Naturaleza del Complejo Metamórfico El Cepo, Cordillera Frontal 29°–30°S, Chile: petrología y geocronología. Ricardo Velásquez1*, Roberto N. Merino1, Ismael Murillo1, Miguel Ortiz1, Javier Álvarez1 1Departamento Geología Regional, Servicio Nacional de Geología y Minería, Av. Santa María 0104, Providencia, Santiago. *e-mail: ricardo.velasquez@sernageomin.cl Resumen. Rocas metamórficas de protolito sedimentario atribuidas al Complejo Metamórfico El Cepo afloran como roof pendants en la Cordillera Frontal entre los 29°-31°S. Localmente estas rocas están intruidas por plutones carboníferos y pérmicos, mientras que en otros sectores se encuentran cubiertas en inconformidad por rocas volcánicas triásicas de la Formación Pastos Blancos o en contacto por falla con las formaciones Lautaro y Algarrobal. Las litologías más comunes son metapelitas, metarenitas, esquistos y rocas córneas, con variable presencia de andalucita, sillimanita, clorita, cordierita y/o estaurolita, preferentemente, como porfiroblastos post-cinemáticos, presentando signaturas geoquímicas equivalentes a pelitas y psamitas poco maduras y afines a fuentes ígneas intermedias a félsicas. Tres nuevas edades U-Pb en circones detríticos sugieren que el protolito de estas rocas se habría depositado como máximo en el Silúrico inferior (ca. 434±6 Ma), mientras que su edad mínima estaría acotada por la intrusión de plutones del Carbonífero superior. La posición geodinámica y edad de estas rocas no constituyen una evidencia clara de la participación de un terreno alóctono en su génesis, tal como ocurre para el Complejo Metamórfico El Tránsito en el mismo cinturón cordillerano. Palabras Claves: El Cepo, metapelitas, Paleozoico, U-Pb,

circones, Batolito Elqui-Limarí, metamorfismo. 1 Introducción y marco geológico Extensos afloramientos de rocas plutónicas pérmicas componen gran parte del volumen de la Cordillera Frontal chilena entre los 29° – 30°S, las que han sido asignadas recientemente a los complejos plutónicos Chanchoquín y Guanta (Ortiz y Merino, en edición). A modo de roof pendants y mega-xenolitos, dentro de estos intrusivos, afloran rocas metamórficas del Complejo Metamórfico El Cepo (CMEC), definido formalmente en primera instancia por Mpodozis y Cornejo (1988) en la Hoja Pisco Elqui como una franja discontinua de esquistos pelítico-arenosos. Nasi et al. (1990) agregan que se trata de un complejo litológicamente muy heterogéneo, asignándole una edad Paleozoica inferior debido a la falta de información geocronológica. Posteriormente, Murillo et al. (2013) presentan una nueva edad U-Pb en circones de 442,7±4,8 Ma obtenida en el valle del río Turbio sugiriendo posibles fuentes atribuidas al magmatismo Famatiniano o acumulación de sedimentos en una cuenca dentro de un terreno exótico. Por otra parte, Álvarez

(2011) estudiando rocas del Complejo Metamórfico El Tránsito en la Cordillera Frontal de Vallenar, reporta que éstas poseen circones del Neoproterozoico y Cámbrico Inferior (~575-535 Ma), los que atribuye al bloque Chilenia, el cual habría colisionado desde el oeste durante el Devónico Medio (e.g Willner et al., 2011). Lo anterior deja abierta la interrogante de si todas las rocas metamórficas incluidas en el Batolito Elqui-Limarí poseen un origen similar o responden a procesos independientes. La presente contribución aporta datos petrográficos, geoquímicos y geocronológicos acerca de las rocas del CMEC, permitiendo sugerir implicancias acerca de la naturaleza del protolito y de la fuente de las rocas más antiguas encontradas hasta ahora en la Cordillera Frontal chilena. 2 Resultados 2.1 Características de campo y petrografía Los afloramientos del CMEC son de color pardo oscuro con litologías exclusivamente metasedimentarias, donde los tipos litológicos más abundantes en el área son: metapelitas, metarenitas, esquistos micáceos y rocas córneas, con ocurrencias relativas de andalucita, cordierita, clorita, sillimanita y estaurolita. Sus relaciones de contacto son variables, aunque a modo general se encuentra intruido por rocas plutónicas del Carbonífero (Ortiz y Merino, en edición) y del Cisuraliense, mientras que en el extremo norte del área de estudio se encuentra en contacto por falla con las formaciones Lautaro y Algarrobal, reconociéndose además afloramientos cubiertos en inconformidad por rocas volcánicas del Triásico Superior. En la quebrada Vegas Negras (29°40’31”S/70°19’36”W) es posible observar bandeamiento representativo del contacto entre metapelitas y metarenitas, observándose fuerte recristalización por parte de ambos litotipos, aflorando también esquistos de sillimanita con bandas de cuarzo de segregación intruidos por dioritas pérmicas. Las intercalaciones de metapelitas-metarenitas, que afloran en el portezuelo de quebrada la Punilla (~29°42’57”S/70°19’33”W) y estero Matancilla, usualmente exhiben textura granoblástica y bandeamiento definida por segregación de minerales tabulares y prismáticos, con cantidades significativas de cuarzo con evidencias de recristalización, acompañada de albita,

biotita fina, cordierita, sillimanita y agregados arcillosos. Los esquistos micáceos están compuestos generalmente por una matriz de mica blanca, biotita, clorita y cuarzo, y presentan porfiroblastos de hasta 3 cm de largo de andalucita con alteración variable e inclusiones carbonosas, junto con cordierita asociada a agregados piníticos finos (clorita-mica blanca) como evidencia de procesos metamórficos retrógrados; poiquiloblastos de estaurolita prismática postectónica con abundantes inclusiones de cuarzo y bordes irregulares (ragged outline), y cristales de sillimanita fibrosa comúnmente orientados de acuerdo a la foliación; además es usual observar porfiroblastos de clorita, los que se disponen sin orientación preferencial cortando la foliación principal, indicando un carácter postectónico e incluyendo pequeños cristales de magnetita, mica blanca y circón. 2.2 Geoquímica Los elementos mayores de 8 muestras analizadas denotan composiciones geoquímicas equivalentes a pelitas y litoarenitas como se observa en el diagrama de la Figura 1. Las metapsammitas presentan mayores cantidades de SiO2 (77,8-81,1%) que las metapelitas (60,8-69,3%), mientras que el contenido de hierro (Fe2O3) es mayor en las metapelitas (5,4-7,4%). La relación Al2O3/K2O son altas para todas las muestras con valores que van desde los 4,1 a 7,5, lo que se relaciona con la presencia de polimorfos de silicatos de aluminio. Al comparar ciertos elementos mayores con el contenido de SiO2, se hace notorio que las concentraciones de TiO2, Al2O3, K2O, MgO, Fe2O3 siguen una tendencia inversamente proporcional con respecto al SiO2, lo que es consistente con la aparición de minerales ferromagnesianos y accesorios como los óxidos de hierro.

Figura 1. Clasificación geoquímica (Herron, 1988) de las rocas metasedimentarias del Complejo Metamórfico El Cepo. Al comparar las metapelitas del CMEC con pelitas estándares (Post-Archean Australian shale average, PAAS) se observa un comportamiento geoquímico similar, con

algunas diferencias relativas solo en el contenido de CaO (mayor en la PAAS). Análogamente, si se compara las metapsammitas con estándares para areniscas (arenisca cratónica fanerozoica, ACF) también se observa cierta similitud. Con respecto a las tierras raras, las metapelitas del CMEC poseen cantidades totales entre 28 y 250 ppm, mientras que las metapsammitas alcanzan un máximo de 117 ppm. Las metapelitas muestran un enriquecimiento en tierras raras livianas (serie La-Gd) y un patrón relativamente plano de tierras raras pesadas (serie Tb-Lu), además de marcadas anomalías de Eu, consistente con el estándar PAAS. Por otra parte, las metapsamitas también exhiben patrones de alta pendiente para las LREE y anomalías de Eu marcadas, similar a la ACF. 2.3 Geocronología U-Pb Se obtuvieron tres edades U-Pb por el método LA-ICP-MS en circones detríticos (muestras RCM-073, RCM-085, GUR-49) de rocas del CMEC. La estimación de la edad máxima de depositación fue calculada como el promedio ponderado del grupo más joven de circones (al menos dos) que se traslapen en su error, descartándose tanto las edades discordantes como aquellas donde se infiere pérdida de Pb. De la muestra RCM-073 se obtuvieron 94 datos, calculándose una edad máxima de depositación de 447,6±7,8 Ma con un grupo de siete circones más jóvenes. En la Figura 2 se observa la abundancia relativa de los circones de diferentes edades con los peaks más antiguos (ca. 489, 520, 639, 990, 1600 Ma). La muestra RCM-085 exhibe una edad coherente con el resultado de la muestra anterior, con una edad máxima de depositación de 434,0±6 Ma. En la Figura 2 también se exponen los cuatros peaks antiguos más importantes (ca. 470, 1000, 1100, 1350 Ma), además de escasos circones mayores a 1500 Ma. Cabe mencionar que esta es la única muestra analizada que exhibe su peak más importante atribuido a edades greenvillianas (~1048 Ma). Finalmente, de la muestra GUR-49 se obtienen 94 datos de circones de los cuales un prominente peak de 23 datos coherentes, permiten calcular una edad máxima de depositación de 494±4,9 Ma, destacando además 3 peaks más antiguos de aproximadamente 560, 648 y 1110 Ma. 3 Discusión y comentarios Observaciones de campo y petrografía microscópica permiten confirmar la naturaleza sedimentaria del protolito de las rocas del CMEC. La señal geoquímica sugiere que los tipos litológicos de esta unidad serían los equivalentes metamórficos de pelitas y areniscas poco maduras. Los mayores contenidos de tierras raras en las metapelitas son correlacionables con la concentración de minerales del grupo de las arcillas y/o minerales accesorios como el apatito, mientras que los altos valores de tierras raras livianas y la anomalía negativa de Eu puede ser explicada

por una fuente ígnea (plutónica?), de composición intermedia a félsica. Las edades radiométricas denotan una alta dispersión en la edad de los circones detríticos, variando desde el Paleo-proterozoico al Devónico. Los circones de 1100 y 990 Ma (Meso a Neo-Proterozoico) son de ocurrencia común en diversas regiones de Sudamérica como por ejemplo en los cordones Sunsás-Greenville (e.g., Ramos, 2010), el bloque Antofalla-Arequipa (e.g., Loewy et al., 2004) y la Sierra de Pie de Palo en el oeste de las Sierras Pampeanas (e.g., Casquet et al., 2008), los que también han sido identificados en los complejos metamórficos El Tránsito, Huasco y Choapa (Álvarez et al., 2011). Los circones que entregan peaks de edades entre 648-639 Ma provendrían también desde el este, de rocas magmáticas originadas en la orogenia Brasiliana-Pan Africana. Por su parte, diques dacíticos neoproterozoicos (635 Ma), que han sido reportados en la quebrada Choja en el norte chileno (Loewy et al., 2004), también podrían ser la fuente de los circones con edades entre 648 y 639 Ma, a pesar de su lejanía geográfica. Además de los peaks de 470-489 Ma, interpretados como relictos del magmatismo famatiniano (Ordovícico), peaks no despreciables de edades del Neoproterozoico-Cámbrico Inferior de 560 y 520 Ma (muestras GUR-49 y RCM-073, respectivamente) son también detectadas en circones del Complejo Metamórfico El Tránsito (~569 Ma) y Complejo Metamórfico Choapa (~568 Ma) reportadas por Álvarez et al. (2011). El mismo autor plantea que potenciales fuentes de estos circones pueden encontrarse en el extremo Este de las Sierras Pampeanas y/o en la cuenca Puncoviscana, pero no en los terrenos alrededor de Chilenia (Precordillera/Cuyania y el oeste de las Sierras Pampeanas). Lo anterior implica una dificultad en situar la fuente de los circones neoproterozoicos y cámbricos del CMEC, siendo coherente proponer una fuente magmática ubicada en un terreno alóctono (Chilenia). Sin embargo, considerando la edad de colisión de este terreno de ~ 390 Ma (e.g Willner et al., 2011), proponer a rocas de Chilenia como fuente de estos circones no resulta fácil de comprender, considerando que la edad máxima de depositación de las rocas estudiadas es de ~434 Ma (Silúrico inferior), es decir, pre-colisión de Chilenia, aunque la edad mínima de estas rocas está dada por la intrusión de plutones del Carbonífero superior. Esto no descarta la existencia del terreno en cuestión, más aún, deja abierta la ventana a futuras interpretaciones sobre la evolución geotectónica en el borde occidental de Gondwana durante el Paleozoico inferior. Por otro lado, marcadas foliaciones y clivajes de crenulación sugieren eventos de deformación regional, al cual se le ha sobreimpuesto procesos de metamorfismo de contacto por lo menos desde el Carbonífero superior, originando cornificación y porfiroblastos de estaurolita, andalucita, sillimanita y/o clorita, de carácter post-tectónicos, aunque las condiciones de metamorfismo para esta unidad no son aún bien establecidas y objeto de futuros estudios.

Agradecimientos Este trabajo fue patrocinado por la Subdirección Nacional de Geología del SERNAGEOMIN, en el marco del Plan Nacional de Geología y la elaboración de las Cartas “Geología de las áreas Río Chollay–Matancilla y Cajón del Encierro” y “Geología de las áreas Guanta y Paso de Vacas Heladas”. Se extienden los agradecimientos al laboratorio de la misma institución donde se efectuaron los análisis geocronológicos (U-Pb circones detríticos), geoquímicos y petrográficos. Referencias Álvarez, J.; Mpodozis, C.; Arriagada, C.; Astini, R., Morata, D.;

Salazar, E.; Valencia, V.; Vervoort, J. 2011. Detrital zircons from late Paleozoic accretionary complexes in north-central Chile (28°-32°S): Possible fingerprints of the Chilenia terrane. Journal of South American Earth Science 32, 460-476.

Casquet, C., Pankhurst, R.J., Galindo, C., Rapela, C.W.C., Fanning, M., Baldo, E., Dahlquist, J., González Casado, J.M., Colombo, F., 2008. A deformed alkaline igneous rock carbonatite complex from the Western Sierras Pampeanas, Argentina: Evidence for late Neoproterozoic opening of the Clymene Ocean? Precambrian Research 165, 205e220.

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Murillo, I., Álvarez, J., Coloma, F., Creixell, C., Labbé, M., Salazar, E., Montecino, P. 2013. New detrital zircón U-Pb age of the El Cepo Metamorphic Complex: ¿Relict of Chilenia or metasediment of famatinian cycle? International geological congress of the Southern Hemisphere. 2013.

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Willner, A., Gerdes, A., Massone, H., Schmidt, A., Sudo, M., Thompson, S., Vujovich, G. 2011. The geodynamics of collision of a microplate (Chilenia) in Devonian times deduced by the pressure-temperature-time evolution within part of collisional belt (Guarguaraz Complex, W-Argentina). Contributions to Mineralogy and Petrology. doi: 10.1007/s00410-010-0598-8

!Figura 2. Mapa geológico simplificado de la Cordillera Frontal chilena entre los 29-30°S, mostrando los afloramientos del CMEC, plutonismo de la Superunidad Elqui y Superunidad Ingaguás, y rocas estratificadas del Pérmico y Triásico (modificado de Ortiz y Merino (en edición.) y Nasi et al., 1990). Se exhiben también los diagramas de probabilidad de circones para las tres muestras analizadas en este trabajo con sus respectivos peaks de edades. !