 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,053 0,056 0,000 0,179 0,000 Mn 0,066 0,091 0,110 0,058 0,007 Ca 1,872 1,740 1,686 1,596 1,773 Na 0,009 0,114 0,204 0,166 0,167 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 1,946 Na 0,162 0,202 0,110 0,184 0,000 K 0,067 0,082 0,087 0,219 0,078 SumA 0,229 0,284 0,197 0,403 0,078 Total 15,111 15,138 15,087 15,403 15,017

Análisis JR04-09 anf183 JR04-09 anf203 JR04-09 anf213 JR04-09 anf223 JR04-09 anf par283 SiO2 44,95 47,50 48,42 47,67 43,99 Al2O3 7,37 5,58 5,06 5,14 8,93 TiO2 0,84 0,07 0,32 0,12 1,31 MgO 8,94 10,55 10,93 10,94 10,65 FeO 18,06 18,02 17,27 17,40 16,79 MnO 0,47 0,61 0,41 0,73 0,18 CaO 10,78 10,77 10,69 10,46 10,55 Na2O 1,56 1,31 0,98 1,34 1,79 K2O 0,64 0,42 0,48 0,41 0,63 Total 93,60 94,82 94,56 94,20 94,82 Cationes Si 7,058 7,314 7,421 7,366 6,779 AlIV 0,942 0,686 0,579 0,634 1,221 SumT 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 AlVI 0,422 0,327 0,336 0,301 0,401 Ti 0,099 0,009 0,037 0,014 0,152 Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Mg 2,091 2,421 2,497 2,520 2,447 Fe2+ 2,372 2,243 2,130 2,165 2,000 Mn 0,016 0,000 0,000 0,000 0,000 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,000 0,078 0,084 0,084 0,163 Mn 0,046 0,079 0,053 0,096 0,024 Ca 1,813 1,776 1,755 1,732 1,742 Na 0,141 0,067 0,108 0,089 0,071 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 Na 0,335 0,325 0,184 0,311 0,463 K 0,129 0,083 0,093 0,082 0,123 SumA 0,464 0,408 0,277 0,393 0,587 Total 15,464 15,408 15,277 15,393 15,587

186

Análisis JR04-09 anf par293 JR04-09 anf233 JR04-09 anf242 JR04-09 anf253 JR04-05 anf par303 SiO2 45,94 40,16 44,53 40,39 47,97 Al2O3 6,71 8,71 7,84 7,85 5,62 TiO2 0,64 1,20 1,09 1,25 0,10 MgO 9,96 9,91 11,00 9,29 11,21 FeO 18,87 19,12 16,71 18,66 16,13 MnO 0,65 0,57 0,40 0,38 0,66 CaO 10,61 10,68 10,75 10,31 11,95 Na2O 1,13 1,85 1,62 2,18 0,62 K2O 0,49 0,71 0,64 0,48 0,19 Total 95,00 92,93 94,57 90,77 94,45 Cationes Si 7,108 6,322 6,885 6,535 7,301 AlIV 0,892 1,616 1,115 1,465 0,699 SumT 8,000 7,938 8,000 8,000 8,000 AlVI 0,331 0,000 0,314 0,032 0,308 Ti 0,075 0,143 0,126 0,152 0,011 Fe3+ 0,000 1,143 0,000 0,771 0,249 Mg 2,296 2,326 2,534 2,240 2,543 Fe2+ 2,298 1,374 2,025 1,754 1,803 Mn 0,000 0,015 0,000 0,052 0,084 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,144 0,000 0,135 0,000 0,000 Mn 0,086 0,062 0,052 0,000 0,000 Ca 1,758 1,802 1,781 1,788 1,949 Na 0,012 0,136 0,032 0,212 0,051 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 Na 0,327 0,429 0,455 0,471 0,133 K 0,097 0,143 0,125 0,098 0,037 SumA 0,424 0,572 0,580 0,569 0,170 Total 15,424 15,510 15,580 15,569 15,170

Análisis JR04-05 anf par323 JR04-05 anf272 JR04-05 anf par342 JR04-05 anf par353 CH-8066 anf par363 SiO2 48,91 49,94 48,23 47,56 42,93 Al2O3 5,33 4,40 5,25 5,10 9,37 TiO2 0,20 0,00 0,47 0,40 1,34 MgO 11,08 12,65 12,12 12,09 8,15 FeO 16,64 16,13 16,38 16,67 21,49 MnO 0,50 0,57 0,50 0,63 0,71 CaO 12,03 11,20 11,19 11,46 9,36 Na2O 0,81 0,62 0,43 0,79 1,40 K2O 0,07 0,17 0,26 0,26 0,65 Total 95,58 95,68 94,85 94,95 95,39 Cationes Si 7,394 7,381 7,210 7,158 6,719 AlIV 0,606 0,619 0,790 0,842 1,281 SumT 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 AlVI 0,344 0,149 0,134 0,064 0,447 Ti 0,023 0,000 0,053 0,045 0,158 Fe3+ 0,000 0,714 0,788 0,712 0,000 Mg 2,498 2,787 2,701 2,713 1,901 Fe2+ 2,105 1,280 1,260 1,386 2,495 Mn 0,031 0,071 0,064 0,080 0,000 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,318 Mn 0,033 0,000 0,000 0,000 0,094 Ca 1,949 1,773 1,793 1,848 1,569 Na 0,018 0,178 0,126 0,152 0,019 SumB 2,000 1,951 1,919 2,000 2,000 Na 0,221 0,000 0,000 0,078 0,407 K 0,014 0,031 0,050 0,049 0,130 SumA 0,234 0,031 0,050 0,128 0,537 Total 15,234 14,983 14,969 15,128 15,537

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Análisis CH-8066 anf par373 CH-8066 anf par383 CH-8066 anf par393 CH-8066 anf par403 CH-8066 anf par413 SiO2 43,45 42,48 45,97 48,67 48,43 Al2O3 9,49 9,13 6,14 4,37 7,06 TiO2 1,94 1,85 0,50 0,24 0,02 MgO 8,48 7,87 9,00 10,67 9,56 FeO 19,46 22,44 22,30 20,28 18,96 MnO 0,67 0,49 0,61 0,66 0,60 CaO 9,81 10,63 11,00 11,74 11,15 Na2O 1,50 1,33 0,85 0,59 0,78 K2O 0,74 0,77 0,52 0,40 1,78 Total 95,53 96,99 96,90 97,61 98,34 Cationes Si 6,729 6,455 6,936 7,238 7,241 AlIV 1,271 1,545 1,064 0,762 0,759 SumT 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 AlVI 0,461 0,091 0,028 0,004 0,484 Ti 0,226 0,211 0,057 0,026 0,003 Fe3+ 0,000 1,028 1,016 0,717 0,000 Mg 1,958 1,783 2,023 2,364 2,131 Fe2+ 2,355 1,824 1,797 1,806 2,371 Mn 0,000 0,062 0,078 0,083 0,011 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,165 0,000 0,000 0,000 0,000 Mn 0,088 0,000 0,000 0,000 0,064 Ca 1,627 1,731 1,778 1,870 1,787 Na 0,119 0,269 0,222 0,130 0,149 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 Na 0,332 0,124 0,027 0,041 0,078 K 0,145 0,149 0,100 0,077 0,340 SumA 0,477 0,273 0,127 0,118 0,418 Total 15,477 15,273 15,127 15,118 15,418

Análisis CH-8066 anf par453 CH-2089 anf par483 CH-2089 anf par493 CH-2089 anf312 CH-2089 anf322 SiO2 47,93 45,74 45,17 48,31 51,29 Al2O3 7,74 6,77 7,37 3,50 0,71 TiO2 0,47 0,75 1,03 0,35 0,00 MgO 8,32 10,22 9,25 11,60 12,66 FeO 19,13 20,67 21,13 24,80 28,53 MnO 0,63 0,65 0,75 1,07 1,42 CaO 10,41 11,60 11,88 5,83 1,80 Na2O 2,02 1,06 0,98 0,39 0,10 K2O 0,59 0,74 0,88 0,39 0,02 Total 97,23 98,20 98,42 96,23 96,54 Cationes Si 7,222 6,807 6,771 7,404 7,851 AlIV 0,778 1,187 1,229 0,596 0,128 SumT 8,000 7,994 8,000 8,000 7,979 AlVI 0,595 0,000 0,074 0,036 0,000 Ti 0,053 0,084 0,116 0,040 0,000 Fe3+ 0,000 0,887 0,654 0,289 0,138 Mg 1,868 2,267 2,066 2,650 2,889 Fe2+ 2,410 1,686 1,995 1,985 1,973 Mn 0,074 0,076 0,095 0,000 0,000 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,000 0,000 0,000 0,904 1,542 Mn 0,007 0,006 0,000 0,139 0,185 Ca 1,680 1,850 1,908 0,957 0,295 Na 0,313 0,145 0,092 0,000 0,000 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,021 Na 0,278 0,160 0,193 0,116 0,029 K 0,113 0,140 0,168 0,076 0,004 SumA 0,390 0,300 0,361 0,192 0,033 Total 15,390 15,294 15,361 15,192 15,033

188

Análisis CH-2089 anf par503 CH-2089 anf par513 CH-2089 anf par543 CH-2089 anf par553 CH-2089 anf par563 SiO2 45,10 46,10 44,77 43,49 45,47 Al2O3 7,79 7,34 8,67 9,12 7,15 TiO2 0,94 0,87 0,97 1,28 0,71 MgO 9,06 9,13 8,34 8,40 9,37 FeO 22,13 20,65 21,71 22,59 19,79 MnO 0,65 0,68 0,60 0,62 0,58 CaO 11,41 11,38 11,39 11,29 12,14 Na2O 1,37 1,10 1,43 1,58 0,94 K2O 0,72 0,99 0,81 1,01 0,84 Total 99,18 98,24 98,69 99,38 96,99 Cationes Si 6,696 6,900 6,704 6,488 6,918 AlIV 1,304 1,100 1,296 1,512 1,082 SumT 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 AlVI 0,060 0,194 0,235 0,091 0,200 Ti 0,105 0,097 0,109 0,144 0,082 Fe3+ 0,874 0,552 0,618 0,874 0,322 Mg 2,005 2,037 1,862 1,868 2,125 Fe2+ 1,874 2,033 2,100 1,944 2,197 Mn 0,082 0,087 0,076 0,079 0,074 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Ca 1,816 1,826 1,827 1,804 1,979 Na 0,184 0,174 0,173 0,196 0,021 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 Na 0,210 0,144 0,243 0,261 0,255 K 0,136 0,189 0,154 0,193 0,164 SumA 0,345 0,334 0,397 0,454 0,419 Total 15,345 15,334 15,397 15,454 15,419

Análisis CH-2089 anf353 CH-2089 anf363 CH-8071 anf393 CH-8071 anf402 CH-8071 anf411 SiO2 33,09 36,22 43,27 43,38 43,94 Al2O3 21,19 18,28 8,90 8,59 8,25 TiO2 0,02 0,25 1,92 1,60 1,31 MgO 8,20 8,64 10,64 10,96 11,08 FeO 23,57 23,58 18,84 19,42 18,70 MnO 0,17 0,26 0,28 0,18 0,32 CaO 1,57 3,18 11,40 10,81 11,15 Na2O 2,02 1,78 1,48 1,28 1,19 K2O 0,99 0,70 0,73 0,61 0,71 Total 90,82 92,88 97,45 96,83 96,67 Cationes Si 5,405 5,769 6,462 6,450 6,560 AlIV 2,595 2,231 1,538 1,506 1,440 SumT 8,000 8,000 8,000 7,956 8,000 AlVI 1,482 1,202 0,029 0,000 0,011 Ti 0,003 0,030 0,215 0,179 0,147 Fe3+ 0,261 0,278 0,864 1,309 1,087 Mg 1,997 2,050 2,367 2,428 2,466 Fe2+ 1,257 1,440 1,489 1,084 1,248 Mn 0,000 0,000 0,035 0,000 0,041 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 1,702 1,423 0,000 0,022 0,000 Mn 0,023 0,035 0,000 0,022 0,000 Ca 0,274 0,542 1,824 1,722 1,784 Na 0,000 0,000 0,176 0,234 0,216 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 Na 0,641 0,550 0,251 0,135 0,128 K 0,206 0,142 0,139 0,115 0,136 SumA 0,847 0,691 0,391 0,251 0,264 Total 15,847 15,691 15,391 15,206 15,264

189

Análisis CH-8071 anf443 CH-8071 anf453 CH-8071 anf par583 CH-8071 anf473 CH-8071 anf481 SiO2 42,60 42,21 44,22 43,41 43,86 Al2O3 8,85 9,59 8,36 9,42 9,08 TiO2 1,26 1,70 0,54 1,21 1,50 MgO 8,64 8,59 8,61 10,04 10,78 FeO 21,55 20,96 19,33 20,72 18,29 MnO 0,64 0,65 0,66 0,47 0,14 CaO 10,70 10,80 10,90 10,51 11,16 Na2O 1,54 1,38 1,61 1,45 1,31 K2O 0,62 0,65 0,61 0,66 0,70 Total 96,39 96,53 94,85 97,89 96,83 Cationes Si 6,484 6,404 6,908 6,405 6,541 AlIV 1,516 1,596 1,092 1,595 1,459 SumT 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 AlVI 0,071 0,119 0,447 0,042 0,136 Ti 0,144 0,194 0,063 0,134 0,168 Fe3+ 1,093 1,045 0,000 1,423 0,911 Mg 1,959 1,944 2,005 2,208 2,396 Fe2+ 1,650 1,614 2,484 1,134 1,371 Mn 0,082 0,083 0,000 0,059 0,018 SumC 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 0,000 0,000 0,041 0,000 0,000 Mn 0,000 0,000 0,088 0,000 0,000 Ca 1,745 1,756 1,825 1,662 1,782 Na 0,255 0,244 0,045 0,338 0,218 SumB 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 Na 0,199 0,162 0,441 0,078 0,160 K 0,120 0,125 0,122 0,123 0,134 SumA 0,318 0,287 0,564 0,201 0,294 Total 15,318 15,287 15,564 15,201 15,294


190


1,2,3 : Ubicación donde se realizó el análisis dentro del cristal, correspondiente al centro, interior y borde de

éste, respectivamente.

191

ANEXO 4: RESULTADOS TERMOBAROMÉTRICOS

A continuación se detallan los resultados de temperatura obtenidos mediante la

aplicación de geotermómetros de clorita y anfíbola, y los de presión, obtenidos de

geobarómetros de anfíbola.

CLORITAS

Análisis Fe/(Fe+Mg) AlIV T1 (°C) AlIVC2 T2 (°C) AlIVC3 T3 (°C) JR04-10 chl1 0,57 2,41 326,24 1,61 188,23 1,26 333,82 JR04-10 chl2 0,56 2,23 296,62 1,50 177,36 1,17 303,99 JR04-10 chl3 0,56 2,57 351,36 1,68 195,90 1,34 358,44 JR04-10 chl4 0,60 2,29 306,47 1,56 183,78 1,20 315,11 JR04-10 chl6 0,55 2,18 288,75 1,48 174,47 1,14 296,06 JR04-10 chl7 0,56 2,06 269,42 1,42 168,95 1,09 277,27 JR04-10 chl8 0,55 2,07 271,89 1,42 168,37 1,09 279,12 MINIMO 0,55 2,06 269,42 1,42 168,37 1,09 277,27 MAXIMO 0,60 2,57 351,36 1,68 195,90 1,34 358,44 PROMEDIO 0,57 2,26 301,54 1,52 179,58 1,19 309,12 DESV ESTANDAR 0,02 0,18 29,48 0,10 10,24 0,09 29,41 Análisis Fe/(Fe+Mg) AlIV T1 (°C) AlIVC2 T2 (°C) AlIVC3 T3 (°C) JR04-09 chl5 0,54 2,22 295,55 1,49 175,58 1,16 302,31 Análisis Fe/(Fe+Mg) AlIV T1 (°C) AlIVC2 T2 (°C) AlIVC3 T3 (°C) CH-2088 chl9 0,56 2,06 270,21 1,42 168,62 1,09 277,81 CH-2088 chl10 0,52 2,01 262,19 1,37 163,58 1,06 268,83 CH-2088 chl11 0,55 2,36 318,36 1,57 184,04 1,24 325,32 MINIMO 0,52 2,01 262,19 1,37 163,58 1,06 268,83 MAXIMO 0,56 2,36 318,36 1,57 184,04 1,24 325,32 PROMEDIO 0,54 2,15 283,59 1,45 172,08 1,13 290,65 DESV ESTANDAR 0,02 0,19 30,38 0,10 10,66 0,10 30,36

T1 – Cathelineau (1988)

T2 – Kranidiotis y McLean (1987)

T3 – Jowett (1991)

192

ANFÍBOLAS

Análisis Si AlT P1(+/-3kb) P2(+/-1kb) P3(+/-0,5kb) P4(+/-0,6kb)

I JR04-05 anf par4 7,09 0,88 0,53 0,23 0,33 1,20 I JR04-05 anf par5 7,14 1,00 1,11 0,88 0,80 1,75 I JR04-05 anf par6 7,01 0,93 0,76 0,49 0,52 1,42 B JR04-05 anf par7 7,07 0,95 0,85 0,59 0,59 1,50 B JR04-05 anf par9 6,95 1,03 1,25 1,04 0,91 1,88 B JR04-05 anf par10 7,04 0,93 0,74 0,47 0,50 1,40 C JR04-05 anf3 7,00 0,94 0,81 0,54 0,55 1,46 C JR04-05 anf7 7,39 0,98 1,01 0,77 0,72 1,66 B JR04-05 anf par12 7,42 0,88 0,49 0,19 0,30 1,16 B JR04-05 anf par13 7,39 0,99 1,07 0,84 0,77 1,72 B JR04-05 anf par30 7,30 1,01 1,15 0,92 0,83 1,79 B JR04-05 anf par32 7,39 0,95 0,86 0,60 0,59 1,51 I JR04-05 anf par34 7,21 0,92 0,73 0,45 0,49 1,39 B JR04-05 anf par35 7,16 0,91 0,63 0,35 0,41 1,30 MINIMO 6,95 0,88 0,49 0,19 0,30 1,16 MAXIMO 7,42 1,03 1,25 1,04 0,91 1,88 PROMEDIO 7,18 0,95 0,86 0,60 0,59 1,51 DESV ESTANDAR 0,17 0,05 0,23 0,26 0,19 0,22

Análisis Si AlT P1(+/-3kb) P2(+/-1kb) P3(+/-0,5kb) P4(+/-0,6kb) B JR04-09 anf16 6,56 1,43 3,26 3,29 2,55 3,79 B JR04-09 anf par19 6,50 1,50 3,62 3,70 2,84 4,13 C JR04-09 anf par20 6,64 1,33 2,75 2,72 2,13 3,30 B JR04-09 anf par21 6,56 1,40 3,10 3,11 2,42 3,63 C JR04-09 anf par23 6,98 0,88 0,48 0,18 0,29 1,16 B JR04-09 anf par24 6,90 0,99 1,07 0,84 0,77 1,71 B JR04-09 anf par26 7,28 1,15 1,87 1,73 1,42 2,47 C JR04-09 anf par27 7,13 0,86 0,43 0,11 0,24 1,10 B JR04-09 anf18 7,06 1,36 2,94 2,93 2,29 3,48 B JR04-09 anf20 7,31 1,01 1,17 0,95 0,85 1,81 B JR04-09 anf21 7,42 0,91 0,68 0,40 0,45 1,34 B JR04-09 anf22 7,37 0,94 0,78 0,51 0,54 1,44 B JR04-09 anf par29 7,11 1,22 2,23 2,14 1,71 2,81 I JR04-09 anf par18 6,70 1,49 3,55 3,62 2,79 4,06 B JR04-09 anf par28 6,78 1,62 4,24 4,39 3,34 4,71 B JR04-09 anf23 6,32 1,62 4,21 4,35 3,32 4,68 I JR04-09 anf24 6,89 1,43 3,27 3,30 2,55 3,79 B JR04-09 anf25 6,54 1,50 3,61 3,68 2,83 4,11 MINIMO 6,32 0,86 0,43 0,11 0,24 1,10 MAXIMO 7,42 1,62 4,24 4,39 3,34 4,71 PROMEDIO 6,89 1,26 2,40 2,33 1,85 2,97 DESV ESTANDAR 0,34 0,26 1,33 1,49 1,08 1,26

193

Análisis Si AlT P1(+/-3kb) P2(+/-1kb) P3(+/-0,5kb) P4(+/-0,6kb) B JR04-10 anf10 6,38 1,49 3,57 3,64 2,80 4,08 B JR04-10 anf11 7,13 1,22 2,22 2,12 1,70 2,80 B JR04-10 anf par16 6,98 1,61 4,19 4,33 3,31 4,67 B JR04-10 anf par14 6,51 1,41 3,19 3,21 2,49 3,72 B JR04-10 anf par15 6,68 1,29 2,57 2,52 1,99 3,13 B JR04-10 anf par17 6,56 1,31 2,68 2,64 2,08 3,23 MINIMO 6,38 1,22 2,22 2,12 1,70 2,80 MAXIMO 7,13 1,61 4,19 4,33 3,31 4,67 PROMEDIO 6,71 1,39 3,07 3,08 2,39 3,60 DESV ESTANDAR 0,29 0,14 0,73 0,82 0,59 0,69

Análisis Si AlT P1(+/-3kb) P2(+/-1kb) P3(+/-0,5kb) P4(+/-0,6kb) B CH-8066 anf par36 6,72 1,73 4,77 4,98 3,78 5,21 B CH-8066 anf par37 6,73 1,73 4,79 5,01 3,79 5,23 B CH-8066 anf par38 6,46 1,64 4,31 4,46 3,40 4,78 B CH-8066 anf par39 6,94 1,09 1,57 1,40 1,18 2,19 B CH-8066 anf par41 7,24 1,24 2,33 2,25 1,80 2,91 B CH-8066 anf par45 7,22 1,37 2,99 2,99 2,33 3,53 B MINIMO 6,46 1,09 1,57 1,40 1,18 2,19 B MAXIMO 7,24 1,73 4,79 5,01 3,79 5,23 B PROMEDIO 6,88 1,47 3,46 3,52 2,71 3,97 B DESV ESTANDAR 0,31 0,27 1,36 1,53 1,11 1,29

Análisis Si AlT P1(+/-3kb) P2(+/-1kb) P3(+/-0,5kb) P4(+/-0,6kb) CH-2089 anf par48 6,81 1,19 2,05 1,93 1,56 2,64 CH-2089 anf par49 6,77 1,30 2,63 2,58 2,04 3,19 CH-2089 anf par50 6,70 1,36 2,94 2,93 2,29 3,48 CH-2089 anf par51 6,90 1,29 2,59 2,54 2,00 3,15 CH-2089 anf par54 6,70 1,53 3,78 3,87 2,97 4,28 CH-2089 anf par55 6,49 1,60 4,14 4,28 3,27 4,62 CH-2089 anf par56 6,92 1,28 2,53 2,47 1,95 3,09 MINIMO 6,49 1,19 2,05 1,93 1,56 2,64 MAXIMO 6,92 1,60 4,14 4,28 3,27 4,62 PROMEDIO 6,75 1,37 2,95 2,95 2,30 3,49 DESV ESTANDAR 0,15 0,15 0,74 0,84 0,61 0,70

Análisis Si AlT P1(+/-3kb) P2(+/-1kb) P3(+/-0,5kb) P4(+/-0,6kb) B CH-8071 anf par58 6,91 1,54 3,82 3,92 3,00 4,32 B CH-8071 anf39 6,46 1,57 3,96 4,08 3,12 4,45 I CH-8071 anf40 6,45 1,51 3,65 3,73 2,87 4,16 C CH-8071 anf41 6,56 1,45 3,38 3,43 2,65 3,90 B CH-8071 anf44 6,48 1,59 4,06 4,19 3,20 4,54 B CH-8071 anf45 6,40 1,72 4,71 4,91 3,72 5,15 B CH-8071 anf47 6,40 1,64 4,32 4,48 3,41 4,78 C CH-8071 anf48 6,54 1,60 4,11 4,24 3,24 4,59 MINIMO 6,40 1,45 3,38 3,43 2,65 3,90 MAXIMO 6,91 1,72 4,71 4,91 3,72 5,15 PROMEDIO 6,53 1,57 4,00 4,12 3,15 4,49 DESV ESTANDAR 0,16 0,08 0,41 0,45 0,33 0,38

194

Análisis Si AlT P1(+/-3kb) P2(+/-1kb) P3(+/-0,5kb) P4(+/-0,6kb)

B CH-2125 anf par59 6,66 1,43 3,26 3,29 2,55 3,78 B CH-2125 anf par60 6,57 1,48 3,52 3,58 2,76 4,03 B CH-2125 anf par61 6,64 1,51 3,68 3,77 2,89 4,19 I CH-2125 anf49 6,73 1,37 2,98 2,98 2,32 3,52 C CH-2125 anf50 6,57 1,50 3,64 3,72 2,86 4,15 B CH-2125 anf par62 6,46 1,51 3,66 3,74 2,87 4,16 B CH-2125 anf par63 6,68 1,40 3,13 3,15 2,45 3,66 B CH-2125 anf par64 6,60 1,44 3,35 3,39 2,62 3,87 C CH-2125 anf51 6,51 1,49 3,55 3,62 2,78 4,06 B CH-2125 anf52 6,47 1,62 4,23 4,37 3,33 4,70 MINIMO 6,46 1,37 2,98 2,98 2,32 3,52 MAXIMO 6,73 1,62 4,23 4,37 3,33 4,70 PROMEDIO 6,59 1,48 3,50 3,56 2,74 4,01 DESV ESTANDAR 0,09 0,07 0,35 0,39 0,28 0,33

P1 - Hammarstrom y Zen (1986)

P2 - Hollister et al. (1987)

P3 - Johnson y Rutherford (1989a)

P4 - Schmidt (1992)

C, I, B = ubicación donde se realizó el análisis dentro del cristal, correspondientes al centro, interior y

borde de éste, respectivamente.

195

Análisis Si AlT P4(+/-0,6kb) %Ab Y K T (+/- 75°C)* JR04-05 anf par7 7,07 0,95 1,50 0,52 0,00 1,70 740,20 JR04-05 anf par9 6,95 1,03 1,88 0,54 0,00 1,51 756,05 JR04-05 anf par10 7,04 0,93 1,40 0,49 -1,49 1,55 790,68 JR04-05 anf par12 7,42 0,88 1,16 0,47 -0,91 2,80 680,92 JR04-05 anf par13 7,39 0,99 1,72 0,39 1,47 2,17 665,99 JR04-05 anf par30 7,30 1,01 1,79 0,54 0,00 2,54 669,89 JR04-05 anf par32 7,39 0,95 1,51 0,57 0,00 3,22 638,38 JR04-05 anf par35 7,16 0,91 1,30 0,57 0,00 2,14 703,87 MINIMO 638,38 MAXIMO 790,68 PROMEDIO 705,75 DESV ESTANDAR 52,04 Análisis Si AlT P4(+/-0,6kb) %Ab Y K T (+/- 75°C)* JR04-09 anf par19 6,50 1,50 4,13 0,69 0,00 1,16 774,17 JR04-09 anf par21 6,56 1,40 3,63 0,60 0,00 1,07 798,03 JR04-09 anf par24 6,90 0,99 1,71 1,00 0,00 2,62 666,25 JR04-09 anf par26 7,28 1,15 2,47 0,52 0,00 2,35 673,17 JR04-09 anf par29 7,11 1,22 2,81 0,81 0,00 2,82 640,83 JR04-09 anf par28 6,78 1,62 4,71 0,55 0,00 1,24 751,24 MINIMO 640,83 MAXIMO 798,03 PROMEDIO 717,28 DESV ESTANDAR 65,28 Análisis Si AlT P4(+/-0,6kb) %Ab Y K T (+/- 75°C)* JR04-10 anf par14 6,51 1,41 3,72 0,91 0,00 1,54 725,84 JR04-10 anf par15 6,68 1,29 3,13 0,92 0,00 1,87 701,21 JR04-10 anf par17 6,56 1,31 3,23 0,93 0,00 1,66 719,74 JR04-10 anf par16 6,98 1,61 4,67 0,95 0,00 2,78 618,43 MINIMO 618,43 MAXIMO 725,84 PROMEDIO 691,30 DESV ESTANDAR 49,70 Análisis Si AlT P4(+/-0,6kb) %Ab Y K T (+/- 75°C)* CH-8066 anf par37 6,73 1,73 5,23 0,51 0,00 1,10 766,91 CH-8066 anf par38 6,46 1,64 4,78 0,48 -1,28 0,77 881,61 CH-8066 anf par39 6,94 1,09 2,19 0,67 0,00 1,84 716,60 CH-8066 anf par41 7,24 1,24 2,91 0,70 0,00 2,97 631,67 CH-8066 anf par45 7,22 1,37 3,53 0,70 0,00 2,90 626,95 CH-8066 anf par36 6,72 1,73 5,21 0,55 0,00 1,17 754,36 MINIMO 626,95 MAXIMO 881,61 PROMEDIO 729,69 DESV ESTANDAR 95,30

196

Análisis Si AlT P4(+/-0,6kb) %Ab Y K T (+/- 75°C)* CH-2089 anf par48 6,81 1,19 2,64 0,54 0,00 1,26 779,70 CH-2089 anf par49 6,77 1,30 3,19 0,56 0,00 1,25 772,65 CH-2089 anf par50 6,70 1,36 3,48 0,56 0,00 1,16 782,88 CH-2089 anf par51 6,90 1,29 3,15 0,60 0,00 1,57 730,92 CH-2089 anf par54 6,70 1,53 4,28 0,47 -0,89 0,98 826,10 CH-2089 anf par55 6,49 1,60 4,62 0,51 0,00 0,84 831,96 CH-2089 anf par56 6,92 1,28 3,09 0,64 0,00 1,72 716,24 MINIMO 716,24 MAXIMO 831,96 PROMEDIO 777,21 DESV ESTANDAR 43,41 Análisis Si AlT P4(+/-0,6kb) %Ab Y K T (+/- 75°C)* CH-8071 anf par58 6,91 1,54 4,32 0,69 0,00 1,84 686,87 Análisis Si AlT P4(+/-0,6kb) %Ab Y K T (+/- 75°C)* CH-2125 anf par59 6,66 1,43 3,78 0,60 0,00 1,18 774,61 CH-2125 anf par60 6,57 1,48 4,03 0,69 0,00 1,24 761,81 CH-2125 anf par61 6,64 1,51 4,19 0,68 0,00 1,33 746,56 CH-2125 anf par62 6,46 1,51 4,16 0,62 0,00 0,99 804,92 CH-2125 anf par63 6,68 1,40 3,66 0,61 0,00 1,25 766,28 CH-2125 anf par64 6,60 1,44 3,87 0,72 0,00 1,34 749,42 MINIMO 746,56 MAXIMO 804,92 PROMEDIO 767,27 DESV ESTANDAR 21,21

* Blundy y Holland (1990)

197

ANEXO 5: ANÁLISIS QUÍMICO DEL PLUTÓN PLOMO

A continuación se entrega el listado de análisis químicos realizados a muestras del

Plutón Plomo y diques asociados por ICP-AES en: 1) Laboratorio de Geoquímica del

Departamento de Geología de la Universidad de Chile y 2) Laboratorios del SERNAGEOMIN.

Muestra JR04-051 JR04-081 JR04-091 CH-80661 CH80711 CH-7452 Litología Tonalita Tonalita Granodiorita Granodiorita Tonalita Granodiorita SiO2 %wt 56,10 62,03 63,70 65,90 53,60 65,27 TiO2 0,91 0,63 0,59 0,50 0,87 0,48 Al2O3 17,90 17,78 16,16 16,34 16,05 15,26 Fe2O3 1,18 1,46 1,31 0,78 1,50 1,25 FeO 6,80 4,04 3,84 3,68 8,92 3,49 MnO 0,16 0,09 0,10 0,08 0,23 0,09 MgO 3,82 1,83 1,91 1,37 4,11 1,62 CaO 6,72 5,35 5,25 3,55 6,11 5,27 Na2O 2,41 2,90 2,83 3,03 3,21 2,70 K2O 1,75 2,23 2,21 2,79 2,44 2,90 P2O5 0,21 0,08 0,08 0,14 0,15 0,07 PPC 1,82 1,34 1,81 1,39 2,39 1,42 TOTAL 99,78 99,76 99,79 99,55 99,58 99,82 La ppm 12 8 16 34 29 16 Ce 28 19 36 61 66 17 Nd 14 8 15 27 39 35 Sm 3,02 0,87 2,93 4,68 8,06 Eu 1,05 0,66 0,81 0,92 1,35 Gd 3,20 1,32 2,74 3,16 7,33 Dy 3,28 1,82 3,01 3,57 8,01 Ho 0,65 0,43 0,65 0,74 1,73 Er 1,76 1,35 1,85 2,10 5,03 Yb 1,82 1,40 1,94 2,02 5,01 Lu 0,27 0,24 0,29 0,32 0,77 Y 16 11 16 21 49 20 Sc 29,0 14,0 18,0 14,0 46,0 18,0 Nb 6,4 5,0 6,4 <5 Th 3,9 5,8 9,6 Hf 1,6 1,9 2,5 2,5 3,6 Zn 82 60 60 65 128 72 Co 19 11 13 10 22 6 Ni 5 <2 <2 11 8 5 Ba 350 500 430 600 377 435 Cr 43 7 14 20 55 320 V 152 101 105 90 255 102 Cu 19 5 5 20 2 10 Sr 197 204 185 213 165 199 Zr 60 90 84 151 111 127 Rb 113 Pb 12 ACNK 0,99 1,05 0,97 1,13 0,84 0,89 ANK 3,06 2,47 2,29 2,04 2,03 2,01

198

Muestra CH-8002 CH-8012 CH-806-12 CH-80721 CH-8066-31 Litología Granodiorita Tonalita Granodiorita Dique máfico Dique félsico SiO2 %wt 63,45 58,13 57,96 48,20 76,50 TiO2 0,55 0,80 0,89 1,01 0,12 Al2O3 16,04 16,41 14,09 15,47 12,32 Fe2O3 1,34 1,43 2,89 3,45 0,23 FeO 4,18 6,23 5,91 5,60 1,00 MnO 0,10 0,13 0,17 0,18 0,02 MgO 2,04 2,65 3,39 10,42 0,26 CaO 5,36 6,22 5,39 7,47 0,33 Na2O 2,39 3,60 4,37 2,85 2,72 K2O 2,73 2,33 2,44 1,80 5,22 P2O5 0,06 0,10 0,09 0,29 0,05 PPC 1,33 1,85 2,40 2,94 0,87 TOTAL 99,57 99,88 99,99 99,68 99,64 La ppm 12 17 52 20 34 Ce 16 22 40 38 63 Nd 28 38 97 23 22 Sm 4,73 3,58 Eu 1,28 0,50 Gd 3,87 2,32 Dy 3,51 2,44 Ho 0,61 0,52 Er 1,74 1,53 Yb 1,69 1,56 Lu 0,26 0,24 Y 21 24 38 18 13 Sc 21,0 21,0 41,0 42,0 3,7 Nb <5 5,0 6,0 Th Hf 2,8 3,3 Zn 74 112 114 100 29 Co 13 20 16 31 4 Ni 4 6 6 155 11 Ba 420 416 500 500 718 Cr 304 251 218 420 10 V 134 138 224 265 21 Cu 9 12 12 15 86 Sr 217 226 172 518 72 Zr 109 148 153 82 98 Rb 104 84 113 Pb 12 11 13 ACNK 0,96 0,83 0,72 0,77 1,15 ANK 2,33 1,94 1,43 2,33 1,22

UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS … · También quiero dar un reconocimiento especial a...

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