T-3 Magmatismo y Metamorfismo

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Las adakitas del Campo de Lavas Negros de Aras: Petrografía y Geoquímica. Constanza Hoffmann 1*, Oscar Figueroa 1, Christian Honthaas1. Departamento Ciencias de la Tierra, Facultad2. UMR 7193 – ISTeP, Université Pierre et Marie Curie, Tour 46 * Email: choffmann@udec.cl Resumen. El Campo Volcánico Negros deencuentra ubicado en la parte sur de la Zona Volcánica Central (ZVC). Sus lavas corresponden a andesitas ± dacitas ± andesita basáltica, de textura microporfídica y compuestas principalmente por plagioclasa (pl), olivino (ol), clinopiroxeno (cpx), ortopiroxeno (opx) y anfíbola (hb). geoquímica destaca por sus altos contenidos de Sr (~1367 ppm, bajos contenidos de Y (~8,2-14,7 ppm) e Yb (~0,60-1,24 ppm), obteniendo altas razones Sr/Y (entre 55 y 116), y patrones de tierras raras deprimidos en raras pesadas (TRP), con consecuentes altas razones La/Yb (entre 26 y 84). Esto sugiere que intervino granate ± anfíbol en la génesis de estas rocas, y que ellas corresponden a adakitas. Estas característicatribuidas a la mezcla de magmas mantélicos con fundidos provenientes de la fusión parcial de metabasitas de la parte baja de la corteza continental de gran espesor Palabras Claves: ZVC, geoquímica, adakitas 1 Introducción En la Zona Volcánica Central, al norte del Volcán Socompa y adyacente a los depósitos de avalancha volcánica de éste (23º57´- 24º26 Lat. S. y 67º57´- 68º42´ Long. O.)numerosos conos y coladas que conforman el Campo de Lavas Negros de Aras (Fig. 1).

Fig. 1. Imagen satelital con la ubicación de las muestras en el área de estudio, indicando el tipo litológico en señala al Volcán (Vn) Socompa como punto de referencia.

Las adakitas del Campo de Lavas Negros de Aras: Petrografía y Geoquímica.

, Christian Honthaas 2, Bernard Déruelle . Departamento Ciencias de la Tierra, Facultad de Química, Universidad de Concepción, Casilla 160

ISTeP, Université Pierre et Marie Curie, Tour 46-00, case 110, 4 place Jussieu, 75252 Paris cedex 05

olcánico Negros de Aras (NA) se encuentra ubicado en la parte sur de la Zona Volcánica

corresponden a andesitas ± basáltica, de textura microporfídica y

compuestas principalmente por plagioclasa (pl), olivino (ol), (cpx), ortopiroxeno (opx) y anfíbola (hb). La

altos contenidos de Sr (~575-14,7 ppm) e Yb

obteniendo altas razones Sr/Y (entre 55 y patrones de tierras raras deprimidos en tierras

, con consecuentes altas razones La/Yb (entre 26 y 84). Esto sugiere que intervino granate ± anfíbol en la génesis de estas rocas, y que ellas

Estas características son atribuidas a la mezcla de magmas mantélicos con fundidos provenientes de la fusión parcial de metabasitas de la parte baja de la corteza continental de gran espesor (55-60km).

ZVC, geoquímica, adakitas

En la Zona Volcánica Central, al norte del Volcán Socompa avalancha volcánica de éste

68º42´ Long. O.), existen numerosos conos y coladas que conforman el Campo de

Imagen satelital con la ubicación de las muestras en el en cada punto. Se

señala al Volcán (Vn) Socompa como punto de referencia.

Estas coladas fueron muestreadas en estudios regionales previos (1974-1975), siendo reconocidas (com.) como adakitas según la definición original & Drummond, 1990) basándose en datos geoquímicos.estudio de estas singulares lavas es el este trabajo. Los afloramientos se presentan en forma de coladas de bloques. La edad de las rocas es(730-460+/-50, González y otros, 2009). 2 Metodología, Análisis y R 2.1 Metodología Se recopilaron 43 muestras de mano, se realizaron 39 cortes transparentes y 31 análisis químicos (incluyendo elementos mayores y trazas). 2.2 Petrografía Según la clasificación de Peccerillo y Taylor (1976) 2), las lavas corresponden principalmente a anandesitas basálticas y dacitas. Petrográficamente, fueron subdivididas según su mineralogía en 5 tipos litológicos: andesita basáltica de ol, andesita de px y ol, andesita de px, andesita de px y hb, y dacita.

Figura 2. Diagrama de clasificación de tipos de rocas de arco, sílice vs. K2O, según Peccerillo y Taylor (1976). Texturalmente, corresponden a rocas levemente porfídicas. Microscópicamente, se observa una textura microporfírica, localmente vesiculares, con microfenocristales

Las adakitas del Campo de Lavas Negros de Aras:

Casilla 160-C, Concepción, Chile 00, case 110, 4 place Jussieu, 75252 Paris cedex 05

Estas coladas fueron muestreadas en estudios regionales , siendo reconocidas (Déruelle, pers.

com.) como adakitas según la definición original (Defant & Drummond, 1990) basándose en datos geoquímicos. El estudio de estas singulares lavas es el principal objetivo de

Los afloramientos se presentan en forma de conos y . La edad de las rocas es pleistocena

2009).

Resultados

recopilaron 43 muestras de mano, se realizaron 39 parentes y 31 análisis químicos (incluyendo

Peccerillo y Taylor (1976) (Fig. corresponden principalmente a andesitas, ±

Petrográficamente, fueron según su mineralogía en 5 tipos litológicos:

ndesita basáltica de ol, andesita de px y ol, andesita de px,

Diagrama de clasificación de tipos de rocas de arco, y Taylor (1976).

Texturalmente, corresponden a rocas afaníticas a levemente porfídicas. Microscópicamente, se observa una

microporfírica, localmente glomeroporfídicas, lares, con microfenocristales (0,1 a 0,5 mm) y

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fenocristales (0,5 a 2 mm) inmersos en una masa fundamental muy fina (<0,2 mm), compuesta de vidrio y microlitos ocasionalmente orientados (textura hialopilítica). Su mineralogía está dominada por pl, ol y cpx, en términos menos diferenciados (andesita basáltica), y por pl, cpx, opx y hb (transformadas comúnmente en opacita) en términos más diferenciados (andesitas y dacitas), además de ocasionales xenocristales de cuarzo y minerales opacos (magnetita e ilmenita). Algunos fenocristales presentan texturas de desequilibrio, como pl con textura sieve y zonaciones inversas, fenocristales de ol, cpx y opx con coronas de reacción y ol con inclusiones fundidas. Excepcionalmente, se observa un microenclave granítico. 2.3 Geoquímica Las rocas analizadas presentan un rango de SiO2 comprendido entre 55,5 y 64,7 % en peso. Se distinguen (% en peso) por altos contenidos de Al2O3 (~15,5-17,5), Na2O (~3,8-4,5) y K2O (~1,5-3), y contenidos medios a bajos de CaO (~4-8) y MgO (~2-5). Los diagramas discriminatorios permiten establecer una afinidad calcoalcalina, con contenidos medios a altos de potasio (Fig. 2) y un carácter metaluminoso. Estas características geoquímicas son comunes en las rocas volcánicas de la ZVC (e.g. Déruelle, 1978). Sin embargo, la geoquímica de elementos traza muestra muy altos contenidos de Sr (~575-1367 ppm) y bajos contenidos de Y (~8,2-14,7 ppm) e Yb (~0,60-1,24 ppm), con consecuentes altas razones Sr/Y (entre 55 y 116). Las rocas en estudio, exhiben patrones de abundancia de tierras raras (Fig. 3.a), caracterizados por contenidos altos en tierras raras livianas (TRL) y bajos en TRP, mostrando un patrón semiplano en tierras raras medianas (TRM) y TRP. Al aumentar el grado de diferenciación, los patrones se cruzan, en el sector correspondiente a las TRM (Sm-Eu). Las andesitas muestran mayores contenidos en TRL en comparación con las dacitas y andesita basáltica, mientras que las muestras más diferenciadas (dacitas y andesitas) presentan menores contenidos en TRP, en comparación con las menos diferenciadas y en comparación con las rocas calcoalcalinas de la ZVC. Este comportamiento se traduce en altas razones La/Yb (entre 26 y 84). Además, no se observa una anomalía negativa de Eu en ninguno de los tipos litológicos. En general, los patrones de abundancia multielementos (Fig. 3.b), muestran un mayor contenido de elementos más incompatibles en relación a los menos incompatibles. Este patrón se caracteriza por anomalías positivas significativas en Ba y Pb, junto con una leve anomalía positiva de Sr, y dos anomalías negativas más sutiles de Sm y Ti, además de la marcada anomalía de Ta-Nb, que corresponde a un rasgo típico de arcos volcánicos calcoalcalinos. Como es esperable, las rocas más diferenciadas (dacitas) poseen contenidos mayores en elementos más incompatibles y menores en elementos más compatibles, en comparación

con las rocas menos diferenciadas (andesita basáltica), mostrando un patrón cruzado entre estos distintos tipos litológicos.

a.

b.

Figura 3. Diagramas de tierras raras y multielemento para la lavas del Campo NA. Se grafica una muestra representativa por cada tipo litológico. Además, para efectos comparativos, se delimita una zona de color verde que representa a la ZVC. Modificado de Winter (2001). a. Diagrama de Tierras Raras normalizado al condrito de McDonough y Sun (1995). b. Diagrama Multielemento normalizado al MORB-N de Sun y McDonough (1989). 3 Discusión

Estas rocas presentan características petrográficas y geoquímicas típicas de arcos volcánicos, como el alto contenido en elementos incompatibles y la fuerte anomalía Nb-Ta, en donde la fuente principal de los magmas se encuentra en el manto. Sus bajos contenidos de Cr (<160ppm) y Ni (<63ppm) indican que no son representativas de magmas primarios, sino de magmas que han evolucionado. Sin embargo, no se puede justificar por una derivación por cristalización fraccionada a partir de un basalto calcoalcalino, por sus altos contenidos de Sr (~575-1367 ppm) y Ba (~450-934 ppm), bajos contenidos de Y (~8,2-14,7 ppm) e Yb (~0,60-1,24 ppm), patrones de tierras raras deprimidos en TRM y TRP, y altas razones La/Yb (entre 26 y 84). Esto sugiere que ha participado granate ± anfíbol en la génesis de estas rocas, presentando características geoquímicas similares a las adakitas, definidas por Defant y Drummond (1990), Tabla 1. Esta

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similitud se observa además en los diagramas discriminantes para adakitas (Fig. 4), destacando que estas lavas presentan razones de Sr/Y y La/Yb mucho más elevadas que otras rocas de arco calcoalcalinas. Tabla 1. Comparación de las características geoquímicas de las lavas del Campo NA con las Adakitas definidas según Defant y Drummond (1990) (Adakitas*). Los valores en rojo no cumplen con la afinidad adakítica.

Figura 4. Diagramas discriminantes para adakitas, en Castillo (2006). Las muestras de las lavas del Campo Volcánico NA (puntos azules) caen en el campo de las adakitas (naranjo). ADR=Andesitas, dacitas y riolitas calcoalcalinas “normales” de arco (celeste). No obstante, estas lavas no corresponden a las adakitas definidas como producto de fusión del slab, puesto que la edad del slab no es lo suficientemente joven (50-60 Ma) para su fusión. Considerando la edad de las lavas, tampoco se ha reconocido ninguno de los contextos geodinámicos especiales que pueden dar origen a adakitas, como lo son el slab-window, convergencia altamente oblicua, y subducción plana. 4 Conclusiones Las características adakíticas de las lavas en estudio, son atribuidas al gran espesor de la corteza continental (55-60 km, Prezzi et al., 2009). Ello permite estabilizar granate en metabasitas de su base, en facies granulito y eclogita con granate. La fusión parcial de ese tipo de rocas genera un magma deprimido en TRP, el cual se mezcla con magmas proveniente del manto. Posteriormente, en su paso a través de la corteza, los magmas evolucionan mediante procesos de cristalización fraccionada (evidenciada por variaciones continuas en los contenidos de elementos mayores y traza en los diagramas de Harker, y variaciones en la moda de

minerales), contaminación cortical (observada como enriquecimiento en los elementos más incompatibles, sumado a la presencia de xenocristales de cuarzo y de un microenclave granítico), y en menor grado mezcla de magmas (apreciado como texturas de desequilibrio en los cristales). Agradecimientos Se agradece a Minera Zaldivar por el apoyo brindado durante la campaña de terreno de esta investigación, la cual forma parte de la memoria de título del autor principal (Hoffmann, 2011). Ésta se realizó en el marco del proyecto común “ Les Adakites d’Atacama”, de la Universidad Pierre et Marie Curie de Paris y la Universidad de Concepción. Referencias Castillo, Paterno R. 2006. An overview of adakite petrogénesis.

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Adakitas* Andesita basáltica Andesitas Dacitas

SiO2 (wt%) >56 55,08 56,41 - 62,92 63,26 - 64,67

Al2O3 (wt%) >15 16,56 15,49 - 17,47 15,92 - 16,12 MgO (wt%) <3 5,09 2,22 - 4,32 1,79 - 2,37

Na2O (wt%) 3,5 - 7,5 3,92 3,86 - 4,48 4,16 - 4,41

#mg >0,36 1,3 0,526 - 1,041 0,423 - 0,569 Sr (ppm) >400 860,2 703,8 - 1367 575,4 - 682,8 Y (ppm) <18 14,6 8,9 - 14,7 8,2 - 10

Yb (ppm) <1,8 1,172 0,636 - 1,238 0,596 - 0,794 La/Yb >20 25,7 25,8 - 83,8 40 - 63,6

Sr/Y >40 58,9 55 - 116 64,4 - 81

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Nuevos antecedentes acerca de la construcción de lo s plutones Pérmicos y Permo-Triásicos en el valle del río Tránsito, región de Atacama, Chile. Felipe Coloma*, Esteban Salazar y Christian Creixel l Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile * E-mail: felipe.coloma@sernageomin.cl Resumen. Se presentan nuevos datos de mapeo, petrográficos y geocronológicos de afloramientos asociados a las Superunidades Elqui e Ingaguás, en la cordillera frontal de Vallenar (28º30' - 29º00' S). Se obtuvieron 5 edades mediante la metodología U-Pb en circón, cuyos resultados son: 296,1 ±4,8 Ma, 295,4 ±3,3 Ma, 291,5 ±3,4 Ma, 247 ±3 Ma y 240,3 ±1,7 Ma. Los datos obtenidos permite, en primera instancia, correlacionar los cuerpos más antiguos con la Unidad Guanta, y confirmar su edad Pérmico Inferior, asimismo se ve que el plutonismo pérmico inferior está asociado a cuerpos plutónicos litológicamente compuestos. En cuanto a las edades más jóvenes, el cuerpo de 247 ±3 Ma es correlacionable con la Unidad Cochiguás, y el intrusivo de 240,3 ±1,7 Ma con la Unidad Chollay. Se plantea que en el Permo-Triásico hubo un pulso inicial representado por granodioritas con biotita y muscovita, para pasar a un plutonismo de grano grueso de composición monzogranítica. Los datos obtenidos podrían implicar un magmatismo post orogenia San Rafael para los intrusivos Permo-Triásicos. Estos datos implican claramente que es necesaria una revisión acerca de la asignación de las unidades intrusivas pérmicas y permo-triásicas tal como se usan en la cordillera frontal chilena. Palabras Claves: Paleozoico, Permo-Triásico, Rocas Intrusivas, Superunidad Elqui, Superunidad Ingaguás, El Tránsito. 1 Introducción La Cordillera Frontal chilena, entre los 28°S y los 31°S, se caracteriza por exponer extensos cuerpos intrusivos de edad paleozoica superior a triásica inferior, los cuales en base a sus características petrográficas, relaciones de corte, geoquímica y dataciones K-Ar y basados en la nomenclatura de Cobbing y Pitcher (1972), se agrupan en dos superunidades: La Superunidad Elqui (SUE) y la Superunidad Ingaguás (SUI) (Nasi et al., 1985; Mpodozis y Cornejo, 1989; Nasi et al., 1990). Refinamientos posteriores de esta clasificación, en base a datos geocronológicos (Pankhurst et al., 1996; Martin et al., 1999) han mostrado la necesidad de revisar el mapeo de estos cuerpos evaluando su asignación a las unidades ya definidas y los rangos de edad que a éstas se les atribuyen. En este trabajo se presentan nuevos antecedentes acerca de las geometría, edad y petrografía de cuerpos plutónicos pertenecientes a la SUE y a la SUI, que afloran en el Valle del Río Tránsito. Esta información ha sido generada en trabajos de mapeo enmarcados dentro de la confección de

la Carta El Tránsito-Lagunillas a cargo del Servicio Nacional de Geología y Minería, los cuales permiten una redefinición y refinamiento en los conceptos mencionados con anterioridad. 2 Las Superunidades Elqui e Ingaguás en el

Valle del Río Tránsito En el valle del Río Tránsito se observan un conjunto de cuerpos intrusivos pertenecientes a las Superunidades Elqui e Ingaguás, que abarcan gran parte de la Carta El Tránsito – Lagunillas y afloran como 2 franjas de orientación N-S. En esta área, se observan afloramientos de la Superunidad Elqui, representados por rocas correlacionables con la Unidad Guanta, Unidad Montosa y Unidad Cochiguás; en tanto, de la Superunidad Ingaguás, se presentan intrusivos ligables a la Unidad Chollay y la Unidad Colorado. En este trabajo se tienen nuevos resultados cartográficos, petrográficos y geocronológicos del plutonismo pérmico inferior y permo-triásico, asignable a las Unidades Guanta, Cochiguás y Chollay. 2.1 Plutonismo Pérmico Inferior El plutonismo pérmico inferior aflora como 2 grandes franjas de orientación preferencial N – S; una occidental y una oriental (figura 1). La franja occidental se caracteriza por presentar cuerpos de composición granodiorítica, leucocráticos y con presencia de muscovita, los cuales se encuentran cataclasados, además de cuerpos tonalíticos que en muchos sectores presentan foliación magmática. En tanto en la franja oriental se observan principalmente cuerpos tonalíticos que en sectores presentan foliación. En este trabajo se refinó el mapeo del plutonismo pérmico inferior gracias a datos geocronológicos obtenidos en el sector de Sierra los Naranjos (al norte río Transito) y en el Cerro Bayo (figura 1). En el Cerro Bayo, aflora un cuerpo con elongación N-S, de composición granodiorítica, que presenta biotita y muscovita, algo cataclasada y con textura mirmekítica; se obtuvo una edad de emplazamiento en U-Pb en circones, la cual es de 296,1 ± 4,8 Ma. En tanto, en Sierra los Naranjos, se observa un cuerpo intrusivo con 2 subunidades de distinta litología, los cuales intruyen a rocas metamórficas del Complejo Metamórfico el Tránsito; uno corresponde a una granodiorita leucocrática, con presencia de biotita y muscovita, sin foliación y textura

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pertítica donde se obtuvo una edad U-Pb en circón de 295 Ma; el segundo corresponde a una tonalita de biotita, la cual se encuentra foliada y deformada y donde se obtuvo una edad U-Pb en circón de 291 Ma. 2.2 Plutonismo Permo - Triásico El plutonismo permo-triásico se manifiesta principalmente como grandes cuerpos de composición monzogranítica, de grano grueso, y cortados en sectores por abundantes diques máficos, y por pequeños cuerpos granodioríticos de grano fino a medio, leucocráticos, que presentan biotita y muscovita. En particular, se obtuvieron 2 edades de cristalización mediante U-Pb en circón. En el sector de La Pampa (Plutón La Pampa, Ribba, 1985), aflora un cuerpo granodiorítico, de grano fino – medio, con presencia de biotita y muscovita, leucocrático, que presenta grandes xenolitos de rocas gneissicas con sillimanita asociadas a los Gneisses de la Pampa e intruye a rocas asignadas a rocas intrusivas del Pérmico Inferior; en este cuerpo se obtuvo una edad de cristalización mediante U-Pb en circón de 247 ± 3 Ma. En tanto, en el sector de Sierra Paitepén (al este del Río Tránsito), se observan grandes cuerpos monzograníticos, de grano grueso a muy grueso, leucocráticos, en zonas cortados por enjambres de diques máficos y que intruyen a rocas asociadas a la Unidad Guanta y a rocas volcánicas del Grupo Pastos Blancos, además, en sectores se presenta foliada; en este cuerpo se tiene una edad de cristalización en U-Pb en circón de 240,3 ± 1,7 Ma. 3 Discusión Los nuevos datos obtenidos, tienen implicancias en cuanto al emplazamiento de los plutones paleozoicos, geocronología y de cierto modo la evolución del plutonismo en el paleozoico – triásico inferior. El magmatismo pérmico inferior está representado por los cuerpos plutónicos de cerro bayo y sierra los naranjos, los cuales dieron edades muy acotadas. En uno de los cuerpos de Sierra los Naranjos, se observa que la litología corresponde a una tonalita que presenta foliación, la cual en base a sus características litológicas se puede correlacionar con la Unidad Guanta, en tanto los cuerpos granodioríticos podrían ser una fase litológica diferente pero asociada igualmente a esta Unidad. Si consideramos además la edad de cristalización obtenida en el Plutón Chanchoquín, el cual Ribba (1985) asocia a la Unidad Guanta, y Pankhurst et al (1996), dató en U-Pb con un valor de 285,7 ±1,7 Ma, se pueden plantear 2 etapas en formación del plutonismo pérmico inferior: un pulso inicial, compuesto de granodioritas de grano medio sin foliación y tonalitas de biotitas foliadas, acotado entre 295,4 ±3,3 y 291,5 ±3,4 Ma, y un segundo pulso ligado principalmente a cuerpos tonalíticos foliados y sin foliación, con una edad acotada en 285,7 ±1,7 Ma. Igualmente, sería más adecuado hablar al menos en este sector, de un complejo plutónico en vez de ligarlo

directamente a la Unidad Guanta, debido a que se tienen una serie de cuerpos con fases distintivas con resultados geocronológicos acotados. En cuanto a los datos obtenidos en el sector de La Pampa, lo observado permite correlacionar este intrusivo a la Unidad Cochiguás; sin embargo, la edad obtenida implicaría diferencias respecto a la definición hecha por Mpodozis y Cornejo (1989) para esta unidad en el valle del Elqui, ya que ellos la asignan como pérmica inferior. Esto implica que quizás sea necesario revisar las asignaciones de las unidades plutónicas permo – triásicas para esta zona. El cuerpo de Sierra Paitepén corresponde a un monzogranito de grano grueso; sus características litológicas permiten correlacionarlo con la Unidad Chollay. La edad obtenida de 240,3 ±1,7 Ma es coherente con otros datos obtenidos al sur del Río Tránsito, cercano al proyecto minero Pascua Lama, en donde Martin et al (1999) obtuvieron edades de 242,5 ±1,5 y 240,5 ±1,5 Ma. Todos estos datos implican que al menos en este sector, tanto los cuerpos correlacionados a la Unidad Cochiguás como a la Unidad Chollay son permo - triásicos, en donde el plutonismo de 247 ±3 Ma sea un pulso inicial para pasar posteriormente a un plutonismo monzogranítico de 240,3 ±1,7 Ma. Se observa que los pulsos Permo-Triásicos no comienzan antes de los 252 Ma, edad planteada por varios autores (Mpodozis y Kay, 1992; Ramos, 1988) como edad límite para la fase orogénica San Rafael, de la cual hay evidencias claras en Argentina. La implicancia directa de esto es que el plutonismo permo-triásico sería posterior a esta fase orogénica. Además se observa en sectores de rocas asociadas a la Unidad Chollay presentan una fábrica con foliación dúctil intensa, con componentes máficos y félsicos, lo cual es consistente con la ocurrencia de rocas dioríticas encontradas dentro de grandes bloques de la unidad Chollay, lo cual sugiere que este magmatismo tiene un carácter bimodal y que además, que podría haber un evento de deformación sincrónica con el plutonismo de la Unidad Chollay. Los datos obtenidos hacen evidente una revisión de las definiciones utilizadas para las unidades intrusivas de las Superunidades Elqui e Ingaguás, ya que al menos en esta zona, se han obtenido nuevos datos que hacen pensar en una incorrecta asignación, tanto de datos geocronoóogicos como de datos litológicos. 4 Agradecimientos Este trabajo fue patrocinado por la Subdirección Nacional de Geología del SERNAGEOMIN, en marco del Plan Nacional de Geología. Se agradece también al laboratorio del Servicio Nacional de Geología y Minería por la realización de los cortes transparentes y los análisis químicos utilizados en este trabajo. Además, los autores agradecen al Dr. Sebastien Meffre por los análisis geocronológicos mediante el método U - Pb en circones, en la Universidad de Tasmania, Australia.

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Figura 1 : afloramientos de rocas intrusivas asociadas al plutonismo Pérmico Inferior y Permo-Triásico en la carta El Tránsito - Lagunillas, además se muestran las dataciones realizadas mediante U-Pb en circòn.

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El sistema andino del Jurásico Superior en el norte de Chile (26°-31°S): evidencias geoquímicas de variaci ón magmática del arco al tras arco Pablo Rossel* a, Veóronica Oliveros a, Mihai Ducea b y Reynaldo Charrier c aDepartamento Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias Químicas, Universidad de Concepción, casilla 160C, Concepción, Chile. b University of Arizona, Department of Geociences, Tucson, Az, 85721, USA cDepartamento de Geología y AMTC, FCFM, Universidad de Chile, Casilla 13518, correo 21, Santiago, Chile. Escuela de Ciencias de la Tierra, Universidad Andres Bello, Campus Republica, Santiago. * E-mail: pabrossel@udec.cl Resumen. Las condiciones extensionales reinantes durante el Jurásico en el norte de Chile tuvieron como consecuencia la generación de un voluminoso arco volcánico y una cuenca de tras arco que hacia finales de este periodo se continentalizó y en la que se reconoce dos grupos de volcanismo con características geoquímicas diferentes a las del arco y diferenciables entre sí, lo que responde principalmente a la mayor o menor distancia a la fosa de los centros de emisión y a fuentes mantélicas distintas. La franja de volcanismo de tras arco más cercana a la fosa, presenta características de magmas asociados a subducción, mientras que en la más distal es posible reconocer dos tipos de roca: uno con signaturas de magmas de intraplaca generados por procesos de descompresión y sin la participación de fluidos liberados desde la placa subductada y otro con características muy similares a las de las lavas del arco. Modelamientos basados en el contenido de REE sugieren que para dar origen a las lavas del arco es necesario entre un 10% a 17% de fusión de la fuente mantélica mientras que para generar las lavas del tras arco solo se requiere entre un 3% y 5%. Palabras Claves: Volcanismo, Jurásico Superior, Tras arco, norte de Chile, extensión, Geoquímica 1 Introducción Durante el Jurásico, las condiciones extensionales que dominaron en el margen occidental de Gondwana tuvieron como consecuencia el desarrollo de una paleogeografía de orientación NS paralela a la fosa, caracterizada por el desarrollo de un voluminoso arco magmático, en la actual Cordillera de la Costa y elongadas cuencas de tras arco hacia el este del arco (Charrier et al. 2007). Durante el Jurásico tardío, las cuencas de tras arco, principalmente marinas, experimentaron un proceso de somerización y posterior continentalización (Oliveros el al. 2012), la cual entre los 26° y 31°S, estuvo acompañada por la efusión de importantes volúmenes de material volcánico. El objetivo de este trabajo es presentar evidencias geoquímicas e isotópicas que permitan esclarecer las condiciones petrogenéticas de este volcanismo, y las diferencias existentes entre este y el magmatismo desarrollado en el arco principal.

2 Resultados 2.1 Petrografía Las rocas volcánicas reconocidas en las unidades estudiadas, corresponden en su gran mayoría a lavas de composición intermedia y básica, con menores intercalaciones de material piroclástico más diferenciado, en forma de depósitos ignimbríticos. En la precordillera y cordillera principal, entre los 26° y 31°S es posible reconocer de dos grupos de volcanismo que comparten características similares. El primer grupo de rocas (G1), el más próximo a la fosa, se caracteriza por presentar mayormente rocas volcánicas de composición andesítica y andesítico basáltica, con intercalaciones más reducidas de material basáltico y potentes niveles ignimbríticos ácidos, llegando a formar secuencias volcánicas de más de 500 m de potencia. El segundo grupo de rocas (G2), ubicado más al este, se caracteriza por estar compuesto principalmente por rocas basálticas y andesítico basálticas, con intercalaciones menores de rocas ácidas, formando depósitos que no suelen superar los 200 m de potencia. 2.2 Geoquímica La geoquímica de elementos mayores indica que las rocas del tras arco presentan características calcoalcalinas de medio a alto potasio para las rocas del G1 y transicionales entre subalcalinas y alcalinas en las rocas del G2 (Fig. 1), además, las rocas del G2 pueden ser a su vez subdivididas entre las de alto contenido de Fe, restringidas a la zona norte del área de estudio (26 y 26°50' Lat. S), y las de bajo contenido de Fe (27°30' y 30° Lat. S). La geoquímica de elementos traza muestra que estas rocas presentan un enriquecimiento en LILE en relación a los HFSE. En particular, las rocas del G2 de alto Fe presentan mayores concentraciones de HFSE y las anomalías de Nb-Ta más marcadas del set de rocas estudiadas. En contraste las rocas de bajo Fe del G2, en su mayoría no presentan dicha anomalía, teniendo así una signatura más cercana a los magmas de intraplaca.

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Figura 1. Diagrama discriminante entre rocas alcalinas y subalcalinas. En él se observa clara tendencia alcalina de las lavas del G2 de bajo Fe y transicional para las lavas del G2 de alto Fe. Las rocas del G1 presentan características mucho más típicas de magmas de arco. Dentro de los valores de G2 de alto Fe, los marcados con una letra "c" corresponden a datos extraídos de Cornejo et al. (1993). Por otra parte, los patrones de REE de las rocas del tras arco poseen pendientes negativas, con un claro enriquecimiento en LREE en relación a los HREE, esta tendencia está presente pero de forma menos evidente en las rocas de alto Fe del G2, que además se caracterizan por presentar los valores más altos de YbN (13-23 veces el condrito), bajas razones de (La/Yb)N (3-10), y los más altos contenidos de Ni y particularmente V (300 a 500 ppm) el cual es dos a tres veces más alto que el del resto de las rocas estudiadas. Las rocas del G1, por otra parte, poseen valores de YbN que oscilan entre 7-12 veces el condrito, y razones de (La/Yb)N de 4-26, y por último, las rocas de bajo Fe del G2 poseen concentraciones de Ybn de 8-11, muy similares a las del G1 y razones de (La/Yb)N que oscilan entre 5-17. Con respecto a las anomalías de Eu, estas se encuentran normalmente ausentes o muy poco desarrolladas en la mayoría de las rocas estudiadas, e incluso es posible reconocer una incipiente anomalía positiva en un par de muestras del G2 de bajo Fe.

Los análisis isotópicos obtenidos hasta el momento (Fig. 2) muestran que las rocas del tras arco, presentan en general, una tendencia levemente más radiogénica que las rocas del arco en el norte (Lucassen et al. 2006) y centro de Chile (Vergara et al. 1995). Sin embargo, es importante destacar algunas excepciones dentro de esta generalidad, que están dadas primeramente por las lavas del G2 de alto Fe, en donde, las razones isotópicas, particularmente el Nd, muestran valores muy similares a las rocas del arco, traslapándose mayormente con este. Por otra parte, otra característica que salta a la vista al revisar los datos isotópicos obtenidos, es que las rocas de bajo Fe del G2, presentan claramente, los valores más altos en las razones de 207Pb/204Pb y 208Pb/204Pb analizadas.

Figura 2. Diagramas isotópicos de Nd, Sr y Pb para las rocas del tras arco del Jurásico Superior en el norte de Chile (Jr Arc) entre los 26° y 31°S. Valores del MORB, BSE y Mantle Array corregidos a 150 Ma. El área delimitada con línea segmentada corresponde a los análisis isotópicos del Arco Jurásico presentados en Lucassen et al. 2006. CVAS=Complejo Volcánico Agua Salada en la IV Región. 3 Discusión Un rasgo significativo del sistema andino del Jurásico Superior es la marcada diferencia entre los volúmenes de volcanismo del arco y las unidades cada vez más distales al este, característica que ha sido ampliamente observada en los arcos de isla del Pacífico occidental (Stern et al. 2006, Kimura y Yoshida 2006, entre otros). Estos autores proponen que la causa de estas variaciones volumétricas es la cada vez menor disponibilidad de agua a medida que el centro emisor se aleja de la fosa. Esta explicación parece plausible para explicar las diferencias observadas entre las rocas del arco y las del G1. Sin embargo, dado que algunas rocas del G2 de bajo Fe no presentan características típicas de magmas de subducción, ellas no se habrían originado por fusión inducida por fluidos liberados desde la placa subductada, sino más bien por procesos de descompresión originados por el progresivo adelgazamiento de la corteza en el tras arco. El diagrama discriminante para basaltos (Fig. 3) muestra

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que todas las rocas estudiadas caen en el campo de las rocas de arco, a excepción de varias muestras correspondientes al G2s de bajo Fe del G2, que caen en el campo de las rocas asociadas a rifting, lo cual es concordante con la hipótesis expuesta. Por otra parte, para determinar cuál es el origen de las diferencias observadas entre los patrones de REE del arco y de los distintos grupos de lavas del tras arco estudiadas se realizaron varios modelamientos. Para esto se seleccionaron las muestras más primitivas de cada grupo, y mediante el programa Igpet 2010 se simuló la fusión de varias fuentes, intentando reproducir los patrones de REE de las muestras seleccionadas. Los resultados obtenidos sugieren que para reproducir los patrones de las rocas del arco es necesario entre un 10% a 17% de fusión de un manto primitivo de McDonough (1990), por otra parte, las rocas del G1 y G2 de bajo Fe pueden ser reproducidas mediante un 3% a 5% de fusión continua de un manto litosférico representado por una peridotita de espinela de McDonough, (1990). Las rocas del G2 de alto Fe no fueron modeladas dado que ninguna de las muestras analizadas presenta características suficientemente primitivas.

Figura 3. Diagrama discriminante Th-Hf/3-Nb/16. Se observa que todas las rocas estudiadas presentan afinidades con los magmas de subducción, con la excepción de las lavas del G2 de bajo Fe no destacadas, que presentan características geoquímicas similares a las rocas de intraplaca. Los resultados obtenidos, mediante los modelados de fusión confirman la hipótesis anterior: para producir una parte de las diferencias observadas en las lavas estudiadas se requieren distintos grados de fusión de la fuente. Sin embargo, es necesaria además la existencia de distintas fuentes para los magmas del arco y del tras arco. Lo

anterior es reforzado por las diferencias observadas en las razones isotópicas, que se vuelven mas radiogénicas mientras más distante de la fosa se encuentra el centro de emisión. Agradecimientos Este trabajo fue financiado por el proyecto Fondecyt 11080040. Referencias Charrier, R.; Pinto, L.; Rodriguez, M.P. 2007. Tectonoestratigraphic

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Interpretation of the origin of the magnetic fabric of La Gloria Pluton, Central Chile (33°S). Ítalo Payacán 1*, Francisco Gutiérrez 1,2 y Fernando Poblete 1 1Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. 2Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (FONDAP15090013-CEGA), Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. *E-mail: ipayacan@gmail.com Abstract. La Gloria Pluton (LGP) is a 10 Ma intrusive located in a reverse fault system, without display of post-intrusion deformation. Previous studies suggest that LGP had a short cooling period without pervasive subsolidus re-equilibration, which allows the survival of the record of magmatic properties at the time of crystallization. LGP has a vertical mineralogical zonation pattern, ranging from granodiorite and monzodiorite to quartz monzonite near the roof; hornblende, biotite, and magnetite-ilmenite are pervasive accompanying minerals. We have selected 55 sites for drill core sampling for AMS measurements. The magnetic fabric is generally oblate, with anisotropy values between 1.3 and 13.9% and mainly controlled by magnetite. The magnetic lineation shows subhorizontal NNW inclinations, coinciding with the orientation of LGP. The magnetic foliation presents NW orientations, parallel to contacts with the country rock, and dips that vary gradually from subvertical in the walls, to subhorizontal toward the center and roof of the pluton. The linear trend of the magnetic foliation cannot be generated by a system of reverse faults, suggesting that the magnetic fabric is the record of convective flows associated with the cooling and differentiation of the magma. These results are comparable with numerical models of fluid dynamics magma chambers. Keywords: Magma chambers, magnetic fabric, anisotropy of magnetic susceptibility. 1 Introduction. The anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) is a tensor, represented by an ellipsoid, which describes the magnetic fabric and, ultimately, the magmatic fabric of a rock, as they rarely differ (Archanjo&Launeau, 2004). Thus, it is possible to observe the magmatic fabric of a pluton, even if it is not well developed macroscopically. Generally, the lineations and foliations that constitute plutonic fabrics are considered to reflect directions of deformation (strain). For example, Paterson et al. (1998) recognize two types of patterns depending on their origin (Fig. 1): (1) a concentric pattern of the foliation of the pluton, discordant with the pattern of country rock, which would clearly be caused by magmatic flows (Fig. 1A), and (2) a pattern of parallel foliations, cutting the edges of the intrusive, while consistent with the foliation of the country rock, which is interpreted to record strain of tectonic origin (Fig. 1B).

The aim of this study is to determine the magnetic fabric of LGP through AMS measurements, and interpret its origin as an indicator of deformation. In particular, we hope to determine whether the magnetic fabric recorded in LGP was caused primarily by the dynamics of magma convection, or syn- or post-plutonic tectonic activity.

Figure 1. Schematic depicting the degree of continuity in fabric patterns between a pluton and country rock. (A) Case where the foliation in the pluton has a concentric pattern, following the walls of the intrusive, and decoupled with the country rock, clearly associated with a magmatic origin. (B) A pattern in which the foliation cuts the intrusive contact, in continuity with the fabric of the country rock, associated with a tectonic origin. Modified from Paterson et al. (1998). 2 Geological background of La Gloria

Pluton. The LGP (~ 10 Ma) is an epizonal pluton (Cornejo&Mahood, 1997; Deckart et al., 2010) of the Andes in central Chile, located 40 km southeast of Santiago. Broadly, the pluton is shaped like an inverted canoe, with a length of 20 km, width of 5 km, and with a thickness of at least 2.5 km. The LGP intrudes volcanic rocks of the Colimapu, Abanico

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and Farellones Formations, along a system of reverse faults with western convergence (Fock, 2005). Previous work in LGP has recognized mineralogical, textural and compositional vertical zonation patterns (Cornejo&Mahood, 1997). In particular, the center of the pluton consists of a medium to fine-grained granodiorite to quartz monzodiorite, grading into a porphyritic quartz monzonite nearer the roof; less ubiquitous accompanying minerals include horneblende, biotite, and magnetite-ilmenite (Cornejo&Mahood, 1997). In addition, previous workers have inferred that LGP had a short cooling period (<1 myr), suggesting that the system largely represents a closed magma chamber (Cornejo&Mahood, 1997; Deckart et al., 2010). 2 Methodology. Using a portable drill core machine and a guiding magnetic and solar compass, we obtained a total of 660 oriented samples, grouped into in 55 sites, in order to obtain a statistically representative sampling of each site. Of the 55 sites, 50 were obtained from LGP, including leucocratic dikes and enclaves. Another 3 sites were obtained from intrusives bodies adjacent to the LGP, while the remaining 2 sites sampled the volcanic host rock of the Abanico Formation. AMS measurements were carried out in the Paleomagnetism Laboratory of IRD, Departamento de Geología at the Universidad de Chile, using a KLY-3S Kappabridge team (AGICO). 3 Results. 3.1 Mineralogy and average of magnetic

susceptibility (K m). Average magnetic susceptibilities (Km) of the samples vary from 2.8×10-2 to 9.0×10-2 [SI]. Km values tend to be higher in the south of LGP (exceeding 5.0×10-2 [SI]) than in the north, where lower susceptibilities were determined. 3.2 Magnetic fabric and anisotropy tensors. The magnetic fabric of LGP is characterized by oblate ellipsoids of anisotropy, which implies a domain of the foliation over the magnetic lineation. The measurements show that the degree of magnetic anisotropy of LGP is between 1 and 14%. Values tend to be higher and lower than 7.5% in the northern and southern parts of the intrusive, respectively. The magnetic lineation has a general orientation of 330° with a sub-horizontal dip, although in some southern sites dips up to

30° were recorded (Fig. 2). Throughout the length and width of LGP, we observe that the magnetic foliation plane has a relatively constant direction, close to N30°W, while the dip varies gradually from east to west (linear trend), with sub-vertical dips near the walls of the pluton, grading to sub-horizontal toward the center and ceiling (Fig. 2). However, we find that host rock samples adjacent to the intrusive are not similar (Km and orientation) to contiguous samples of LGP. 4 Discussion and Conclusion. 4.1 Magnetic fabric and mineralogy. The Km values of LGP are consistent with the observed content of magnetite (illmenite is subordinated), suggesting that this mineral dominantly contains the anisotropy and magnetic records of LGP. 4.2 Origin of magnetic fabric. LGP foliation planes show a concentric pattern; that is, they are generally parallel with the edge of the pluton, with a gradation from sub-vertical to sub-horizontal orientations from the pluton walls to the center. Considering the model of Paterson et al. (1998, Figure 1), these data suggest that the magnetic fabric of LGP is primarily attributable to the internal dynamics of the magma, and reflects the convective flow directions of the final stage of the magma. This interpretation is comparable with computational fluid dynamic models of the cooling of closed-system magma chambers, where there are vertical flows along the walls of a chamber, grading to sub-horizontal in the center (Gutierrez&Parada, 2010). Acknowledgements This research is part of FONDECYT project No. 11100241 and PBCT-PDA07 funded by the National Scientific and Technological Research (CONICYT). We thank Sarah Gelman for her useful review of the abstract. References Archanjo, C. & Launeau, P.2004. Magma flow inferred from

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Figure 2. AMS tensor distribution for the 55 sites sampled using the lower hemisphere Schmidt network. They project the principal axes of the AMS tensor. The areas represent the angles of 95% confidence level, obtained through Fisher statistics.

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Elementos trazas y temperaturas de cristalización e n circones del Plutón Caleu, V región, Chile: implica ncias petrogenéticas Pablo G. Molina 1, 2*, Miguel A. Parada 1, 2, Changqiang Ma 3, Jianwei Li 3, Yuanyuan Liu 3

1 Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Santiago, Chile 2 Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Universidad de Chile, Santiago, Chile 3 State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources (GPMR), China University of Geosciences, PR China * E-mail: pamolina@ing.uchile.cl Resumen. La baja difusividad subsólidus de REE y HFSE (U, Th, Zr, Ti y Hf) en circón, lo caracterizan como trazador petrogenético, ya que su cristalización y disolución controla los contenidos de esos elementos en magmas albergantes. Resultados preliminares de circones del Plutón Caleu muestran temperaturas de cristalización de circón, calculadas a partir de su contenido de Ti, que varían entre ~700 y 870ºC. Estas variaciones se correlacionan directamente con patrones de REE y variaciones en elementos traza, congruentes con cristalización fraccional en etapas tardías. Imágenes de catodoluminiscencia obtenidas para un total de 77 circones en 4 sitios diferentes, otorgan evidencias texturales para determinar la presencia de algunos núcleos heredados de circón, probablemente generados en la fuente o en etapas intermedias de residencia magmática. Palabras Claves: Circón, termómetro de titanio en circón, elementos traza, Plutón Caleu 1 Introducción Los modos de generación plutónica han sido estudiados durante décadas. La formación de cuerpos ígneos de gran tamaño considera una inyección incremental de magma mediante diques (Petford et al., 1993, 2000), para situarse finalmente en el lugar de emplazamiento (Bergantz, 2000; Glazner et al., 2004; Michel et al., 2008; Michaut & Jaupart, 2009; Miller et al., 2009). Se ha propuesto, para el Plutón Caleu, un modelo que considera inyecciones múltiples desde un reservorio magmático previamente diferenciado a 4 kbar (Parada et al., 2002), para dar lugar a un cuerpo intrusivo zonado (Figura 1): Zona Gabro-Diorítica (GDZ), Zona Tonalítica (TZ) y Zona Granodiorítica (GZ). Este plutón se generó en el clímax del rifting Cretácico, y se emplazó a una profundidad equivalente a 2 kbar (Parada et al., 2005a, 2005b). Investigaciones recientes han caracterizado con precisión el comportamiento geoquímico, durante la cristalización y en condiciones subsólidus, de algunos elementos en el circón. Se determinó, mediante estudios termodinámicos experimentales, el intercambio catiónico isovalente entre Ti4+ = Si4+ (Harrison et al., 2005). Watson et al. (2006) propone una relación logarítmica entre el contenido de Ti en el circón y su temperatura de cristalización:

Figura 1. Mapa geológico del Plutón Caleu. Los círculos indican el lugar de extracción de muestras, de donde se separaron circones (modificado de Parada et al., 2002).

La variación de elementos trazas en magmas, en particular Zr, Hf, U y Th se ve controlada principalmente por la cristalización de fases accesorias como circón, apatito, allanita, xenotima o monacita, (Watson & Harrison, 1984) debido a su alta afinidad por esos elementos. Estas variaciones se reflejan en zonaciones oscilatorias en circones, observables mediante catodoluminiscencia, y son claves para identificar períodos de residencia magmática, mezcla y/o cristalización fraccionada.

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2 Metodologías Setenta y siete circones fueron extraídos de 4 sitios (Figura 1): 17 en la zona gabro-diorítica (CR06, 1077 msnm), 40 en la zona tonalítica (CR09, CR13, 1318 y 2150 msnm respectivamente) y 20 en la zona granodiorítica (CR15, 1421 msnm). Los circones fueron separados magnéticamente y mediante líquidos pesados. La estructura interna de los circones fue registrada en imágenes de catodoluminiscencia. El análisis isotópico in-situ de Hf fue hecho en 82 puntos, con un láser de 44µm de diámetro, a una frecuencia de 10Hz. Realizado en State Key of Laboratory of Continental Dynamics, Northwest University, Xi’an, China. Las composiciones de elementos mayores y trazas en circón fueron obtenidas usando un EMPA JEOL-JXA-8100 en GPMR, China University of Geosciences. 3 Resultados y Discusión 3.1 Variaciones REE Se observan anomalías positivas de Ce y negativas de La, Pr y Eu, con un evidente enriquecimiento de HREE (Figura 2). Esto debido a la compatibilidad de Ce+4, e incompatibilidad con las demás fases accesorias (Claiborne et al., 2010). La anomalía negativa de Pr puede ser producto de cristalización coetánea con otras fases con mayor compatibilidad para este elemento, pero también puede ser explicada por una reducción en la concentración de Pr a medida que se alcanza la cristalización extensiva de circón. En general los contenidos de REE, para cada muestra, indican una disminución en sus concentraciones con respecto a la temperatura (no mostrada en Figura 2). 3.2 Temperaturas de cristalización Las temperaturas de cristalización obtenidas, para los circones en el Plutón Caleu, varían entre ~700-870ºC (Figura 3). Se observa que la muestra CR13 es la más acotada dentro del rango de temperaturas observado (~740-790°C), posiblemente asociado a tasas de enfriamiento altas. Por otro lado los circones de la muestra CR06, correspondiente a la zona gabro-diorítica, alcanzan temperaturas más altas (~870ºC) y pueden estar asociados a tasas de enfriamiento bajas y/o presencia de núcleos heredados cristalizados a mayor temperatura. Se aprecia que, para los circones pertenecientes a las muestras CR09 y CR13 (zona tonalítica), existen diferencias en el rango de temperaturas de cristalización, siendo ~700-820ºC y ~740-790ºC respectivamente. No se observa una dependencia entre el contenido de SiO2 de roca total y la temperatura de cristalización de circón.

Figura 2. Patrones de REE normalizados al Condrito Cl (Sun & McDonough, 1989) para 77 circones de 4 muestras, con un total de 82 puntos de análisis.

Figura 3. Temperaturas de cristalización de circones, calculadas a partir del contenido de Ti en circón, versus la cantidad de SiO2 en roca total. 3.3 Catodoluminiscencia (CL) Imágenes de catodoluminiscencia (Figura 4) muestran mayoritariamente circones euhedrales y zonaciones uniformes en los circones de CR13 y CR15. Los circones extraídos de las muestras CR06 y CR09 presentan zonaciones irregulares y hábitos subhedrales, con probables núcleos heredados, asociados a distintas ventanas de residencia magmática, disolución y crecimiento (Corfu et al., 2003).

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Figura 3. Imágenes de CL para algunos circones de: (a) CR06, (b) CR09, (c) CR13 y (d) CR15. Círculos corresponden a puntos de análisis con EMPA. 4 Conclusiones Variaciones en patrones de REE, concuerdan con un enriquecimiento de elementos compatibles a mayor temperatura, y una disminución en La, Pr y Eu, asociadas a cristalización de otras fases (e.g. apatito), coetáneas o anteriores a la formación de circones. Rangos de temperaturas de cristalización de circones en el Plutón Caleu, muestran historias de enfriamiento y cristalización diferentes para cada zona, correlacionadas con la textura observable en imágenes de CL: los circones pertenecientes a CR06 (GZ), con zonaciones irregulares y probables núcleos heredados, tienen distribuciones de temperaturas entre 720 y 870ºC, contrastándose con los circones de CR13 (TZ), euhedrales y con un rango de temperaturas de cristalización de 740-790ºC. Queda abierto a discusión el uso de dataciones U/Pb en circón para obtener historias de enfriamiento tardías. El uso de éste sistema isotópico queda restringido por su temperatura de cierre (~700-900ºC), en donde las edades pueden corresponder también a un enfriamiento subsólidus (en circones heredados generados en el reservorio magmático), o a una etapa de cristalización tardía. Agradecimientos Trabajo realizado en el marco del Proyecto CONICYT-FONDAP 15090013. Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA).

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Los Intrusivos de Antearco del Cretácico Superior d e Chile Centro Sur (39ºS - 40ºS): Petrografía y geoqu ímica. Denisse De la Fuente* (1), Oscar Figueroa (1), Paul Duhart (2), David Quiroz (2), Daniel Demaiffe (3), Verónica Oliveros (1), Jorge Muñoz (2) (1) Departamento Ciencias de la Tierra, Facultad de Química, Universidad de Concepción, Cacilla 160-C, Concepción, Chile. (2) Oficina Técnica Puerto Varas, SERNAGEOMIN, La Paz 406, Puerto Varas. (3) Département des Sciences de la Terre et de l’environnement, Université Libre de Bruxelles, 50, Av F.D. Roosevelt, B-1050 Bruxelles, Bélgica. *E-mail: denissdelafuent@udec.cl

Resumen . Los intrusivos de antearco del Cretácico Superior, entre los 39º y 40ºS, corresponden a cuerpos hipabisales pequeños, de composición variable entre tonalítica a granítica. El más grande de ellos (Plutón Chaihuín) está compuesto por granodioritas porfídicas y microgranitos, y su geoquímica presenta variaciones lineales con el aumento de SiO2. Estas variaciones son interpretadas como efectos de cristalización fraccionada. Los otros intrusivos de antearco coinciden con la línea evolutiva del Plutón Chaihuín. Sin embargo, los intrusivos de Los Boldos y Loncoche presentan una afinidad adakítica.

Palabras claves: intrusivos, antearco, Cretácico Superior, Centro sur, Chile 1. Introducción En la Cordillera de la Costa del centro sur de Chile, entre los 39º y 40ºS, afloran cuerpos intrusivos aislados y de poca extensión, cuyas edades radiométricas corresponden al Cretácico Superior (entre otros, Martin et al., 1999; Quiroz et al., 2006 y referencias citadas). En esa época y a esas latitudes el arco magmático respectivo se encontraba 100 km al este, en la Cordillera Principal, lo que está evidenciado por dataciones radiométricas (González, 1982; Munizaga et al., 1988; Sernageomin-BRGM, 1995; Suárez y Emparán, 1997). Aunque los afloramientos de antearco son pequeños y aislados, la extensión de este magmatismo Cretácico Superior sería aparentemente mucho mayor, ya que estudios de fission track detectaron anomalías térmicas en gran parte de la Cordillera de la Costa entre los 39º y 42ºS, las cuales indican un recalentamiento originado por este evento intrusivo (Glodny et al., 2007). Los intrusivos estudiados corresponden al Plutón Chaihuín, a los pórfidos Laurel, Oncol y Loncoche, y a los Granitoides Los Boldos (Fig. 1). Estos cuerpos se encuentran intruyendo a rocas del Basamento Metamórfico Paleozoico. El Plutón Chaihuín es el intrusivo de mayor dimensión (23 km de largo y 2-6 km de ancho). Estimaciones geobarométricas basadas en los contenidos en Al en hornblenda, indican para este último un nivel de cristalización somero (< 3 km; Seifert et al., 2005).

Figura 1 . Mapa de ubicación de los intrusivos cretácicos estudiados.

2. Petrografía Los cuerpos estudiados son de carácter hipabisal, varían desde composiciones tonalíticas a graníticas (Fig. 2) y presentan textura preferencialmente pofídica. El Plutón Chaihuín está constituido por microgranodiorita porfídica y en sus partes centrales por microgranito, con plagioclasa usualmente zonada, ortoclasa pertítica, cuarzo, anfíbol y biotita, y menores cantidades de minerales opacos, apatito y circón. En los microgranitos se desarrollan localmente las texturas micrográfica, granofírica y mirmequítica. El plutón contiene enclaves máficos de composición diorítica y textura poiquilítica, y además está cortado por diques andesíticos y aplíticos. Los Boldos lo constituyen microtonalitas, microgranodioritas y

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microgranitos, algunos de ellos con rasgos de milonitización. Laurel, Oncol y Loncoche están formados por pórfidos dacíticos, con fenocristales de plagioclasa (frecuentemente zonada), cuarzo, biotita y/o anfíbol; la masa fundamental está compuesta por los mismos minerales con textura hipidiomórfica granular de grano fino. Localmente, se observan texturas glomeroporfídica y de embahiamiento en cuarzo, y en ocasiones se observa pequeños enclaves pelíticos. Oncol además presenta pórfidos andesíticos, con plagioclasas zonadas y en agregados glomeroporfídicos. Todas estas rocas se encuentran generalmente alteradas, con distintos grados de argilización de feldespatos y ferromagnesianos reemplazados por clorita y minerales opacos.

Figura 2 . Clasificación petrográfica de los intrusivos estudiados (Streckeisen, 1976).

3. Geoquímica Las rocas analizadas son calcoalcalinas y levemente peraluminosas. Para Chaihuín, al aumentar los contenidos de SiO2 disminuyen los contenidos de Al2O3, CaO, Fe2O3, MgO, MnO, TiO2, Na2O, P2O5 y aumentan los contenidos en K2O. Los otros intrusivos de la Cordillera de la Costa en general coinciden con la línea evolutiva del Chaihuín. Las concentraciones de Pb, Rb e Y de las rocas de Chaihuín aumentan con el contenido de sílice, mientras que Sr, Zr, V, Ni y Cr disminuyen. El diagrama de tierras raras normalizado al condrito (McDonough y Sun, 1995) de los intrusivos de Chaihuín (Fig. 3), muestra patrones moderadamente inclinados (La/Yb entre 9 y 14), un aumento progresivo de los contenidos en tierras raras con el SiO2 de las rocas, al mismo tiempo que aumenta la anomalía de Eu. Los patrones de tierras raras de los intrusivos de Oncol y Laurel, son similares y concordantes con los términos menos diferenciados de Chaihuín, pero los patrones de las

rocas de Los Boldos y Loncoche difieren de éstos por sus menores cantidades en tierras raras, tanto livianas como pesadas.

Figura 3 . Diagrama de tierras raras normalizado al condrito (McDonough y Sun, 1995) de los intrusivos de Chaihuín.

Los bajos contenidos en tierras raras pesadas de los intrusivos de Los Boldos y Loncoche, y las comparativamente altas razones La/Yb observadas en algunas muestras (hasta 25), sugieren una señal adakítica. Esta observación es corroborada por el diagrama clásico Sr/Y vs. Y (Fig. 4) que indica que 3 de las 4 muestras de Los Boldos y las 2 muestras de Loncoche caen en el campo de las adakitas. Por su parte, en el diagrama (La/Yb)N vs. YbN, todas las muestras de los intrusivos de Los Boldos y de Loncoche pertenecen al campo de las adakitas.

Figura 4 . Diagrama Sr/Y vs. Y discriminante de adakitas y rocas normales de arco (ADR: andesitas, dacitas y riolitas), propuesto por Drummond y Defant (1990).

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4. Discusión Las regiones de antearco son típicamente amagmáticas y de bajo flujo calórico (Gill, 1981). Sin embargo, existen intrusivos y volcanitas que ocupan dicha posición geotectónica, los que han sido atribuidos desde fines de los años 70’ a la subducción de una dorsal mesooceánica, lo que confiere un pulso termal adicional al antearco (e.g. DeLong et al., 1979). En ese contexto, el origen de los intrusivos de antearco del Cretácico Superior podría estar relacionado a una anomalía térmica en el antearco debido al paso de la triple unión de las placas Farallón-Phoenix-Sudamérica (Glodny et al., 2006) que, según las reconstrucciones geotectónicas a partir del Cretácico Medio (e.g. Müller et al., 2008), migra a lo largo del margen de Sudamérica, desde el norte de Chile hasta los Andes Patagónicos. Esta hipótesis permite además explicar el carácter adakítico de los intrusivos de Los Boldos-Loncoche, ya que la subducción de un punto triple puede originar un slab-window donde ocurriría la fusión del slab y generación de magma adakítico (Thorkelson y Breitsprecher, 2005). Por la estrecha asociación espacio-temporal de estos intrusivos y por la misma mineralogía que presentan, ellos provendrían de magmas de origen similar. El mecanismo de diferenciación que origina las diferentes litologías observadas sería la cristalización fraccionada. En efecto, los diagramas de Haker dibujan generalmente un patrón continuo y rectilíneo (R2 = 0.81-0.99), sugiriendo una diferenciación por cristalización fraccionada de plagioclasa (disminución de Al2O3, CaO, Sr y aumento progresivo de la anomalía de Eu con el SiO2 de las rocas), anfíbola y biotita (disminución de Fe2O3, MgO, MnO, Al2O3, V y Cr), óxidos de Fe-Ti (disminución de TiO2, Fe2O3 y V), apatito (disminución de P2O5) y zircón (disminución de Zr). Estos minerales fraccionados, deducidos a partir de la geoguímica, son justamente los que aparecen en la moda de las rocas analizadas. Agradecimientos Este trabajo se enmarca en el acuerdo de cooperación U. de Concepción-Sernageomin. Se agradece el apoyo de la Dirección de Investigación de la UdeC (Diuc Nº 209.025.035-1.0) y la eficiente colaboración en terreno de Paulo Rodríguez y Eduardo Inostroza. Referencias DeLong, S.E., Schwarz, W.M. y Anderson, R.N. 1979. Thermal

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Zonación mineralógica de la Pegmatita Poñén en el Batolito Costero del Sur, Región del Biobío - Chile Ricardo Velásquez, Santiago Collao y Oscar Figueroa Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Barrio Universitario s/n, Concepción, Chile *E-mail: ricvelasquez@udec.cl Resumen. La pegmatita granítica Poñén (36°46’34’’S; 72°48’52’’W) se emplaza en la Cordillera de la Costa de la Región del Biobío hospedada en rocas intrusivas ácidas del Batolito Costero, las que varían desde tonalitas hasta leucogranitos de biotita presentando una firma peralumínica y de alto K. El cuerpo pegmatítico en estudio presenta una zonación mineralógica simétrica que va desde el contacto con la granodiorita hospedante, hasta un núcleo rico en cuarzo. Las zonas son denominadas, desde el borde hacia el centro: zona aplítica, zona de borde, zona intermedia exterior, zona intermedia interior y zona de núcleo, con diferencias tanto mineralógicas como texturales. Dentro de las nuevas clasificaciones mineralógicas y químicas (Černý y Ercit, 2005), este cuerpo se enmarca en la clase MSREL (Muscovita-Elementos raros) con anomalías de Be, Y, REE, U, Th, Nb, Ta y muy ricos en muscovita, biotita y almandino. Si bien otros afloramientos de pegmatitas se han reconocido en la zona de estudio, Poñén constituye el único cuerpo pegmatítico zonado simétricamente. Palabras claves: pegmatita granítica, zonación, granate, allanita, cristal de roca. 1 Introducción Las rocas intrusivas que afloran a lo largo de la Cordillera de la Costa de la Región del Biobío pertenecen al Batolito Costero del Sur estudiado por Hervé et al.(1988). Pequeñas porciones de este gran cuerpo magmático son representativas de pulsos finales de la actividad magmática paleozoica, dando origen a rocas intrusivas de grano extremadamente grueso. En este sentido, la pegmatita Poñén (36°46’34’’S; 72°48’52’’W), de dimensiones 70x70 m aprox., además de la anomalía textural presenta una zonación mineralógica que varía desde una delgada zona aplítica en el contacto con la granodiorita hospedante, hasta una zona de núcleo rica en cuarzo en la parte central del sistema. Junto con entregar los antecedentes de la mineralogía característica para cada una de las zonas definidas, este trabajo tiene por objetivo enmarcar esta pegmatita dentro de la clasificación moderna propuesta por Černý y Ercit (2005) para pegmatitas graníticas (ricas en cuarzo, feldespatos y muscovita) y describir la petrografía del intrusivo circundante a este cuerpo. 2 Intrusivo hospedante El intrusivo que aloja los afloramientos de rocas pegmatiticas corresponde a un cuerpo batolítico que fue

dividido por Creixell (2001) en tres sub unidades: Granitoides de Nahuelbuta, Tonalitas de Santa Juana y Granitoides de Concepción. Circundando a las rocas pegmatiticas- entre los 36°26’ y 36°55’S- los granitoides se componen de las siguientes litologías de más a menos abundante (Figura 1): leucogranitos de biotita, granodioritas de biotita y hornblenda, monzogranitos de biotita, tonalitas y diques aplíticos (Figura 2). Además, se reporta la presencia de xenolitos anfibolíticos. Desde el punto de vista textural, los granitoides presentan características hipidiomórfica a panidiomórfica granular con rasgos vermiculares y micrográficos muy localizados. La mineralogía consiste en cuarzo, plagioclasa (con variaciones en el contenido de anortita), microclina (± ortoclasa), biotita y hornblenda. Como fases accesorias destacan zircón, apatito, esfeno y allanita. Este último mineral - que ocurre como accesorio en tonalitas de biotita que afloran cerca de la localidad de Yumbel - tiene la particularidad de ser característico de los granitoides tipo I con desarrollo metamíctico que produce un halo pleocroico observada en secciones transparentes.

Figura 1: Diagrama QAP (Cuarzo – Feldespato alcalino – Plagioclasa) para los granitoides y otras rocas asociadas del área de estudio. Modificado de Le Maitre et al.(1989). Basado en el modelo de reacciones de cristalización hidratada de Beard et al.(2005), se propone una secuencia de cristalización para los granitoides circundantes a las pegmatitas, a partir de observaciones petrográficas y criterios texturales. La secuencia comienza con la cristalización de zircón junto con los núcleos de cristales

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zonados de plagioclasa, luego aparecerían apatito y plagioclasa más sódica que las anteriores. A partir de observaciones de biotitas dentro de anfíboles (Figura 2) se infiere que esta mica es anterior al anfíbol. Las fases tardías corresponden a cuarzo y feldespato potásico que se encuentra rellenando espacios e incluye gran parte de los minerales antes mencionados. Este orden de cristalización coincide con lo planteado por Creixell (2001) para rocas paleozoicas del batolito costero, sin embargo, las dos generaciones de anfíbolas reportadas por este autor no se logran reconocer en el presente estudio. Análisis geoquímicos indican que los granitoides estudiados caen en el campo sub-alcalino de acuerdo al diagrama TAS (Le Maitre et al., 1989) y con respecto al contenido de potasio serían rocas de alto K. Esto último marca una importante diferencia con los cuerpos intrusivos jurásicos estudiados por Suazo (2005) en la Cordillera de la Costa de las regiones del Maule y Biobío ya que éstos tienen una firma de medio K. El índice de saturación de alúmina (Al 2O3/CaO+Na2O+K2O) va desde 1,37 hasta 3,29 lo que indica composiciones peralumínicas. Diagramas Harker de variación de óxidos expresan correlaciones negativas con el SiO2 para el Al2O3, MgO, Fe2O3 y TiO2, mientras que para el K2O se observan correlaciones positivas.

Figura 2: A: Plagioclasa (Pl) y biotita (Bt) incluido dentro de un cristal de hornblenda en una monzodiorita de hornblenda y biotita del sector Cantera Quillón. B: Aplita en contacto con leucogranito de biotita con predominancia de microclina (Mc). 3 Pegmatita

Basado en observaciones de terreno como mineralogía, texturas y estructuras se propone un modelo de zonación mineralógica para la pegmatita del sector Poñén, la cual sería la única que presenta una estructura zonada simétrica, difiriendo de aquellas pegmatitas que presentan estructuras no zonadas como la de sector Vertientes, al sur de Poñén. Así, se definen las siguientes zonas (desde el borde del cuerpo hasta el centro): zona aplítica, zona de borde, zona intermedia exterior, zona intermedia interior, y zona de núcleo:

Zona aplítica: corresponde a la zona más externa de la pegmatita y representa la zona de contacto con la granodiorita hospedante (Figura 3). La aplita contiene granos finos de cuarzo, albita, biotita y feldespato potásico. Su espesor no es superior a los 6 cm.

Figura 3: Zona de contacto entre la granodiorita hospedante y la pegmatita. En el centro se observa la zona aplítica. Zona de borde: su mineralogía consiste en microclina, cuarzo tipo lechoso, plagioclasa tipo oligoclasa a albita y biotitas. Esta última mica se presenta en cristales euhedrales que pueden llegar a medir hasta 20 cm de largo. Análogamente los feldespatos potásicos (microclina) alcanzan medidas de hasta 13 cm. Esta zona abarca aproximadamente unos 8 m desde el contacto con el intrusivo hasta la zona intermedia externa y su estructura se mantiene relativamente bien preservada a diferencia de las otras zonas. Esto último se atribuye a la ausencia de otros filosilicatos como la muscovita. Zona intermedia exterior: se caracteriza por el aumento considerable en el tamaño de las biotitas hasta alcanzar magnitudes métricas. Entre los planos de biotitas (33%) ocurren intercrecimientos de cuarzo lechoso (23%) con feldespatos, tanto potásicos (16%) como plagioclasas (14%) y muscovita (10%) que aparece en el sistema. Este último mineral se presenta como agregados tipo books. Zona intermedia interior: Es la zona que comprende la mayor área dentro del sistema situándose en contacto con el núcleo de la pegmatita. Se caracteriza por su contenido en muscovita (45%), menor cantidad de biotitas con respecto a las zonas anteriormente descritas (10%) y por las texturas de intercrecimiento entre cuarzo y feldespato potásico tipo gráfica. Granates tipo almandino (Figura 4), andalusita y corindón permiten inferir el carácter alumínico de esta zona. La aparición de andalusita en pegmatitas es inusual debido al rango extremadamente pequeño de P-T° sobre la cual este mineral se desarrolla desde un magma granítico peralumínico.

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Además, tres variedades de cuarzos son reportados para esta zona: cuarzo lechoso subhedral, cristal de roca (Figura 4) y cuarzo ahumado (smoky quartz). Este último tipo de cuarzo estaría relacionado a la detección de minerales ricos en uranio (Collao et al., in press).

Figura 4: A la izquierda cristales de almandino dentro de una masa de cuarzo y feldespatos. A la derecha cuarzo tipo ‘cristal de roca’ Zona de núcleo: Corresponde a la zona central del sistema pegmatítico. Se compone de centros ricos en cuarzo lechoso masivo sin formas cristalinas desarrolladas. Estos núcleos de cuarzo se encuentran rodeados por halos muscovíticos (Figura 5) que representarían coronas de reacción.

Figura 5: Contacto entre la zona intermedia interior y la zona de núcleo. En la parte inferior derecha zoom de la zona más central de la pegmatita, donde se observa cuarzo lechoso masivo (Qtz) rodeado por una corona de reacción de muscovita (Ms). 4 Clasificación Černý y Ercit (2005) proponen nuevos modelos de clasificación, en el que combinan aquellas clasificaciones propuestas anteriormente e introduce nuevas condicionantes petrogenéticas para la génesis de pegmatitas graníticas. En este contexto la Pegmatita en estudio correspondería al tipo MSREL (Muscovita-Elementos raros) con anomalías de Be, Y, REE, U, Th, Nb, Ta y muy ricos en muscovita, biotita y almandino.

5 Discusiones La pegmatita Poñén representaría pulsos finales del magmatismo paleozoico de arco que forma gran parte del relieve de la Cordillera de la Costa del centro sur de Chile. Las observaciones petrográficas y geoquímicas coinciden en gran parte con estudios antes realizados en los intrusivos paleozoicos (Creixell, 2001) y marcan diferencias importantes con aquellos plutones jurásicos que afloran cerca de la localidad de Yumbel (Suazo, 2005). En la pegmatita se definen 5 zonas de acuerdo al contenido y abundancia mineral de cada una de ellas, paralelas al contacto con la granodiorita hospedante. La zona intermedia interior representa una zona más rica en Al con minerales como granate almandino, andalusita, corindón y gran cantidad de muscovita, lo que podría atribuirse a un pulso peralumínico menos contaminado en comparación a las zonas más externas (zonas aplítica, de borde, intermedia exterior). Por su parte, la zona de núcleo correspondería al residuo final denotado por centros ricos en cuarzo. Poñén correspondería al tipo de pegmatitas graníticas MSREL (Muscovita-Elementos raros). Esta clase de pegmatitas mantiene una posición generalmente ‘interior’ con respecto al granitoide hospedante (Černý y Ercit, 2005), lo que coincide con el mapeo realizado donde los principales afloramientos de pegmatitas se situán a varios km del borde del batolito. Agradecimientos Este trabajo fue financiado a través del proyecto DIUC 2090025036-1. Referencias Beard, J; Regland, P; Crawford, M. 2005. Using incongruent

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Age and Isotope geochemistry of zircon from the Lat e Paleozoic Coastal Batholith, central-southern Chile Katja Deckart 1,*, Francisco Hervé 1,2, C. Mark Fanning 3, Mauricio Calderón 1, Valeria Ramírez 1 1Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 2Escuela de Ciencias de la Tierra, Universidad Andrés Bello, Sazie 2315, Santiago, Chile 3Research School of Earth Sciences, The Australian National University, Canberra 0200, Australia *E-mail: kdeckart@cec.uchile.cl Abstract. The central-southern Coastal Batholith between latitudes 33°and 40° South is composed of calc-alkaline granitoids emplaced in a relative restricted time period. New SHRIMP U-Pb zircon ages on eight granitic-to-quartzdioritic rocks collected over a distance of 800 km yielded ages between 301 to 320 Ma, Late Carboniferous. Lu-Hf isotopic analyses on the same zircon grains have initial 176Hf/177Hf isotope ratios in a narrow range from 0.282427 to 0.282635 with εHf(i) values from +1.67 to -5.64. The δ18O ratios for the same zircon grains range from 6.4 to 8.6‰. These new isotope data point to a relative homogeneous source with prominent components of the continental crust. The calculated Mesoproterozoic model ages in addition to the short span of intrusive ages give insights to the position of the proto-Gondwana margin and the changing subduction mechanism at the end of late Paleozoic time. Keywords: Coastal Batholith, Palaeozoic, U-Pb, Lu-Hf and O isotope geochemistry 1 Introduction The central-southern Coastal Cordillera between latitudes 33°S and 40°S is composed of an accretionary metamorphic complex on the western side starting from 34°S, with the Coastal Batholith to the east between 33°S and 38°20’S, but at 40°S further stepping in board to within the Principal Cordilleran range (Figure 1). The Coastal Batholith is comprises calc-alkaline granitoids formed during late Paleozoic time, mainly between 319-282 Ma (Rb-Sr, K-Ar and U-Pb geochronology; e.g., Cordani et al., 1976; Hervé et al., 1976, 1988; Martin et al., 1999). This batholith constitutes a major morphologic feature of the proto-Pacific at the Gondwana margin. The aim of this study is to give new insights into the elongated Coastal Batholith through U-Pb gochronology, Lu-Hf and O isotope geochemistry on identical spots on zircon grains selected from distinct portions of the Coastal Batholith.

Figure 1. Late Paleozoic-Mesozoic Coastal Batholith and sample location.

342

2 Method and data presentation 2.1 Methods Zircon grains were separated from total rock samples using standard crushing, washing, heavy liquids, and paramagnetic procedures. The U-Th-Pb analyses were made using SHRIMP II at the Research School of Earth Sciences, The Australian National University, Canberra, Australia, following procedures given in Williams (1998, and references therein). Oxygen isotope analyses were made using the RSES SHRIMP II fitted with a Cs source and electron gun for charge compensation following methods described by Ickert et al. (2008). The oxygen isotope analyses were then made on exactly the same location used for the U-Pb analyses. Lu-Hf isotopic measurements were conducted by laser ablation multicollector inductively coupled plasma mass spectroscopy (LA-MC-ICPMS) using the RSES Neptune MC-ICPMS coupled with a 193 nm ArF Excimer laser; similar to procedures described in Munizaga et al. (2008). Laser ablation analyses were performed on the same locations within single zircon grains used for both the U-Pb and oxygen isotope analyses. All isotope analyses are undertaken at the Research School of Earth Sciences, The Australian National University, Canberra, Australia. 2.2 Data presentation Eight granite-to-quartzdiorite samples were collected from the northern (Quintay) to the southern (Lilhue) extent of the Coastal Batholith. Major element geochemistry shows a calc-alkaline character and a metaluminous to peraluminous composition. U-Pb SHRIMP II ages yielded a notably restricted age range throughout the Coastal Batholith.

18O‰

Hf i

CHUR4

5

6

7

8

9

10

-10 -8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10

FO1018

FO0938

FO0953

FO1008

FO0959

FO0954

FO1020

FO1099

Legend

mantle zircon = 5.3 ± 0.6 (2 )

Figure 2. εHf i versus δ18O presentation of late Paleozoic Coastal Batholith samples, central-southern Chile. The eight analysed zircon samples of distinct localities from the batholith indicate magmatic zircon crystallization ages from 300.8 ± 2.4 Ma to 319.6 ± 3.3 Ma without any geographical tendency. The initial 176Hf/177Hf isotope

ratios vary in a narrow range from 0.282427 to 0.282635. The corresponding εHf(i) values range from +1.67 to -5.64. The calculated crustal residence time indicate an overall Mesoproterozoic age. δ18O ratios for all sample sites also record a restricted range from 6.4 to 8.6‰ (Figure 2). 3 Discussion and conclusion The Coastal Batholith, extending from central to southern Chile was emplaced in a relatively short time period, from 301-320 Ma (Late Carboniferous). Along 800 km north-south length, during this ca.19 Ma, the isotopic character is remarkably homogeneous for the granitic to quartzdioritic lithologies. Following a magmatic quiescence in this area, of nearly 150 Ma, rather basic Jurassic intrusions occur in the northern study area. This younger Mesozoic to Cenozoic magmatism, also discernible in the southern Patagonian batholiths, is characterized to be very different from the late Paleozoic one; the former magmatism is described by a much broader age range and Hf and O isotopic variety (Hervé et al., 2007; Fanning et al., 2009). The very restricted isotope systematic from the late Paleozoic calc-alkaline magmatism suggests a common source with dominant continental crust components. The calculated crustal residence time on Hf isototopes is Mesoproterozoic pointing to an important portion of it in the formation of the late Paleozoic proto-Pacific marginal magmatism. Currently, Mesoproterozoic lithologies are recognized in northern South America, Africa and east Antarctica formally belonging to the Rodinia and Pangea supercontinents, giving important information for the paleogeographic position of the Gondwana margin. Furthermore, it is notable that the short life of the late Paleozoic active arc was most probably related to changes in subduction mechanisms by displacing or just turning off this vast active margin magmatism. Acknowledgements This work was financed through the Chilean Grant FONDECYT 1095099. We would like to thank J. Vargas and R. Valles at the Geology Department, University of Chile, for the zircon separation. References Cordani, U.; Munizaga, F.; Hervé, F.; Hervé, M. 1976. Edades

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344

Isotopos de Re–Os en Cromitas Masivas del área de L a Cabaña, Región de La Araucanía, Chile

Elkin M. Hernández Ríos 1, Fernando Barra 2, Richard Walker 3, Martin Reich 2 1Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 2Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (FONDAP-CEGA), Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 3Department of Geology, University of Maryland, College Park, Maryland 20742, USA E-mail: ehernandez@ing.uchile.cl Resumen. En la Cordillera de la Costa del centro-sur de Chile se han identificado dos dominios metamórficos definidos como la Serie Oriental y Serie Occidental. La Serie Oriental refleja condiciones de metamorfismo de baja presión y alta temperatura, mientras que la Serie Occidental condiciones de baja temperatura y alta presión. Las condiciones de formación de la Serie Occidental han sido objeto de varios estudios durante los últimos años, sin embargo las características mineralógicas y geoquímicas tanto de los cuerpos ultramáficos serpentinizados como de los espinelos crómicos asociados, permanecen pobremente estudiados. En el sector conocido como la Cabaña, al W de Temuco, IX Región se ha identificado la presencia de bloques de cromita masiva asociadas a dunitas parcialmente serpentinizadas. En este trabajo se presentan resultados preliminares de isótopos de Os en cromitas masivas con el propósito de determinar la composición isotópica de Os del manto superior durante el Carbonífero Tardío y Pérmico Temprano, como así también determinar los posibles efectos de la serpentinización sobre el sistema isotópico Re-Os en cromitas. Las relaciones 187Os/188Os en el área de estudio muestran un rango comprendido entre 0.12522 y 0.12710. Los datos obtenidos son similares a los obtenidos para cromitas de otros complejos ofiolíticos y posiblemente representan la composición isotópica del manto empobrecido. Palabras Claves: Cromita, Isotopos de Osmio, La Cabaña, Complejo Ofiolítico, Serie Occidental. 1 Introduccion Las serpentinitas son el vestigio más importante de la litosfera oceánica, y éstas en Chile, se encuentran principalmente asociadas a la Serie Occidental del centro-sur de Chile (Gonzalez-Bonorino, 1971). Recientes estudios, han reportado las características petrológicas, mineralógicas y estructurales del basamento metamórfico, en particular de esquistos micáceos y metabasitas (Willner et al. 2004, 2005), sin embargo del origen y evolución de los cuerpos ultramáficos serpentinizados, distribuidos en la Serie Occidental no se tiene mayor información a excepción de reportes efectuados por SERNAGEOMIN durante los años 70 dentro de un marco de un programa de exploración y a algunas memorias de titulo (Alvarez, 1968; Vergara, 1970; Guzman, 1977; Alfaro, 1979; Barra, 1996). El área de La Cabaña, cerca de la localidad de Carahue, IX

Región, fue estudiada inicialmente por Vergara (1970), el que identificó la presencia de cromitas tanto diseminadas como en podos en el sector de Lavanderos. Posteriormente, Alfaro (1980) reporta los primeros análisis químicos de las cromitas de Lavanderos. Por otra parte, Barra (1996) reporta la presencia de bloques y fragmentos de cromita masiva (cromitita) dispersos en el sector de Centinela. Las cromitas de ambos sectores (Lavanderos y Centinela) fueron caracterizados desde un punto de vista mineralógico y químico por Barra et al. (1998). Finalmente, Höfer et al. (2001) realiza estudios estructurales en La Cabaña y Galdames et al. (2010) estudia las inclusiones de platinoides en las cromitas masivas de Centinela, identificando inclusiones primarias compuestas principalmente de aleaciones de Ir, Os y Ru. En esta contribución presentamos los primeros resultados preliminares de isotopos de Os en un podo de cromita de Lavanderos y en 3 muestras de cromitita masiva de Centinela. El propósito de este estudio es determinar la composición isotópica de Os en el manto superior durante el Carbonifero Tardio – Pérmico Temprano en el margen oeste de Gondwana, y determinar en lo posible los efectos de la serpentinización en el comportamiento del sistema Re-Os en cromita. El potencial del sistema isotópico Re-Os radica en el comportamiento de estos elementos durante la fusión parcial del manto. El Re es un elemento traza moderadamente incompatible, mientras que el Os es altamente compatible durante la mayoría de los escenarios de fusión parcial del manto (Morgan et al. 1976). Este comportamiento durante fusión parcial permitiría la discriminación de diferentes reservorios corticales o mantélicos involucrados en el proceso de formación de minerales y/o rocas. En particular, los espinelos crómicos ya sea como una fase accesoria en rocas ultramáficas o bien conformando cromititas, se caracterizan por presentar una razón de Re/Os muy baja y una elevada concentración de Os (Walker et al., 2002), y en consecuencia la cantidad de Os radiogénico generado por decaimiento de Re es despreciable (Walker et al., 2002).

345

2 Geología Regional A lo largo de la costa del centro–sur de Chilebasamento metamórfico que está dividido en dos o dominios metamórficos: Serie OrientalOccidental (Gonzalez-Bonorino, 1971; Aguirre 1972). La Serie Oriental está constituida por metagrawacas, metapelitas y rocas corneascondiciones de metamorfismo de alta temperatura y baja presión, mientras que la Serie Occidentalpara éste trabajo, consta de metabasitas, esquistos micáceos y en menor medida serpentinitasserie se le atribuyen condiciones de metamorfismo de baja temperatura e intermedia – alta presión.

Figura 1. Mapa geológico simplificado del la Cordillera de la costa centro-sur de Chile, indicando la ubicación de La Cabaña. La Serie Oriental podría representar usedimentario de un margen pasivo, que existió Devónico (Willner et al., 2005), mientras que Occidental está caracterizada por metabasitas conafinidad toleítica (Hervé et al., 1976), y cuya asociación petrotectónica, en la cual se incluyen serpentinitas, estaría asociada a corteza oceánica acrecionada al continente durante el Permo–Triásico (Hervé conformando entonces un prisma de acreción fósil

de Chile, aflora el dividido en dos unidades

Oriental y Serie Bonorino, 1971; Aguirre et al.,

constituida por as, representando

condiciones de metamorfismo de alta temperatura y baja a Serie Occidental, de relevancia

etabasitas, esquistos erpentinitas. A esta última

atribuyen condiciones de metamorfismo de baja

Mapa geológico simplificado del la Cordillera de la sur de Chile, indicando la ubicación de La Cabaña.

podría representar un relicto sedimentario de un margen pasivo, que existió durante el

mientras que la Serie metabasitas con una

y cuya asociación , en la cual se incluyen serpentinitas, estaría

asociada a corteza oceánica acrecionada al continente et al., 1976)

conformando entonces un prisma de acreción fósil.

2.1 Geología Local La geología del área La Cabaña representada por esquistos micámuscovita, cuarzo, albita y cuarzo, esquistos verdes (metabasitas) cuya composición consta dealbita, epidota, clorita, actinolita y 1998; Hofer et al. 2001). La localidad de La Cabaña comprende Lavanderos y de Centinela. En Lavanderos se reconocenesquistos micáceos intercalados con esquistos verdes y cuarcitas, que corresponden a la roca caja para una serie de filones serpentiníticos, donde el principal tiene una potencia de 35m y 200m de largo y una orientación NNE(Vergara, 1970). Estos filones se encuentran completamente alterados a serpentina cuales se observa la presencia de cromita en lentesde pequeño tamaño además de en diseminacigruesas. La cromita de Lavanderos presenta por lo general un borde de mayor reflectividad en relación al centro del cristal y que corresponde a un borde de alteración de ferricromita (Barra et al., 1998). Este borde se caracteriza por un contenido mayor de Fe y menor contenido de Al, Cr y Mg en relación al núcleo de cromita. Este borde se caracteriza además por presentar abundantes inclusiones de silicatos y algunas inclusiones de sulfuros En Centinela la roca caja de los cuerpos serpentiníticos está representada fundamentalmente micáceos. Las rocas ultramáficas serpentinizadasabundante mineralogía relicta del tipo olivino, por lo que elprotolito probablemente corresponde a grado de serpentinización es variable, alcanzando entre 30 a un 100%. La cromita se observa en estos cuerpos ultramáficos serpentinizados en forma accesoria (<5%),diseminados y alterados en diverso grado a magnetita. La cromita se presentacromita masiva (>95% cromita) de diverso tamaño y que se distribuyen de forma aleatoriabloques presenta una alteración incipiente a ferricromitaLa matriz de estas cromititas se encuentra alterada a kämmererita (clinocloro rico en Cr). 3 Resultados y Discusión Tres muestras de cromitita de Centinela y una muestra de cromita masiva de un podo en Lavanderos fueron analizadas por Re-Os en la Universidad de MarylandUSA. Los resultados preliminares obtenidos la razón 187Os/188Os entre 0.12522 y 0.12710 con un promedio de 0.12652 y una desviación estándar de ±0.0008. Este valor promedio es un composición estimada para el Manto Superior Primitivo (PUM) correspondiente a 0.1296 ±

l área La Cabaña esta básicamente áceos conformados por

muscovita, cuarzo, albita y cuarzo, intercalados con esquistos verdes (metabasitas) cuya composición consta de

ctinolita y biotita (Barra et al.,

comprende el sector de . En Lavanderos se reconocen

esquistos micáceos intercalados con esquistos verdes y roca caja para una serie de

donde el principal tiene una potencia de 35m y 200m de largo y una orientación NNE

. Estos filones se encuentran completamente alterados a serpentina (antigorita) y en los

romita en lentes y podos en diseminaciones finas a

La cromita de Lavanderos presenta por lo general un borde de mayor reflectividad en relación al centro del

un borde de alteración de Este borde se caracteriza

por un contenido mayor de Fe y menor contenido de Al, Cr y Mg en relación al núcleo de cromita. Este borde se

abundantes inclusiones de silicatos y algunas inclusiones de sulfuros.

roca caja de los cuerpos serpentiníticos fundamentalmente por esquistos

rocas ultramáficas serpentinizadas contienen del tipo olivino, por lo que el

corresponde a una dunita. El grado de serpentinización es variable, alcanzando entre 30 a un 100%. La cromita se observa en estos cuerpos ultramáficos serpentinizados en forma accesoria (<5%),

alterados en diverso grado a ferricromita y/o se presenta además en bloques de

de diverso tamaño y que de forma aleatoria. La cromita en estos

bloques presenta una alteración incipiente a ferricromita. se encuentra alterada a

(clinocloro rico en Cr).

Tres muestras de cromitita de Centinela y una muestra de cromita masiva de un podo en Lavanderos fueron

Os en la Universidad de Maryland,

obtenidos indican un rango de entre 0.12522 y 0.12710 con un

promedio de 0.12652 y una desviación estándar de es un 2.3% más bajo que la

composición estimada para el Manto Superior Primitivo correspondiente a 0.1296 ± 0.0008 (Meisel et al.,

346

2001). Las concentraciones de Os por su parte varían en un amplio espectro de 3.854 a 20.84ppb. Esta gran variación puede explicarse por el “efecto pepita”, en la cual el Os se encuentra formando microinclusiones distribuidos aleatoriamente en el cristal de cromita y por ende hay zonas (o granos de cromita) con distinta concentración de Os (y PGEs). Los resultados obtenidos son similares a los obtenidos para cromtitias de otros complejos ofiolíticos (Walker et al., 2002). Agradecimientos Este trabajo es una contribución al Proyecto Fondecyt #1110345. Referencias Aguirre L., Hervé F.,Godoy E.. 1972. Distribution of metamorphic

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347

The transition to alkaline magmatism in Patagonia d uring the Miocene, a new petrogenetic interpretation Cristóbal Ramírez de Arellano 1*, Benita Putlitz 2 and Othmar Müntener 2 1 SERNAGEOMIN, Av. Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile 2 Institute of Mineralogy and Geochemistry, University of Lausanne, Switzerland *E-mail: ramirez.andes@gmail.com Abstract. The increase of alkalis, the vanishing of negative anomalies of high field strength elements and the decrease of Ba/Nb ratios in certain granitic intrusions, pre-date the collision between the western margin of southern South America and the Chile spreading ridge by about 1 Ma at different latitudes. These chemical trends are indicative of a subtle influence of slab derived components, indicating a transition from calc-alkaline to more alkaline magmatism. To interpret these trends, previous models argue for a relationship with the opening of the slab window due to subduction of the Chile ridge. Here we propose an alternative scenario and suggest that this transition is caused by decreasing degree of mantle melting due to early dehydration of the subducted slab in the fore-arc region as a consequence of the high temperatures of subducting young oceanic crust. Keywords: Miocene, Patagonia, alkaline magmatism, ridge subduction 1 Introduction There are several studies which argue for a direct relation between the magmatism in Patagonia and the subduction of the Chile spreading ridge and the opening of a slab window (e.g. Gorring et al. 1997, D’Orazio et al. 2004, Russo et al. 2010). However, the mechanism and the petrogenesis to interpret the available geochemical and geochronological data are still matter of discussion. Studies discussing the effects of ridge subduction focused on Cenozoic plateau lavas (Ramos and Kay 1992, Gorring et al. 1997, Gorring and Kay 2001, D’Orazio et al. 2004, Guivel et al. 2006); and only few authors emphasized the similarities between the Patagonian plateau basalts and some of the Miocene granitic intrusions (Leuthold et al. 2012a, Welkner 1999, Michael 1984). Such similarities are crucial to establish a new petrogenetic-tectonic model, since the Miocene plutons represent the link between the calc-alkaline magmatism, related to the Patagonian batholith, and the alkaline plateau basalt in the retro-arc. Some of the granitic intrusions, and some of the plateau basalts pre-date the opening of the presumed slab window. This represents one of the major problems for the previously proposed models, which argue that the alkaline magmatism originated in the sub-slab mantle. In this work we analyze the geochemical trends during the

transition from calc-alkaline to alkaline magmatism to present a new petrogenetic model, which propose that this transition responds to lower degrees of mantle melting due to an early dehydration of the slab. 2 The Miocene magmatism of Patagonia 2.1 Arc related calc-alkaline magmatism The Mesozoic to Cenozoic Patagonian Batholith was formed by the amalgamation of subduction-related calc-alkaline plutons, which can be interpreted as the root of a long lived volcanic arc (Weaver et al. 1990; Bruce et al. 1991, Pankhurst 1999, Hervé et al. 2007). Geochronological data of the Southern Patagonian Batholith (47°S to 53°S) indicates a reactivation of the magmatism in the Miocene after a period of quiescence during the Paleogene. Miocene magmatism occurs between 25 Ma and 18 Ma (Hervé et al. 2007), showing a trend of younger ages to East (Ramírez de Arellano et al. 2012). This trend continues to the East and correlates with the Chaltén Plutonic Complex (49°S) and Torres del Paine external gabbros (51°S), dated at 16.9 Ma and 16.8 Ma respectively, suggesting arc migration between 20 Ma and 17 Ma (Ramírez de Arellano et al. 2012). At 47°S, the Zeballos volcanic sequence (17 Ma) is also located to the East of the batholith (Boutonnet et al. 2010, Espinoza et al. 2010), however, they present higher K concentration, which can imply a different petrogenesis. The end of calc-alkaline magmatism is marked by the emplacement-eruption of a series of rocks with high Sr contents and a steep REE pattern, between 14.5 to 11.4 Ma (Ramos et al. 2004). These authors interpreted these rocks as adakites, generated by the melting of the western edge of the Nazca plate. 2.2 The alkaline magmatism After the emplacement of the Patagonian “adakites”, approximately 2 Ma prior to the collision of the Chile ridge, the main magmatic activity remains East of the batholith and becomes more alkaline as evidenced by the intrusion of transitional to alkaline plutons like Torres del Paine (12.5 Ma; 51°S; Michel et al. 2008; Leuthold et al., 2012a), San Lorenzo (6.6 Ma; 47°S, Welkner 1999), Las Nieves plutons (3.2 Ma; 46°30’S; Suárez et al. 2000) and

348

the plateau basalts (12 Ma – 2 Ma; 47°S - 49°S; e.g. Ramos and Kay 1992). On the basis of geochronological and geochemical data from Patagonian plateau basalts, two main periods of volcanism can be distinguished: a voluminous moderately alkaline late Miocene to early Pliocene (12-7 Ma) main-plateau sequence, and a less voluminous highly alkaline (OIB like signature) Pliocene to Pleistocene (5 – 2 Ma) post-plateau sequence (Gorring et al. 1997). The post-plateau lavas have been associated with slab window magmatism (Gorring et al. 2003), whereas the origin of the main-plateau lavas remains controversial. Previous studies described some similarities in terms of trace elements between the plateau basalts and certain of the Miocene granitic intrusions such as San Lorenzo (Welkner 1999) and Torres del Paine (Leuthold et al. 2012b, Michael 1984). However, the relation between these alkaline plutons and the plateau basalts had never been fully explored. 3 Geochemical trends The increase of alkali elements in magmas has been attributed to different mechanism such as (1) concentration of mobile elements due to low degree of mantle melting or (2) melting of a metasomatized mantle (e.g. Pilet et al. 2008). The depletion of high field strength elements (HFSE) relative to large lithophile elements (LILE) in igneous rocks has been classically used to discriminate tectonic environments. An early fractionation of Fe-Ti oxides and hornblende in hydrous magmas is supposed to be one of the major factors controlling depletion of HFSE in arc related magmas (e.g. Gill 1981). The increase of LILE is attributed to the recycling of terrigenous and/or pelagic sediments, which are incorporated into the mantle wedge due to subdution of sediments (e.g. Plank & Langmuir 1998). Slab derived components including H2O are assumed to be the main responsible of mantle wedge melting above subduction zones. Such melts would be generated by dehydration of oceanic crust and flux melting of subducted sediments (e.g. Hermann and Rubatto 2009). In this sense the ratio between LILE and HFSE, such as Ba/Nb, can be used to estimate the influence of slab derived melts in the generation of magmas. Water rich arc magmas have moderate alkali contents, and high Ba/Nb ratios (> 40), whereas dry intraplate magmas are usually richer in alkalis with lower Ba/Nb ratios (<40). Miocene calc-alkaline plutons from the Patagonian Batholith and those located to the East of the batholith, such as the Chaltén Plutonic Complex and Torres del Paine external gabbros have a medium K-calc-alkaline signature with an strong HFSE negative anomaly and high Ba/Nb ratios (>40). Alkaline plutons, like Torres del Paine, San Lorenzo and Las Nieves have a subtler negative anomaly of HFSE and lower Ba/Nb ratios (15-40) relative to the

previously intruded calc-alkaline plutons (Leuthold et al. 2012b, Sánchez 2009, Welkner 1999, Michael 1984). The trace element signature of these plutons (Leuthold et al. 2012b) is similar to the signature of Patagonian main-plateau basalts which present Ba/Nb ratios between 10 and 40 (Gorring et al. 1997, Gorring and Kay 2001, D’Orazio et al. 2004, Guivel et al. 2006). The increase of alkalis in the Miocene plutons and in the main-plateau basalts is accompanied by increasing absolute abundances of incompatible trace-elements (LILE and light rare earth elements) with respect to the older calc-alkaline rocks, suggesting lower degrees of mantle melting. In general terms these chemical trends indicate a transition from arc-related calc-alkaline magmatism to more alkaline magmatism as represented by the Patagonian post-plateau basalts, with Ba/Nb ~ 10±3 (Gorring et al. 2003). 4 Petrogenetic interpretations 4.1 Previous models To explain this chemical evolution previous studies have focused on the chemistry of Cenozoic plateau basalts and its chronological coincidence with the subduction of different segments of the Chile ridge. Based on K/Ar data it has been proposed that these basalts are not necessary related to the subduction of the Chile ridge (Charrier et al. 1979). In contrast, Ramos and Kay (1992), Gorring et al. (1997), Gorring and Kay (2001) and Guivel et al. (2006) proposed different models that suggest the mixing of magmas derived from the sub-slab region with normal arc related magmas. A tentative correlation between the position of the slab-window and position and age exists for the post-plateau basalts (e.g. Russo et al. 2010), but the important problem is that the main-plateau lavas erupted before the opening of the presumed slab window. At latitudes of ca. 49°S, Ramos & Kay (1992) and Gorring et al. (1997) proposed a model where sub-slab magmas flowed around the trailing edge of the descending Nazca plate. These magmas interact with the oceanic crust (thermal erosion) resulting in an intermediate composition between OIB-type and arc-related magmas. Based on Ar/Ar geochronology at ca. 47°S, near the present position of the Chile triple junction, Guivel et al. (2006) noted that the time differences between the eruption of the plateau basalts and the opening of the slab window increases to the North. These features led these authors to propose a slab-tear model, where slab-tear pre-dates the subduction of the Chile ridge . 4.2 A new petrogenetic model With the intrusion of Torres del Paine 12.5 Ma ago,

349

transitional to alkaline magmatism starts about 1 to 2 Ma prior to subduction of the different segments of the Chile ridge at its respective latitudes. The decreasing Ba/Nb ratios and the weakening of the HFSE anomalies indicate that the influence of slab derived components is decreasing. The end-member of this transition are the alkaline post- plateau basalts, which indicate a low degree of mantle melting in an intraplate environment. We propose that the transition from calc-alkaline to alkaline magmatism does not require sub-slab (or slab window) magmas. The way to produce high volume of magmas, like the main-plateau lavas, is via hydrous melting of the mantle wedge. The higher alkalis and absolute abundances of incompatible elements observed in the Miocene transitional to alkaline intrusions and in the main-plateau basalts with respect to older calc-alkaline rocks suggest lower degrees of mantle melting, but still indicating the presence of slab components. We think that this transitional signature reflects a decrease of fluid-rich slab-derived components to the sub-arc mantle wedge. The decrease of slab components in the mantle wedge might have its origin in the thermal structure of the subducting slab. The high temperature causes the slab to dehydrate already in the fore-arc and consequently dehydration and hydrous melting of subducted sediments will be less effective to release a slab component to the (sub-arc) mantle wedge. This in turn results in lower degrees of mantle melting and progressively less arc-related components. References Boutonnet, E.; Arnaud N.; Guivel, C.; Lagabrielle, Y.; Scalabrino, B.;

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350

Mississippian extensional volcanism along the western margin of Gondwana: geochemical and isotopic constraints from the central Andes of Argentina. Federico Martina1*, Ricardo A. Astini1, William Manton2, Robert J. Stern2

1 Laboratorio de Análisis de Cuencas, CICTERRA, CONICET-Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba X5016GCA, Argentina. 2 Geosciences Department, University of Texas at Dallas, Richardson, Texas 75083-0688, USA *E-mail: fmartina@com.ucnor.edu Abstract. The southern Puna region in NW Argentina records a major volcanic event of Mississippian age. New geochemical data suggest the presence of basalts, trachytes and rhyolites with high total alkali content in the basic and intermediate rocks. LILE content is usually high and REE show LREE-enriched patterns with negative Eu anomalies in the most differentiated rocks. Basalts show HREE depletion suggesting a garnet-bearing mantle source. The Nd isotopic data indicate a depleted mantle source for basalts. The trachytes and rhyolites record varying degrees of crustal contamination but always with contribution from mantle materials. In addition, none of the samples shows evidence of subduction. These data are more compatible with an extensional setting and contrast with observations in Peru and Patagonia. The difference may be explained by changes in the geometry and physical properties of the downgoing slab. According to literature this segment of the Andes coincided with the alleged collision of Chilenia in the Middle Devonian which could have triggered the extension and resulting asthenospheric upwelling by rollback of the Chilenia lithosphere. Keywords: Mississippian, volcanism, extension, southern Puna 1 Introduction The western margin of South America is a classic example of an accretionary orogen. Throughout its protracted history alternating periods of extension and compression are recorded (Haschke et al., 2006). Extensional accretionary orogeny occurs when coupling between the two plates is low (Collins, 2002). Magmatism is a useful tool for identifying older extensional events. NW Argentina preserves a major magmatic event of Mississippian age whose origin is discussed (e.g., Grosse et al., 2009; Dahlquist et al., 2010; Martina et al., 2011). This contribution presents new geochemical and isotopic data for Mississippian volcanic rocks exposed in the southern Puna region. The studied section is located in Las Peladas area (27 º 01'54 "S - 67 º 04'16" W) where Mississippian volcanics are ~1500 m thick. A rhyolite sample provided a U-Pb zircon age of 336 Ma (Martina and Astini, 2009). The base of the section is not exposed but 20 km further south the volcanic succession rests directly on basement rocks. The top is covered by Early

Pennsylvanian diamictites widely recognized in central-western Argentina. 2 Results The SiO2 content of the volcanic rocks ranges from 43.6% to 79.8% with gaps between 49.4-57.7% and 64.8-72.6% suggesting a basalt-trachyte-rhyolite composition. Total alkali content is usually high except for rhyolites which plot in the subalkaline field. Shand’s index shows the basalts to be metaluminous whereas rhyolites are peraluminous and trachytes plot next to the peralkaline field. Basalts show high Fe2O3 and TiO2 contents and relatively low Mg number, typical of evolved magmas. Low Ni and Cr concentrations are also consistent with this interpretation and could indicate the fractionation of olivine and clinopyroxene, respectively. Basalt samples show high lithophile elements (LILE) content and slight negative Th and Sr anomalies. The trachytes and rhyolites are also LILE-enriched but they have pronounced negative Ba, Sr, P and Ti anomalies. Some trace elements diagrams (e.g., Nb-Ta; Zr-Hf, YbN-CeN) show colinear relationships between basalts and trachytes suggesting a source or parental magma with the same trace element ratios. The rare earth element (REE) patterns are LREE-enriched with negative Eu anomalies in the most differentiated rocks suggesting plagioclase fractionation during the early stages of crystallization. Heavy REE depletion (SmN/YbN > 2) observed in basalts suggests a garnet-bearing mantle source. This interpretation is consistent with the obtained isotopic data. Basalt samples have εNd(t) values ranging from +2.5 to +3.8, with an average of +3.1 while trachytes and rhyolites show slightly lower εNd(t) average values of +2.2 and 0 respectively. This suggests crustal contamination for the more felsic rocks. However, the obtained isotope values are higher compared with the basement of western Gondwana which shows strongly negative εNd values. Calculated Nd model ages (TDM) range from 0.68 to 1.1 Ga and also more crustal contamination or melting of old crust to form felsic magmas. In contrast, Sr isotope data appear to have been thermally reset as suggested by a younger isochron and unrealistic 87Sr/86Sr ratios observed in felsic rocks.

351

3 Discussion and conclusions The geochemical and isotopic data presented here point to a depleted mantle source for the basalts and probably also for the trachytes suggesting a cogenetic origin. The rhyolites and trachytes record varying degrees of crustal melting but always with a contribution from mantle materials. In addition, none of the samples shows evidence of subduction confirming an extensional origin for the Mississippian volcanics, as previously suggested (Martina et al., 2011). The contemporaneous development of rift-type basins and marine successions immediately south of the study area are consistent with this interpretation (Astini et al., 2011). This scenario is also consistent with the presence of Mississippian A-type granites exposed hundreds of kilometers to the east within the foreland region (Dahlquist et al., 2006; 2010). The proposed extensional tectonic setting contrasts to what happened to the north and south in Peru and Patagonia, where the Mississippian magmatism shows evidence of subduction (Pankhurst et al., 2006; Chew et al., 2007; Mišcović et al., 2009). Different stress conditions along convergent margins are usually explained by variations in the geometry and physical properties of the downgoing slab (e.g., Martinod et al., 2010). The studied segment of the Andes coincides with the alleged Chilenia terrane collision during the Middle Devonian (390 Ma), which could have interrupted subduction (Willner et al., 2010). In this context, intracontinental extension suggested by the trimodal volcanism and associated rift basins is thought to result from progressive tilting of Chilenia plate after accretion followed by asthenospheric upwelling into the opening mantle wedge. Subduction would have restarted westward at ~340 Ma and consequently the installation of a new compressive stage (Willner et al., 2009). These new stress conditions are represented in Argentina by the foreland successions of the Pennsylvanian Paganzo basin. References Chew, D.M., Schaltegger, U., Košler, J., Whitehouse, M.J., Gutjahr,

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352

An example of the use of the Sm/Nd isotopes: The (U ltra-) Mafic complexes of the Sierras de Córdoba (Argentin a) André Steenken* 1, Mónica G. López de Luchi 2, Klaus Wemmer 3, Siegfried Siegesmund 3 1) Universidad de Concepción, Ciencias de la Tierra, 4070120 Concepción, Chile, 2) Instituto de Geocronología y Geología Isotópica, INGEIS, Pabellón INGEIS, Ciudad Universitaria, 1428 Buenos Aires,

Argentina 3) Geoscience Centre of the University of Göttingen, Department of Structural Geology and Geodynamics, Goldschmidtstr.

3, 37077 Göttingen *E-mail: asteenken@udec.cl Abstract. The Eastern Sierras Pampeanas (Argentina) were attributed to the Ediacaran to early Cambrian Pampean orogen. The Sierras de Córdoba constitute a unit of igneous and low to high grade metamorphic para- and orthogneisses, marble, amphibolites and ultramafic-mafic rocks, which underwent local partial melting processes that lead to migmatitization. Mafic and ultramafic rocks that were in part interpreted as ophiolites, were separated into a eastern and western belts. Two types of Pampean related mafic rocks are recognized: one with a depleted mantle signature and LREE depleted sources that could indicate a stage of ocean crust formation and another younger group with an enriched mantle signature, which is associated with the peak of metamorphism. Keywords: Sierras de Cordoba (Argentina), Ophiolitic sequences, Geochemistry, Sm/Nd isotopes Introduction The Sierras de Córdoba which are made of a series of north-south mountain chains, comprise polyphasially deformed late Precambrian to early Palaeozoic metamorphic rocks and Ediacaran to early Palaeozoic granitoids, imbricated by contractional middle Ordovician-Silurian and late Devonian-Carboniferous ductile shear zones. The polymetamorphic complexes are organized in a series of lithological and structural domains (Fig. 1): Sierra Chica (SCH), Sierra Grande (SG) and Sierra de Comechingones (SCM) separated by ductile shear zones and mafic and ultramafic rocks (Siegesmund et al., 2009 and references therein). The domains are characterised by Ediacarian sedimentation and Cambrian deformation, magmatism and metamorphism with a more restricted Ordovician magmatic event (Rapela et al. 1998, Siegesmund et al. 2009) and voluminous intrusions of Devonian granitoids. Mafic-ultramafic units which trend N350º to 40º and dip between 50º-70º E were separated into an eastern belt in the SC and a western belt in the SG (Escayola et al. 1996). Some of these belts were interpreted as ophiolites (Mutti 1987, Escayola et al. 1996).

Location and composition of the (ultra-) mafic belts

The eastern (ultra-) mafic belt extends from Ischilin in the north to Embalse Río Tercero (Fig. 1) in the SC and runs along an important deformation zone (Escayola et al. 2007). The main outcrops are Loma Negra, Bosque Alegre, Santa Cruz, Mina Ada, Cerro Sapo, La Cocha. The NNO-SSE trending eastern belt is emplaced in medium- to high-grade amphibolites, marbles, schist and gneisses and is concordant with the host rocks structures. Common rocks of the belts are lherzolite with interlayered websterite and subordinate harzburgite, abundant pyroxenite and gabbros. Those units were interpreted as an ensialic back-arc basin with low degree of partial melting (Escayola et al. 2007). The western (ultra-) mafic discontinuous belt runs along ~300km and is emplaced in a sequence of high grade metapelites-metagreywackes. The outcrops extend from the northwestern sector of the San Carlos Massif (Fig. 1), i.e. the El Talco deposits down to the Los Permanentes in the south where the main outcrops of chromite deposits are located. From north to south the main outcrops are Los Congos, la Bélgica, La Mabel and Los Guanacos, Resistencia, El Destino, 12 de Noviembre y Los Permanentes. The ultramafic outcrops are made up by harzburgites which were metasomatized by intrusive basaltic dykes that in part convert them into impregnated peridotites and dunite (Escayola et al. 2007).

The mafic intrusive rocks are relatively rare in the Sierras de Córdoba, with the best known occurrences located in the southern SCM (Chincarini et al. 1998; Otamendi et al. 2003, 2004), where they consist of small plutons and dikes of gabbro, gabbronorite, ferrogabbro, and ferrodiorite. Geochemical studies indicate that such rocks are transitional to alkaline in character showing closest affinity with ocean-island basalts (Tibaldi et al., 2008) Escayola et al. (2007) presented a Sm-Nd isochron age of 647 ± 77 Ma (2σ) for basalt and gabbro dikes, pyroxenites, and impregnated peridotites of the western ultramafic belt. The εNd(initial time [T]) value of +5.2 is consistent with an oceanic or backarc origin for the ophiolite sequence .

353

Sm/Nd isotope data of the (ultra-) mafic rocks

Sm/Nd isotopes and Nd model ages of whole rock samples give the crustal residence age, i.e. the TDM age corresponds to the actual mantle separation age of the crustal material (Patchett, 1992). However, in case of igneous rocks directly derived from the mantle, as it can be expected for the (ultra-) mafic rocks, the TDM model age could be close to the crystallization age if the rocks were stabilized over a time period of up to 100 Ma (Patchett, 1992) and thus provide the age of formation of the rock. Our own data base for the mafic rocks was combined with data from Escayola et al (2007), Brodtkorb et al. (2005), Rapela et al (1998), Pankhurst et al (1998).

Figure 1. The geology of the Sierras de Córdoba including the mafic and ultramfic outcrops. In the western belt there are (1) El Talco, (9) Atos Pampa (i.e. Los Congos, La Bélgica, La Mabel), (10) Los Guanacos, (11) Resistencia, El Destino, 12 de Noviembre and (12) Los Permanentes. In eastern belt the outcrops are (6) Loma Negra, (6) Bosque Alegre, (8) Santa Cruz, (8) Mina Ada, (5) Cerro Sapo, (7) La Cocha.

Sm-Nd results for the mafic-ultramafic rocks are hetero-geneous which is evident from the wide range in Sm/Nd isotopic compositions, with εNd(540 Ma) ranging from −6.37 to +7 and 147Sm/144Nd ranging from 0.09 to 0.3. Consequently an ample range of TDM ages were calculated.

Rocks of the Eastern belt can be separated in two groups mafic rocks with a depleted mantle signature with εNd(today) around 11 εNd(540 Ma) 6 - 8.5 and positive fSm/Nd (SCH1) and another more variable group located in the northern sector in which amphibolites are characterized by negative εNd(today), positive εNd(540 Ma) (except for one) and negative fSm/Nd (SCH2). Calculation of TDM2 following the 2 stages model yielded an age of 560 - 570 Ma for SCH1 whereas older TDM ages are indicated by the rest of the rocks.

In the Sierra de Comechingones portion of the western belt two groups can be recognized. SCM1 similar to SCH1 which also includes serpentinites and basaltic dykes in which εNd(today) can be higher or lower than the present depleted mantle or and another group SCM2 similar to SCH2 made up by the gabbros like Intihuasi, Suya Taco, Sol de Mayo in which the εNd(today) values are significantly lower than that of the contemporary depleted mantle. If the serpentinites, and peridotites are discarded due to the complex process involved in their genesis, the remaining primitive rocks of the SCM1 yielded TDM2 ages of 600-700 Ma which agrees with the WR Sm-Nd isochron age calculated for the ophiolite complex of the western belt (Escayola et al. 2007). It is remarkable that two samples from the area of Los Túneles in the western sector of the SG also yielded TDM2 ages around 620 Ma.

The TDM ages of rocks with a depleted mantle signature (which follows the path of the model depleted mantle) may suggest formation of oceanic crust ca. 600-700 Ma along the central part of the present eastern slope of the Sierras Grande and Comechingones. In the Sierra Chica formation of oceanic crust could have been active up to 560 Ma.

Uncertainties concerning the crystallization age only allow to speculate that rocks of the SCM mafic complexes with εNd(540 Ma) higher than the contemporaneous depleted mantle value could indicate that the original liquid was very primitive and derived from a LREE-depleted source. Alternatively, the original peridotite protolith could have lost LREE elements during selective metasomatism.

Tibaldi et al (2008) proposed that the metasomatic enrichment required for OIB-like magmatism represented by the mafic complexes of SCM was caused by low-degree partial melting of progressively younger and warmer subducted oceanic lithosphere at the Pampean convergent margin, and that subsequent melting of the overlying enriched mantle wedge produced OIB magmas. Older TDM and lower εNd(540 Ma) values for these mafic rocks might reflect an enriched signatures and/or a longer crustal residence time (Arndt and Goldstein, 1987). Data indicate youngering of TDM coupled with increase of the εNd(540 Ma). Gabbros of the SCM have εNd(540 Ma) values significantly below that of the contemporary depleted mantle and were probably derived from the sub-continental lithospheric mantle.

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Petrografía y geoquímica de los xenolitos mantélico s del volcán Auvernia (Plioceno-Pleistoceno), Provincia d e Santa Cruz, Patagonia Argentina Manuel Vásquez*1, Manuel Schilling2*, Diego Morata 1 1 Departamento de Geología, Universidad de Chile, Santiago, Chile 2 Servicio Nacional de Geología y Minería de Chile * E-mail: manuvasq@ing.uchile.cl Resumen . Se analizan muestras de 21 xenolitos mantélicos obtenidos de las coladas de lava del volcán Auvernia, ubicado sobre el Macizo del Deseado. Los xenolitos son clasificados como 14 lherzolitas, 6 hazburgitas y una wherlita, asociados a la facies de espinela y con pertenencia al grupo 1B de lherzolita rica en Cr-Diópsido, con textura protogranular predominante. En base a la petrografía y química de roca se definen tres grupos. Grupo: 1 no presenta spongy rims en clinopiroxenos. Grupo 2: presenta spongy rims y mayores contenidos de CaO, Na2O y TiO2 en relación al grupo 1. Grupo 3: corresponde a la wherlita y presenta los valores más altos de CaO, Na2O y TiO2, junto con los menores contenidos de MgO. La creación de los spongy rims se asocia a un evento de metasomatismo críptico originado por la interacción con un fundido carbonatítico de origen astenosférico. Se determinaron condiciones P-T entre 970-1130°C y 8.3 a 14.5 Kbar, con gradientes cercanos a los 13°C/Km como condiciones a las cuales fueron extraídos en equilibrio los xenolitos del manto. Comparaciones con xenolitos de otras localidades sitúan a las muestras de Auvernia como las más empobrecidas en relación Al2O3 vs MgO, indicando mayores procesos de fusión parcial. Palabras Claves: Macizo del Deseado, Manto litosférico, spongy rims, metasomatismo. 1 Introducción Los accesos a las rocas del manto se encuentran muy limitados en la superficie, registrándose información principalmente en dos formas; macizos tectónicamente emplazados y xenolitos mantélicos. Los primeros incluyen macizos peridotíticos, complejos ofiolíticos y peridotitas hipoabisales. A través de ellos se obtiene una vasta información, de la cual se pueden observar relaciones de contacto entre distintas litologías y orden temporal de procesos tales como inyecciones de vetillas, reacción fundido-roca y deformación, sin embargo, presentan el problema que al ser exhumados lentamente atraviesan múltiples procesos de reequilibrio (Bodinier y Godard, 2005). Los xenolitos mantélicos por su parte, entregan la ventaja de que se producen en ascensos rápidos, obteniéndose “fotos instantáneas” del manto litosférico bajo una región, sin embargo por su contraparte poseen la desventaja que al ser muestras puntuales del manto, generalmente de medidas centimétricas, acentúan heterogeneidades y producen dificultades para determinar

la composición de roca total (Pearson et al., 2005). Estudios en localidades cercanas a Auvernia dan cuenta de un manto que ha sufrido distintos procesos de metasomatismo, así se tienen ejemplos de metasomatismo carbonatítico asociado a la astenósfera en Gob. Gregores (Gorring y Kay, 2000), metasomatismo adakítico en Cerro Fraile (Kilian y Stern, 2002) y metasomatismo asociado a la infiltración e interacción con el basalto hospedante en Cerro Redondo (Schilling et al., 2005, ubicaciones en figura 2). 2 Metodología Para la petrografía se emplearon secciones transparentes pulidas de 90um, las que fueron analizadas en la unidad petrográfica del laboratorio del SERNAGEOMIN, empleándose un microscopio Olympus BH2-UMA/BHSP mediante el software Micrometrics SE Premium para cámara digital. Se contó con análisis químicos de elementos mayores para roca total y mineral. Los primeros fueron efectuados para 15 muestras de xenolitos por un espectrómetro de fluorescencia de rayos X, de longitud dispersiva secuencial, modelo AXIOS ADVANCE en los laboratorios del SERNAGEOMIN. Mientras que los análisis de química mineral fueron realizados en tres muestras a través de una microsonda electrónica modelo Jeol 8900L, 15 keV y 30 nA, en el laboratorio de Geofísica del Carnegie Institution of Washington. Se realizó un análisis de conteo modal con un promedio de 1500 puntos en las dependencias del departamento de geología de la Universidad de Chile. 3 Análisis y resultados Las muestras fueron clasificadas en el diagrama de rocas ultramáficas de Streckeisen como 14 lherzolitas, 6 hazburgitas y una wherlita. Los xenolitos pertenecen al grupo 1B-lherzolita rica en Cr-Diópsido, correspondientes a xenolitos hallados en magmas alcalinos en una con #Mg >0.85 y un promedio #Mg =90 según clasificación Pearson et al. (2005). Se identifica la textura protogranular definida por Mercier y Nicolas (1975) como la predominante en los xenolitos, indicando poca presencia de estreses efectivos en el manto.

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En base a la petrografía y geoquímica se agrupan a los xenolitos en tres; Grupo1: Corresponde a las muestras PM27A-2 y PM27B-26, presentan los menores valores de NaO2, TiO2 y CaO en relación a MgO, no presenta spongy rims en los clinopiroxenos y son las únicas muestras que presentan claros rasgos de exsolución dentro de los piroxenos. Grupo 2: Corresponde a todas las muestras restantes, salvo la wherlita. Muestran la tendencia principal de valores de NaO2, TiO2 y CaO vs MgO. Petrográficamente todas muestran spongy rims. Grupo 3: Correspondiente a la wherlita. Presenta los menores valores de MgO y Fe2O3 y mayores de NaO2, TiO2 y CaO. Los clinopiroxenos en esta muestra son los que son más afectados por la presencia de spongy rims. La presencia de spongy rims puede ser asociada por una interacción con el basalto hospedante (Shaw et al., 2006), por una fusión parcial incongruente debido a un evento descompresivo (Su et al., 2011) o por fusión parcial debido a la interacción con un fundido de baja densidad (Carpenter et al., 2002). Producto que no se encontraron relaciones petrográficas con el basalto se descarta la primera opción. En base a estudios realizados por Gorring y Kay (2000) y Laurora et al. (2001) en Gobernador Gregores, localidad cercana a Auvernia, y además de edad similar en cuanto a los basaltos portadores de los xenolitos, se postula la formación de la textura observada en el clinopiroxeno a través de fundidos carbonatíticos de baja densidad de origen astenosférico, dada altas razones Ca/Al y tendencia de la mineralogía a la wherlita. Comparaciones de valores Al2O3 vs MgO con xenolitos de Gobernador Gregores (Gorring y Kay 2002), Pali Aike (Kempton et al. 1999), Cerro Redondo (Schilling et al. 2005) y Tres Lagos (Ntaflos et al., 2007) sitúan a cuatro muestras del volcán Auvernia como las más deprimidas en el sur de la Patagonia, indicando mayores procesos de fusión parcial (ubicaciones en figura 2). Condiciones de P-T fueron determinadas a través del geotermómetro y geobarómetro para dos piroxenos propuesto por Putirka (2008) en las ecuaciones 37 y 38 de su trabajo, dando como resultados condiciones de P-T entre 970-1130°C y 8.3 a 14.5 Kbar, con gradientes cercanos a los 13°C/Km, similares a las obtenidas por Bjerg et al. (2005) que compara con valores obtenidos para la geoterma australiana (figura 1). 4 Conclusiones Los xenolitos del volcán Auvernia han experimentado diversos procesos de fusión parcial en el campo de la espinela, con cuatro muestras con las menores razones de Al2O3/MgO de toda la Patagonia bajo los 46,3°S. Estos han experimentado un metasomatismo críptico producido por la interacción con fundidos de baja densidad de origen astenosférico evidenciado por la presencia de spongy rim

en clinopiroxenos. Condiciones de P-T determinan gradientes acordes a lo observado para muestras de Patagonia por Bjerg et al(2005).

Figura 1 Valores de geoterma Australiana determinados para O’Reilly and Griffin (1985). Barras de error de ±3.7 Kbar para geobarómetro.diversas localidades de xenolitos en Patagonia. Datos de geoterma Australiana de

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por el proyecto Fondecyt No. 1100724. Referencias Bjerg E., Ntaflos T., Kurat G., Dobosi G., Labudía C., 2005. The upper mantle beneath Patagonia, Argentina, documented by xenoliths from alkali basalts. Journal of South American Earth Sciences 18, 125–145. Bodinier J., Godard M., 2005. Orogenic, ophiolitic, and abyssal peridotites. Carlson R., Holland H., Turekian K., (Eds). Treatise on geochemistry: The mantle and core 2, 103 – 170. Carpenter R., Edgar A., Thibault Y., 2002. Origin of spongy textures in clinopyroxene and spinel from mantle xenoliths, Hessian Depression, Germany. Mineral Petrology 74,149–162. Gorring M., Kay S., 2000. Carbonatite metasomatized peridotite xenoliths from southern Patagonia: implications for lithospheric processes and Neogene plateau magmatism. Contribution Mineral Petrology 140, 55-72. Kilian R., Stern C., 2002. Constraints on the interaction between slab melts and the mantle wedge from adakitic glass in peridotite xenoliths. European Journal Mineral, 14 (1), 25 – 36. Laurora A., Mazzucchelli M., Rivalenti G., Vannucci R., Zannetti A., Barbieri M., Cingolani C., 2001. Metasomatism an Melting in Carbonated Peridotite Xenoliths from the Mantle Wedge The Gobernador Gregores Case (Southern Patagonia). Journal of Petrology, 42(1), 69-87. Mercier J., Nicolas A., 1975. Textures and fabrics of upper mantle peridotites as illustrated by basalt xenoliths. Journal of Petrology

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Figura 2: Localidades de xenolitos en Patagonia (bajo 46° latitud sur); modificado de Rivalenti et al. (2004); CU: Cerro Cumbres, CR: Cerro Redondo y CC: Cerro Cuadrado de (Rivalenti et al.( 2004), FR: Cerro Fraile, TL: Tres Lagos, GG: Gob. Gregores, PA: Pali Aike, AU: Auvernia

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Mantle Xenoliths found at Santa Martha Cove, James Ross Island, Antarctica Joaquín Bastías 1*, Francisco Hervé 1,2, Francisco Fuentes 2, Manuel Schilling 3, Aude Poiron 4, Francisco Gutiérrez 1, Cristián Ramírez 3. 1.-Departamento de Geología, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 2.- Escuela de Ciencias de la Tierra, Universidad Andrés Bello, Salvador Sanfuentes 2357, Santiago, Chile 3.-Servicio Nacional de Geología y Minería, Santa María 0104, Santiago, Chile. 4.- Brown Sur 750, Santiago, Chile. *E-mail: joaquinbastias@ug.uchile.cl Abstract. The preliminary examination of ultramafic xenoliths found in a Cenozoic basalt lava-dyke host from the James Ross Island Volcanic Group, at Santa Martha Cove, Antarctic Peninsula, shows a mineralogical affinity with mantle xenoliths. Different analyses are expected to perform to understand the nature of the mantle conditions beneath James Ross Island by the time of this intrusion. Key words: Mantle xenoliths, James Ross Island Volcanic Group, Santa Martha Cove, James Ross Island, Antarctica 1 Introduction - In the recent 2012 XLVIII Chilean ECA (Antarctic Scientific Expedition), Project ACT-105 visited the Santa Martha Cove (SMC), in the south-east coast of James Ross Island (JRI), north-east of the Antarctic Peninsula. The outcrops of the James Ross Island Volcanic Group (JRIVG, Nelson, 1966) are widespread at SMC. In the outcrops of the JRIVG an area of 200 meter wide and, at least, 600 meter long rich in mantle xenoliths (fig 1), up to 2cm in diameter, was found. Previous studies have examined mantle xenoliths at JRI. Keller and Strelin (1992) reported the presence of ultramafic xenoliths at Ekelof Point, 40 km. to the southeast of SMC, consisting mainly of spinel lherzolites from the upper mantle. 2 Sampling and analyses The mantle xenoliths were found in a basaltic lava-dike? host, displaying typical igneous columnar structures, present in widespread area because of the intense regolith usually found in this part of Antarctica. Petrographic observations, EPMA, Laser-Ablation, major and minor elements are expected to perform to characterize the xenoliths for the first time in SMC.

3 Discussion and conclusions The Mesozoic evolution at JRI includes a south-east subduction of the Phoenix plate, now part of the Antarctic plate, under the continental margin of Antarctic Peninsula, collision of the Phoenix plate spreading center with the continental margin, and subsequent, slowing of the plate convergence in the Tertiary (McCarron and Larter, 1998). Intrusions of Cenozoic volcanic rocks occurring east of the Antarctic Peninsula in Western Antarctica are often referred to as JRIVG, particularly the outcrops at SCM are dominated by this group. They record a monumental struggle between fire and ice, where ice sheets covered the volcanoes. The James Ross Island Volcanic Group intrudes Cretaceous marine sediments (Crame et al., 1991). They are principally composed of alkali basalts erupted in a back-arc extensional setting, that occurred during the slowing stages of the Drake Passage oceanic crust subduction at the South Shetland trench (Fig. 1, Barker and Austin, 1998). They comprise lava-fed deltas built of hyaloclastic breccias, pillow–lavas and subaerial lava flows at the top (Smellie, 1989). The age ranges from late Miocene to early Pleistocene (Sykes, 1988), and the cessation of the volcanic activity coincides with the opening of the Bransfield Strait, about 170 km to the northwest of SMC, that separates the South Shetland Islands from Graham Land in Antarctic Peninsula. According to Kosler (2009) the variability in elemental and isotopic composition is not consistent with the JRIVG derivation from a single mantle source, but rather suggests that the magma was mainly derived from a depleted mantle with subordinate OIB-like enriched mantle component. The isotopic data suggest melting in the mantle during the extension and a possible roll-back of the subducted lithosphere of the Antarctic Peninsula. The study and characterization of the mantle xenoliths from Santa Martha Cove will give an important and different knowledge in the geological evolution of James Ross Island. Furthermore, studying these xenoliths together with other found in the Antarctic Peninsula, we

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will characterize (a) compositionally the Subcontinental Lithospheric Mantle (SCLM) beneath the Peninsula and (b) melt production and mantle refertilisation processes above the subduction zones of the Peninsula. Acknowledgment The ACT-105 project is financed by Conicyt and INACH. UNAB project “Identificando relaciones petrológicas y tectónicas entre la Península Antártica y Patagonia mediante xenolitos del manto” of F. Hervé and F. Fuentes will support part of the analytical work. Special thanks to the crew of the ship Almirante Oscar Viel, who performed an incredible job in the rescue of the group from a storm during the fieldwork. References Barker, D. H. and Austin Jr., J. A. 1998. Rift propagation, detachment

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Figure 1. Geological map from Santa Martha Cove, modified from Scasso et al. (1991). Alfa member, Beta member and Gamma member comprise the Santa Martha Formation.

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Pressure-Temperature-time paths from the Limón Verd e Metamorphic Complex, Chile. María Fernanda Soto 1, Francisco Hervé 1,2, Mauricio Calderón 3, Hans Massonne 4 and C. Mark Fanning 5

1Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 833, Santiago, Chile 2 Escuela de Ciencias de la Tierra, Universidad Andrés Bello, Sazié 2212, piso 5, Santiago, Chile. 3 Servicio Nacional de Geología y Minería, Av. Santa María 0104, Santiago, Chile, 4 Institut für Mineralogie und Kristallchemie, Universität Stuttgart, Azenberstraße 18, D-70174 Stuttgart, Germany 5 Research School of Earth Sciences, Australian National University, Canberra, ACT 0200, Australia *E-mail: mf.soto@ug.uchile.cl Abstract. A comprehensive study of mica schist and amphibolite samples from the Limon Verde Metamorphic Complex (LVMC) involving petrography, geochemistry, geochronology and geothermobarometry: has been performed in order to create a pressure-temperature-time history of the complex. The late Palaeozoic evolution of the western margin of Gondwana where the LVMC is set remains unclear. Nevertheless results from this study indicate clockwise paths and temperature and pressure ranges between 550-660 ºC and 7.5- 14.4 kbar for a main metamorphic event at 280 ± 1.8 Ma (U-Pb zircon), but with remnants of ultra-high-pressure mineralogy (17.3 kbar. equivalents to 60 km depth) from a possible previous event at 377 ± 12 Ma (Sm-Nd garnet). Keywords: Garnet, P-T-t, pseudosection, Limón Verde 1 Introduction The Limon Verde Metamorphic Complex (LVMC) consists of a series of interleaved sequences of mica schists, amphibolites, gneisses and quartzites, located in the north-western part of the Sierra of the same name. The complex also has associated meta-conglomerates in the south-eastern portion of the Sierra, but the foci of this study are set on foliated metamorphic rocks containing garnet and white mica. The CMLV is part of the Cordillera de Domeyko (late Palaeozoic magmatic arc) in the Antofagasta Region, formed during an upper Permian tectonothermal event with associated high pressure metamorphism (Lucassen, 1999). The complex is surrounded by late Carboniferous intrusives from the Limón Verde Igneous Complex (LVIC), and with ignimbrites lying uncomformably over the complex (Tomlinson and Blanco, 2007; Marinovic and Lahsen, 1984: Baeza and Venegas, 1984.) We report a pressure-temperature-time path (P-T-t path) of this metamorphic complex based upon a combination of methods of geochronology (U-Pb and Sm-Nd) and geothermo-barometry (conventional geothermobarometry and forward modeling of P-T pseudosections). These studies were done on two samples representative of the complex (amphibolite and mica schist) then the significance of the resulting P-T-t path of these rocks is

essential for understanding the evolution of the LVMC during the late Paleozoic. 2 Methods and results 2.1 Petrography Thin section petrographic analyses were targeted on metamorphic rocks containing garnet and white mica: strongly foliated biotite amphibolite (FS-10-16C), and garnet bearing mica schist (FS-10-09). These samples contain at least two visible generations of syn-kinematic large equant garnet porphyroblasts. Zoisite and biotite are secondary phases in both samples. Sample FS-10-16C is a nematoblastic garnet bearing amphibolite. Zoisite, hornblende and biotie are major minerals in this rock making up to 20% of the sample, and making a nematoblastic texture for the rock. The paragenesis of this sample consists of Amphibole + Garnet + Biotite + Zoisite + White mica + Quartz, and characterised by the lack or trace amounts of plagioclase. Sample FS-10-09 is a strongly foliated garnet bearing mica schist, containing biotite and white mica in the same amount. This sample was formed in a dynamic environment, close to a shear zone, as indicated by syn-kinematic porphyroblasts. Biotite and white mica composes up to 45% of the sample. The paragenesis of this sample consists of White mica + Garnet + Biotite + Quartz ± Plagioclase 2.2 Major element geochemistry Major element geochemistry analysis was done on bulk rock and on selected minerals: the objective was to provide a geochemical characterization of the bulk rock (to determine protolith affinities), and to determine the major element characteristics of minerals sensitive to metamorphic changes such as garnet and white mica. The bulk chemistry was determined by XRF for the same representative samples (garnet-amphibolite and garnet-mica schist). The whole rock analyses were simplified for

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the thermodynamic calculations of P-T pseudosections using the PerpleX programs (Connolly, 1990), available for download at http://www.perplex.ethz.ch/. Mineral chemistry was determined with a SX-100 Cameca Electron Microprobe Analyser (EMPA) and then recalculated to get mineral structural formulae with CALCMIN (Brandelik, 2009). Structural formulae for garnets from the garnet bearing amphibolite and garnet mica schist (mentioned earlier), were recalculated to 12 oxygens per formula unit. The garnets from both samples have a prominent almandine component; garnets from mica schist sample show a core-to-rim enrichment in their pyrope component and a core-to-rim depletion in their grossular one. On the contrary, the garnet from amphibolite samples has a grossular component with almost the same pattern as pyrope, indicating a prograde enrichment in both elements (Ca and Mg). White mica is present in both samples: the two samples analysed with microprobe contained large laths of white mica parallel to the main foliation. Structural formulae were determined along with the number of Si atoms per formula unit, by recalculating the elemental analyses to a double formula unit on the basis of 42 valences (Brandelik, 2009). The minimum value for the number of Si is barely the same for the amphibolite and the mica schist samples: 3.12, but the maximum for mica schist was in the range of 3.17 as opposed to the larger value 3.23 for white micas in amphibolites. 2.3 Zircon U-Pb and garnet Sm-Nd

geochronology Zircon and garnet are minerals that grow under medium grade to upper metamorphic conditions, with the characteristic that their growth leaves marks a zoning pattern in the crystal structure: each of these patterns constraints the temperatures of metamorphic events. SHRIMP U-Pb zircon ages were obtained from two mica schist samples (FO-09-08 and FO-09-13) collected during a 2009 field campaign: although the sampling location is not the same, it is within 300m of distance from where the rest of the samples were taken. Mineral separation was done at Universidad de Chile and zircon analysis at the Australian National University. In sample FO-09-08: 41 grains and 47 spots were analysed, mostly from the borders of the grains, and in sample FO-09-13: 50 grains were analysed. Rim analyses from zoned zircons with Th/U ratios smaller than 0.1 were considered as true metamorphic (65 spots; cf. Hoskin and Schaltegger, 2007) and show a normal distribution between 260 and 300 Ma with a peak age of metamorphism at 280 ± 1.8 Ma Garnets examined for Sm-Nd isochron analyses belong to the samples mentioned in earlier (FS-10-16C and FS-10-09). These were handpicked and sent to University of

Arizona along with powdered whole rock. Core and rim were sampled using a micromill, and analysed with TIMS along with the powdered whole rock. These analyses gave a Sm-Nd isochron age of 380±21 for sample FS-10-16C and 375± 13 Ma for sample FS-10-09. Core and rim Sm/Nd ratios are very similar indicating homogeneity in these elements in the crystals. Although in both samples the ages are very concordant with each other, these differ to what has been previously obtained with a similar technique, around 270 Ma (Lucassen, et al 1999). 2.4 Pressure-temperature determinations Previous studies in the area have given temperature ranges of 660ºC-720ºC and pressure estimates of 13 ± 1 kbar (Lucassen, et al 1999). The chemical composition of minerals from studied samples were used in a combination of the garnet-biotite thermometer and the garnet-Al2SiO5-quartz-plagioclase barometer (Ferry and Spear, 1978; Ghent, 1976) to obtain the following temperature ranges: 525-610ºC for the garnet schist and 370-525ºC for the garnet amphibolite, and pressures of 7.5-12.5 in the schist and 5.6-9.4 in the amphibolite. These intercepts were measured from core-to-rim analyses and in both cases, a prograde path is visible. The bulk chemistry of the above mentioned samples plus a third one, FS-10-16A (a zoisite schist), bear garnet and white mica in different amounts. These bulk chemistry analyses were considered to create the P-T pseudosections. Although these samples had a different whole rock composition, the pseudosections were calculated on the NCKFMASHTO system. Similarly, the garnet components and Si content of white micas were input in these scripts to plot isopleths. Matching the modelled and measured compositions of minerals contoured by the isopleths provide thermobarometric contraints. Taking into account the parageneses of the samples and the isopleth intercepts, we were able to construct pressure-temperature fields: 576-660ºC and 7.5-11.5 kbar for sample FS-10-09. Sample FS-10-16C had a field of 503-603ºC a lower pressure bound of 8.1 kbar, but white mica isopleths indicate a minimum pressure of 17.3 kbar. P-T ranges are indicated as boxes in Figure 1. 3 Discussion and conclusions 3.1 Discussion of results Geothermo-barometry considering core-to-rim analyses in garnet indicate a clockwise path for prograde metamorphism, shown in Figure 1. PerpleX calculations yield temperature ranges between 550ºC and 660ºC, and pressure between 7.5-14.4 kbar for the main metamorphic event which is presumed to have formed the parageneses these samples. This event is correlated with a metamorphic peak of 280 ± 1.8 Ma based on U-Pb zircon ages as seen in

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Figure 1. On the other hand, the Sm-Nd results from this work indicate an average age of metamorphism of 377±12 Ma between both samples. Although there is a strong major element zoning in garnets from both studied samples core and rim Sm/Nd ratios are similar thus indicating homogenization of minor elements. Because chemical homogenization occurs at temperatures of ca. 650ºC (Ducea, et al 2003), whithin the temperature range calculated for the examined rocks, the Sm-Nd ages may represent “mixing” age what needs further interpretation of its geological meaning. Finally, the garnet-amphibolite sample (FS-10-16C) has remnant mineralogy that indicates that this rock was once subjected to pressures over 17.3 kbar (equivalent to at least 60km depth).

Figure 1. Tentative pressure-temperature-time path for samples FS-10-16C (garnet amphibolite), FS-10-16A (zoisite schist) and FS-10-09 (garnet mica schist). Data was obtained through modelling of PT pseudosection with PerpleX and correlated with classic geothermobarometry calculations. Boxes PerpleX 1 and 2 correspond to the fields determined by white mica isopleth intersection, and the paragenesis seen in sample FS-10-16C. 3.2 Preliminary conclusions and future work A prograde P-T-t path during the late Paleozoic is deduced from this work. However, the two distinct metamorphic ages obtained, one from zircon and the other from garnet Nd-Sm isochrons, seem to be contradictory, as detrital zircons of intermediate age are also observed in the mica schist. An interpretation of these data is needed. These

results have neither been incorporated into a tectono-dynamic model involving regional geology. The correlation with existing data of the area and the development of a model is part of the future work, and the culmination of this research. Acknowledgements FONDECYT project # 1095099 (F.H.) and the BMBF-CONICYT collaboration program 175-2009 (F.H. and H.-J.M.) funded this project. Thanks also to Thomas Theye for instructing with microprobe analysis techniques in Stuttgart. The authors would also like to thank Antofagasta Minerals S.A. for providing lodge and logistics of the field campaigns. References Baeza, L.; Venegas, R. 1984. El basamento cristalino de la Sierra

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Caracterización y condiciones de metamorfismo de un a nueva unidad dentro del Paleozoico de la Cordillera de la Costa (Unidad Patagual-El Venado), Región del Biobí o, Chile. Diego Mardonez C.*, Ricardo Velásquez H., Roberto M erino G., Luis A. Quinzio S., Ramiro Bonilla P. Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Barrio Universitario s/n, Concepción. *E-mail: dmardonez@udec.cl Resumen . La unidad Patagual - El venado, corresponde a metasedimentos que han sido incluidos en las rocas metamórficas de la Serie Oriental (Basamento Metamórfico) y/o en los depósitos triásicos de la Cordillera de la Costa, en la Región del Biobío. Evidencias de campo, análisis petrográficos y de difracción de rayos X, permiten establecer que estas rocas fueron sometidas temperaturas de hasta ~300ºC, lo que corresponden a la anchizona-epizona superior, dando lugar a las transformaciones polimórficas de muscovita, illita, clorita y caolinita. El protolito habría sido depositado sobre las rocas de la Serie Oriental, en una cuenca de antearco, en un sistema, probablemente, similar a los descritos para las cuencas de las formaciones Huentelauquen, Totoral y Estratos Hornillos. Palabras Claves: Patagual - El Venado, anchizona, epizona, metasedimentos, Triásico. 1 Introducción Históricamente las rocas de bajo grado metamórfico ubicadas en la Cordillera de la Costa de la ribera sur del Río Biobío, han sido asignadas al Basamento Metamorfico, Serie Oriental (Hervé, 1977) o a la Formación Santa Juana de edad Triásico Superior. Esta confusión responde a que estas rocas, denominadas en este trabajo como “Unidad Patagual - El Venado”, presentan evidencias texturales de metamorfismo y tienen, por otra parte, gran similitud en su protolito sedimentario con las rocas clásticas triásicas. Se presentan, a continuación, evidencias que avalan el grado metamórfico de esta nueva unidad y permiten distinguirlas claramente de los depósitos sedimentarios de la Formación Santa Juana y, a su vez, se establecen las diferencias con las rocas de la Serie Oriental del Basamento Metamórfico, las que poseen un metamorfismo de tipo buchan, es decir, mayor grado metamórfico que la Unidad Patagual - El Venado. 1.1 Marco geológico El Basamento Metamórfico de la Cordillera de la Costa de la ribera sur del Río Biobío, corresponde a un antiguo sistema acrecionario (Hervé 1977; Glodny et al., 2008;

Willner et al., 2005) que está constituido por dos series – Serie Oriental y Serie Occidental, identificadas como un Cinturón Metamórfico Pareado (Hervé, 1977). La Serie Occidental, de alto P/T, corresponde litológicamente a esquistos micáceos, metabasitas y metachers; mientras que la Serie Oriental, de bajo P/T, está compuesta por pizarras, filitas y esquistos. Esta última serie, de protolito sedimentario, fue sometida a metamorfismo regional de contacto, desde el Pérmico Inferior (Willner, 2005; Glodny et al., 2008). Responsable de este metamorfismo de contacto es el Batolito Costero del Sur, un intrusivo de signatura calcoalcalina, que se extiende desde los 32°30’ hasta los 38° y cuya litología corresponde principalmente a granodioritas y tonalitas de hornblenda y biotita, con variaciones locales a dioritas y gabros.

Figura 1. Mapa Geológico: distribución de la Unidad Patagual - El Venado. Según Mpodozis & Ramos (2008) previo al reinicio de la subducción, en el Jurásico Inferior, durante el Triásico

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Superior, se produjeron una serie de cuencas en echelon a lo largo de todo el margen Gondwánico (Charrier et al., 2007), donde los sedimentos de la Formación Santa Juana fueron depositados con un trend NW-SE y podrían estar asociados al inicio del desmembramiento de Gondwana (Nielsen, 2005). Las rocas triásicas están en inconformidad sobre las rocas del Basamento (Serie Oriental y Batolito Costero del Sur). Las litologías dominantes corresponden a conglomerados con líticos de rocas metamórficas y graníticas pertenecientes al basamento, arcosas, fangolitas y arcillolitas, estas últimas contienen abundante flora fósil. Las facies sedimentarias descritas por Nielsen (2005), ubican a la Formación Santa Juana como una secuencia acumulada en un sistema lacustre, pantanoso y con abanicos aluviales junto con ocasionales transgresiones marinas. 1.2 Ubicación y distribución

La zona de estudio se encuentra en la Cordillera de la Costa de la Región del Biobío entre la ribera sur del río homónimo y la costa de las localidades de Coronel y San Pedro da Paz (Fig. 1), Las rocas de la Unidad Patagual - El Venado, constituyen afloramientos dispersos, ubicados generalmente al norte del lineamiento Patagual- Pileo, que también controla la distribución de afloramientos de las rocas del basamento. Las localidades donde mejor se aprecia la secuencia corresponde al Sector El Venado, en San Pedro de la Paz, y de Patagual. La unidad sobreyace en inconformidad sobre el basamento metamórfico y subyace en discordancia planiangular a la Formación Santa Juana. 2 Petrografía Las rocas corresponden a metapelitas intercaladas con secuencias gruesas metapsamiticas compuestas de micas orientadas y granos de cuarzo levemente recristalizados. Estas rocas presentan granulometría fina con grado de fisibilidad variable, altamente alteradas y deformadas con pliegues apretados y fallados. La presencia de cuarzo de segregación en algunos afloramientos permite diferenciar estas rocas de aquellas atribuidas a Formación Santa Juana. La mineralogía predominante es muscovita, biotita y cuarzo, además de epidota como mineral accesorio y contenidos variables de óxidos de hierro son comunes. En secciones trasparentes se determina la presencia de foliación S1 e incluso foliación de crenulación (S2) que se dispone de forma oblicua a S1. Por otra parte, la presencia de S0 se denota por cambios en la composición de la roca, específicamente entre el contacto entre zonas ricas en muscovita y otras con predominio de cuarzo. La foliación S1 se dispone paralela a la foliación S0 y la foliación de crenulación es oblicua a las dos primeras. Cabe mencionar la ausencia de porfiroblastos en estas rocas, lo que constituye otra diferencia con las rocas de la Serie Oriental.

3 Asociaciones minerales y grado metamórfico La metasedimetitas mostraron, en análisis de difracción <2µm, la existencia de muscovita 2M1, illita y cuarzo; algunas muestras contienen corrensita/clorita, dickita/caolinita. Según Robinson & Frey (1999) la relación 2M1/(2M1 + 1Md) constituye una medida muy útil del grado metamórfico, estimando que la transformación del polimorfo de muscovita 1Md al polimorfo 2M1 se completa aproximadamente al llegar al límite entre la anchizona y la epizona (300ºC), concordando con la relación clorita/corrensita, que indica condiciones de anchizona, y la transformación polimórfica de caolinita a dickita, que se completa en el mismo rango. Según Kübler (1984) los límites de la anchizona con los campos de diagénesis y epizona son 0,42º y 0,25º ∆2θ, respectivamente. Mediante esta técnica es que se determinaron los límites entre la diagénesis temprana y tardía (100ºC), diagénesis - anchizona (200ºC) y anchiozona - epizona (300ºC), definidos por Robinson & Frey (1999), principalmente para metamorfismo del tipo burial (Coombs, 1960). Según este criterio los resultados obtenidos para las muestras de la Unidad Patagual caen en el rango de la epizona, muy cercanos al límite con la anchizona (Fig 2). En general, son de grado un tanto mayor que las condiciones obtenidas a través de las relaciones polimórficas.

4 Discusión La Unidad Patagual - El Venado consiste en rocas de bajo grado de metamorfismo, probablemente similares en su protolito a las metapelitas pertenecientes a la Serie Oriental. Sin embargo, las rocas de esta nueva unidad no presentan metamorfismo de alta temperatura con los porfiroblastos carácterísticos ni recristalización intensa, como las rocas del basamento (Vásquez, 2001). Además, la escasa recristalización, la preservación de la estratificación y el evidente protolito sedimentario (lutitas, fangolitas y areniscas finas), lleva a confundirlas, si no existe un cuidadoso examen, con las rocas sedimentarias de la Fm Santa Juana. Igualmente, el estilo de

Figura 2. Resultados IK calibrados, límites de zonas (Robinson & Frey, 1999).

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deformación, aunque más intenso, es muy similar al de las rocas triásicas, caracterizado por pliegues muy apretados en pequeña y gran escala, en un estado dúctil, e intenso fallamiento normal e inverso. Las similitudes con la Fm. Santa Juana y con la Serie Oriental del Basamento Metamórfico, junto a sus características distintivas, permiten individualizarla en una nueva unidad litoestratigráfica. En base a la evidencia presentada, la Unidad Patagual - El Venado es interpretada como una cuenca de retro cuña, que actúa durante la acreción basal de la Serie Occidental bajo la Serie Oriental. Este mecanismo de apilamiento tectónico provoca acumulación de material en la base del prisma. Lo anterior provoca el alzamiento de las rocas sobreyacentes formando una superficie elevada, la que genera a su vez un “peso” tras de ella, causando subsidencia flexural, similiar a lo descrito para la Formacion Huentelauquen (Willner et al., 2008; Charrier et al., 2007). Así se forma una depresión (“Cuenca Patagual”), por lo que se supone que su edad máxima es post-Pérmico Inferior, que es donde comienza la acreción basal dando origen al supuesto “alto topográfico”. Según Willner et al. (2005), este periodo de rápida exhumación ocurriría en un rango que comienza entre 306 - 296 Ma y termina durante los últimos pulsos magmáticos del Batolito Costero del Sur, aprox. 285 - 233 Ma, lo que limita la edad de la “Cuenca Patagual” al Pérmico Inferior-Triásico Medio, aunque Glodny et al. (2008) extiende el período de exhumación rápida hasta los 210 Ma. Sin embargo, la relación de discordancia angular entre la Unidad Patagual y Fm. Santa Juana limita la edad a pre-Nórico. El magmatismo que genera la aureola de zonación mineral en la Serie Oriental, aumentaría el régimen termal (alto gradiente geotérmico) sumado al aporte de sedimentos a la cuenca y la subsidencia flexural, tendría por consecuencia la generación de un metamorfismo por enterramiento (burial), que llegaría hasta la anchizona y que produce la foliación S1, la cual se dispone de forma paralela a S0. Unidades pérmicas del norte de Chile, descritas por Thiele & Hervé (1984), como la Fm. Totoral, Fm. Huentelauquen y los Estratos Hornillos, presentan una marcada deformación y se disponen como basamento del rift Triásico. Estos autores concluyen que dichas condiciones compresivas tendrían relación con el llamado “Ciclo Hercínico”, que actúa desde el Pérmico Superior al Triásico Inferior-Medio. Charrier et al. (2007) llama a este ciclo “primera etapa” del ciclo subandino y propone una edad Pérmico Superior - Anísico Superior. En el área de estudio, este ciclo compresivo habría deformado intensamente la Unidad Patagual, generando la foliación de crenulación (S2) y la discordancia angular con la Fm. Santa Juana. Además, el mismo evento deformaría las rocas metamórficas de la Serie Oriental, pero debido a la mayor competencia que éstas poseen, la deformación habría sido mucho menor. Esta etapa compresiva podría explicar las diferencias entre los análisis mineralógicos que arrojan

condiciones metamórficas, levemente distintas: mientras las relaciones polimórficas arrojan un metamorfismo de anchizona, el Índice de Kübler (IK) o “cristalinidad de illita” da condiciones de epizona, cercana al límite con la anchizona. Cabe destacar que el IK es un parámetro más confiable que los otros criterios, sin embargo, ambos métodos son sensibles, principalmente a la temperatura, por lo que se recomienda que en trabajos posteriores se utilicen minerales en los que sea posible realizar estudios geobarométricos, como tambien relaciones estructurales más precisas para confirmar las hipótesis planteadas en este trabajo de caracter preeliminar. Agradecimientos Este trabajo se llevo a cabo en el marco del curso de Geología de Campo II (2011, 2009 y 2010) de la Universidad de Concepción. Se agradece a todos los alumnos, especialmente a Olivia Mejías, Camila Yung, Marco Sanhueza y Úrsula Ahumada. Además a Mónica Uribe y Dra. Ursula Kelm, por la ayuda prestada en la realización de los análisis en los laboratorios del Instituto GEA. Referencias

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P-T estimates for equilibrium of Miocene arc magmas over the Pampean Flat slab, Southern Central Andes, Argentina Vanesa D. Litvak* y Stella Poma1 *Laboratorio de Tectónica Andina del Instituto de Estudios Andinos Don Pablo Groeber, CONICET-UBA, Argentina 1IGEBA-CONICET-UBA, Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Argentina *E-mail: vane@gl.fcen.uba.ar Abstract. Miocene arc magmatism in Southern Central Andes is represented by Cerro de las Tórtolas Formation lavas, which crop out along Valle del Cura and El Indio belts. This unit is divided in two sections according to its petrographical, chemical and age differences. In the Argentine slope, they correspond to andesites and dacites with plagioclase, clinopyroxene, orthopyroxene and amphibole phenocrysts. Mineral chemistry for this assamblage show a relatively homogenous composition between Lower and Upper Sections volcanic rocks. Geothermobarometry show, as a result, the same P and T conditions in the equilibrium of the mineral assamblages. Keywords: andesites, geothermometers, geobarometers, Valle del Cura 1 Introduction Geochemical behavior of arc-related volcanic rocks provides information about tectonic conditions beneath active volcanic arcs. These tectonic processes have strong influence on genesis, evolution and final products of the resulting volcanic rocks. During the Oligocene (~24 Ma) a volcanic arc developed along the Andean margin, and a concomitant magmatic activity was almost continuous until Upper Miocene when volcanism ended due to the shallowing of downgoing slab, over the present Pampean flat slab segment of the Southern Central Andes (Ramos et al., 1989; Kay et al., 1987, 1991; Kay and Mpodozis, 2002). A peak of this arc volcanism is well represented in the Valle del Cura region (29°30´-30° SL), in the Frontal Cordillera of San Juan province, in the Argentine slope. It corresponds to andesitic to dacitic lava flows of Lower to Middle Miocene age, included in the Cerro de las Tortolas Formation (Maksaev et al. 1984, Kay et al., 1987, 1991). Two levels within the unit are distinguished based on petrographical, chemical and age differences: a basandesitic to andesitic Lower Section and an andesitic to dacitic Upper Section (Maksaev et al., 1984; Martin et al., 1997, Ramos et al. 1989; Kay et al., 1987, 1991; Bissig et al. 2001; Litvak et al. 2005, 2007). 2 Middle to Upper Miocene lavas Older andesites are porphyritic lavas with 50-60% of

phenocrysts of plagioclase, ortopyroxene, clinopyroxene and amphibole; with a mostly felty groundmass (Figure 1). Younger lavas are typically porphyritic with higher phenocrysts/groundmass ratio; as distinguished features, they have tridimite, amphibole as the more frequent accessory mafic phase, and a higher abundance of volcanic glass. Plagioclase is the more abundante phenocrysts in all the samples, biggest crystals show typically in sieve textures (Figure 2).

Figure 1. Typical andesite of Lower Section of Cerro de las Tórtolas Formation. Phenocrysts are plagioclase, and clinopyroxene, with felty groundmass with plagioclase and opaque minerals. Representative samples of these Miocene volcanism were selected for electron microprobe determination of mineral chemistry from outcrops all along Valle del Cura region. Analyzed minerals correspond to plagioclase, ortopyroxene, clinopyroxene and amphibole phenocrysts, according to the mineral phases presented in each of the samples. In all cases, measurements were performed in cores, rims and intermediate points of selected phenocrysts. An overall homogenoues composition is seen within each of the mineral phase, not only between the Lower and Upper Sections of the Cerro de las Tortolas lavas, but also when analizing geographical distribution of the lavas.

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Plagioclase phenocrysts composition for the andesites is mostly andesine to labradorite; with normal and oscillatory zoning, as seen under the microscope.

Figure 2. Plagioclase phenocryst with in sieve texture in an andesite of Cerro de las Tórtolas Formation; groundmass is felty with brownish glass. Ortopyroxene phenocrysts, more abundant in the Lower Section lavas, correspond to an enstatite of En65 to En70; while average clinopyroxene phenocrysts of Lower Section volcanics is an augite with Wo42-En41-Fs16 proportion and the one from the Upper Section an augite with Wo43-En43-Fs14 composition. Amphibole phenocrysts, mostly present in the younger lavas, are pargasites. Pressure and temperatures estimated through geobarometry and geothermometry represents the equilibrium condition within the magmatic chambers where the phenocrysts assemblages were formed. Two pyroxene, amphibole-plagioclase and amphibole geothermometers were applied (e.g. Lindlsey and Frost, 1992; Putirka, 2008; Holland and Blundy, 1994; Ridolfi et al. 2010). Preliminary results show a consistent overall temperature value that range between 800 to 970 °C. Equilibrium pressure were estimated through classical Al-in amphibole thermometers (e.g. Johnson and Rutherford 1989) and Ridolfi et al. (2010) algorithms; overall, results show values expected for amphibole crystalization. 3 Discussion and concluding remarks Chemical evolution for Miocene volcanism in the Southern Central Andes indicates changes in the residual mineral assemblages and variations in isotopic signatures consistent with a gradual increase of crustal thickness (Kay et al., 1991, 1999; Ramos et al., 1989; Bissig et al., 2003; Litvak et al. 2007). The increase of crustal thinckess is a direct consequence of the gradual flattening of the subduction angle and the increase of the compression regimen, due to the subduction of the Juan Fernandez

Ridge, which arrived at the northern extreme of the flatslab segment at 18 Ma (Yañez et al., 2001). In these context, Lower Miocene melts were generated in the astenospheric wedge and equilibrated at depth with residual mineral assemblages that reflect a crust of relatively normal thickness (~30 to 35 km) while Middle Miocene melts were equilibrated at higher depths, related to a thicker crust of aproximately 50 km. The homogenous composition seen in mineral chemestry between Lower and Upper Sections volcanics gives, as a result, the same P and T conditions in the equilibrium of the mineral assamblages. So, despite the increase in the depth of the magma source from Lower to Upper Sections magmas –from Lower to Middle Miocene– phenocrysts equilibrium was reached at the same pressure and, hence, no increase in of the magmatic chambers depth is registred. Final products of studied Miocene volcanism were mainly influence by processes registered in the magmatic chambers, which were not directly affected by the depth of magma source. Acknowledgements This research was supported by a grant from the University of Buenos Aires (number 20020100100520). We thank Cornell University and the Cornell Center for Material Research for support in the making of the microprobe analyses. References Bissig, T.; Clark, A. H.; Lee, J.K.W.; Heather, K.B. 2001. The

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La faja máfica-ultramáfica de Precordillera occiden tal (provincia de Mendoza, Argentina): principales características de una zona de sutura Florencia L. Boedo * y Graciela I. Vujovich IDEAN. Depto. de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Argentina. * E-mail: florenciaboedo@gmail.com Resumen . La variación en la estructuración andina en el sudoeste de Sudamérica ha sido controlada por factores como el estado de la corteza y la composición de la placa cabalgante. Aquí radica la importancia del estudio de la evolución geotectónica de esta región durante tiempos paleozoicos y mesozoicos. El basamento del sudoeste de la placa Sudamericana está compuesto por diferentes terrenos acrecionados durante el Paleozoico cuyos límites se evidencian a partir de lineamientos regionales, fajas de rocas máficas y ultramáficas, entre otros. La faja máfica-ultramáfica de Precordillera occidental separa dos terrenos: Cuyania, al este, y Chilenia, al oeste. Consiste en serpentinitas, granulitas máficas, diques/filones capa máficos y lavas almohadilladas en facies de esquistos verdes en contacto tectónico con metasedimentitas de ambiente marino. En el Cordón del Peñasco, localidad escasamente estudiada con respecto a otras, hemos registrado nuevos cuerpos ultramáficos y estudiado con detalle las granulitas máficas (gabros bandeados) retrogradadas a facies esquistos verdes, estimando condiciones de presión- temperatura, las cuales son coherentes con estimaciones realizadas en localidades adyacentes. El entendimiento de los distintos ambientes petrotectónicos comprendidos en esta faja permitirá, en estudios avanzados, establecer la relación entre ellos y reconstruir la historia geológica de este sector de Gondwana en el Eopaleozoico. Palabras claves. Precordillera, faja máfica-ultramáfica, granulitas, esquistos verdes, termobarometría 1 Introducción La faja de rocas máficas y ultramáficas de Precordillera aflora en el margen occidental de la faja plegada y corrida de Precordillera, en el oeste de Argentina, separando los terrenos de Cuyania y Chilenia (Fig. 1). Se extiende de manera discontinua por más de 300 km desde el sur de los 28ºLS hasta el sur de los 33ºLS (Haller y Ramos, 1984; Davis et al., 1999; Ramos et al., 2000; Fauqué y Villar, 2003; Willner et al., 2011 y otros allí mencionados) y posee signatura E-MORB y valores positivos de εNd (+6 a +9.3) que confirman su carácter oceánico (Kay et al., 1984; Fauqué y Villar, 2003, Kay et al., 2005). Su estructuración es polifásica y compleja, siendo aún la vergencia de la deformación eopaleozoica objeto de debate. Algunos autores sugieren una vergencia predominante hacia el oeste (Cucchi, 1972; Ramos et al.,

1986; Cortés et al., 1999; Giambiagi et al., 2010), mientras que otros proponen dominantemente hacia el este (Davis et al., 1999; Gerbi et al., 2002). El sector norte de la faja consiste principalmente en lavas almohadilladas, diques y gabros intercalados o en contacto tectónico con metasedimentitas de ambiente marino cuya edad ha sido asignada al Eopaleozoico. En cambio, el sector sur está conformado por rocas ultramáficas, gabros bandeados y masivos, diques y filones capa máficos, lavas almohadilladas y metahialoclastitas intensamente deformadas y en contacto tecónico con metasedimentitas marinas de edad proterozoica-eopaleozoica. Este trabajo pretende presentar el estado del conocimiento de esta faja y, en particular, presentar resultados de estudios preliminares de una de sus localidades que ha sido escasamente estudiada con respecto a otras.

Fig. 1. Mapa regional del oeste de Argentina y Chile central que muestra la zona de sutura inferida que separa los terrenos Cuyania y Chilenia (modificado de Giambiagi et al., 2010).

371

N

2 La faja máfica-ultramáfica en el cordón del Peñasco El área de estudio se denomina Cordón del Peñasco y se ubica en el extremo norte de la provincia de Mendoza, Argentina (Fig. 2). Allí, hemos distinguido nuevos cuerpos ultramáficos (dunitas, harzburgitas y wherlitas) intensamente serpentinizados y granulitas máficas (gabros bandeados) retrogradadas a facies esquistos verdes, que se correlacionan con cuerpos similares expuestos al sur, en la sierra de las Cortaderas, de acuerdo con criterios petrológicos, metamórficos y estratigráficos. Además, afloran diques y/o filones capa basálticos, de signatura E-MORB, y metahialoclastitas ambos en facies esquistos verdes. Todos estos cuerpos se encuentran en contacto tectónico con sucesiones metasedimentarias, las cuales pueden ser divididas en dos asociaciones: metalimolitas carbonáticas, asignadas a un ambiente marino profundo, y metaareniscas y metapelitas. Para ésta última asociación hemos inferido un ambiente de pie de talud continental con predominio de sedimentación turbidítica en base a estructuras sedimentarias preservadas. 2.1 Metamorfismo Distintos bloques de la faja han experimentado condiciones metamórficas muy contrastantes en cuanto a temperatura y presión. A lo largo de la Precordillera occidental, un evento de metamorfismo en facies esquistos verdes de edad devónica media-tardía (Cucchi, 1971; Buggisch et al., 1994; Davis et al., 1999) ha reemplazado parcialmente paragénesis ígneas, sedimentarias y metamórficas de alto grado. En el sector norte de la faja, Robinson et al. (2005) han caracterizado un evento de baja presión y baja temperatura (239-350°C, 2-3 kbar) (Fig. 2), sin embargo, hallazgos de fengita sugieren que la presión a la cual estuvieron sometidos estos cuerpos de roca habría sido algo más elevada (Willner, com. pers.). En el sector sur de la faja, además de las condiciones de alta presión calculadas en el área de Guarguaraz (12-14 kbar; 470-530°C) (Massonne y Calderón, 2008; Willner et al., 2011), se han estimado condiciones de alta temperatura (entre 850-1000°C) con una presión mínima de 9 kbar en granulitas máficas de la sierra de las Cortaderas (Davis et al., 1999). En concordancia con estos resultados, en el área del cordón del Peñasco hemos estimado temperaturas de 884°C sobre granulitas máficas, las cuales luego retrogradaron a facies esquistos verdes, tal como lo sugiere la paragénesis mineral (clorita, mica blanca, albita, epidoto) y aspectos texturales como coronas de reacción en torno a granates. Las estimaciones barométricas obtenidas no han sido satisfactorias a causa de la intensa alteración de ciertos minerales tales como las plagioclasas. Sin embargo, a partir de la asociación mineral de alta temperatura observada (granate, plagioclasa, clinopiroxeno) y aspectos texturales, las presiones mínimas concuerdan con aquellas propuestas para la sierra de las Cortaderas.

3 Discusión y consideraciones preliminares Existe cierto consenso general en que la faja máfica-ultramáfica de Precordillera occidental pertenece a una secuencia ofiolítica casi completa, la cual fue expuesta por obducción a causa de la colisión del terreno Chilenia contra el margen gondwánico (Haller y Ramos, 1984; Ramos et al., 1984, 1986). Kay et al. (1984) sugieren como origen posible un rift oceánico dentro de un estado inicial de evolución de un margen continental, aunque una cuenca de retroarco o una dorsal oceánica más desarrollada no puede descartarse. En contraste, Loeske (1993) propone que el ambiente de formación de la faja podría ser el de una cuenca de retroarco sobre la base de datos geoquímicos y modas detríticas de metasedimentitas. Davis et al. (1999, 2000) postulan sobre la base de distintas edades U-Pb para las rocas ultramáficas y las granulitas máficas en comparación con la secuencia máfica superior, la ocurrencia de dos asociaciones ofiolíticas diferentes a lo largo de la zona de sutura entre Cuyania y Chilenia. Sugieren, además, que las granulitas máficas

N

Fig. 2. Mapa geológico de la Precordillera mostrando la ubicación de cuerpos máficos-ultramáficos (modificado de Ramos et al., 2000). En los recuadros se indican las condiciones de presión y temperatura estimadas por distintos autores en diferentes localidades de la faja.

Sector Norte

Sector Sur

N

850-1000ºC >9 kbar

239-350ºC 2-3 kbar

470-530ºC 12-14 kbar

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(gabros bandeados) y al menos algunos de los cuerpos ultramáficos probablemente pertenecieron al terreno Chilenia. A pesar de que nuestros estudios siguen en progreso, nuestras consideraciones preliminares son que las características de la faja (vergencia, evidencias de retrogradación, rocas metamórficas de alto y bajo grado en contacto tectónico) y su emplazamiento pueden ser explicados a partir de la dinámica y cinemática de un canal de subducción previo a la colisión del terreno Chilenia contra el margen gondwánico en el Devónico tardío. Referencias Buggisch, W.; von Gosen, W.; Henjes-Kunst, F.; Krumm, S. 1994.

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Disambiguation of the Nunatak Viedma: a basement bl ock previously confused as a volcanic center Jorge Blampied 1*, Vanesa Barberon 1, Matías Ghiglione 1, Pablo Leal 2, Víctor Ramos 1 1 Instituto de Estudios Andinos “Don Pablo Groeber”, Departamento de Ciencias Geológicas, FCEN, Universidad de Buenos Aires, Argentina 2 Departamento de Ciencias Geológicas, FCEN, Universidad de Buenos Aires, Argentina *E-mail: mutiblampied@yahoo.com.ar Abstract. Historically, the nunatak Viedma was confused with a volcano because its air-view morphology resemble that of a volcanic center, and there was a lack of proper fieldwork. Our field-data shows mainly sedimentary sequences, affected by metamorphism that can be classified as schist and gneiss affected majorly by isoclinal folding. We conclude that the nunatak Viedma is not from volcanic origin due to the observation of exclusively metamorphic outcrops, and its morphology shaped by conspicuous glacial landforms. Keywords: Nunatak Viedma, Viedma Volcano, Austral Volcanic Zone, AVZ, Southern Patagonian Ice Field, Patagonian Andes. 1 Introduction The nunatak Viedma constitute a hard to access outcrop of rocks located at 49º22´SL 73º19´WL in the eastern flank of the Southern Patagonian Ice Field (Figure 1). Up to know there has been a discussion about its geological origin and composition, fired by its inaccessibility and the lack of proper fieldwork. The nunatak Viedma was first interpreted as a volcanic complex by Lliboutry (1956), after the study of aerial photographs showing a landscape that resemble that of a small cluster of volcanic cones (Figure 1). Soon after, Shipton et al. (1959) undertook a field exploration of the nunatak, and arrived to the conclusion that was a basement block. However, there has been a lack of specific field work since that time, and there is a growing list of non-technical (Martinic, 2008) and technical papers (Kilian, 1990; Kobayashi, 2010) that still wrongly describe the nunatak Viedma as a series of volcanic cones, and is still listed as part of the AVZ in many current volcanoes data bases (The Smithsonian's Global Volcanism Program). On the "Viedma Volcano" working hypothesis, Kilian (1990) found in situ layers of fresh pumice, ash deposits and hot mud flows on the surface of the Viedma Glacier between the Nunatak Viedma and Paso del Viento (Kilian pers. comm., 2011; Figure 1). Although the samples were not taken in situ from the nunatak Viedma, this author related the found evidence of volcanic activity to the supposed Viedma Volcano, due to its proximity, and because its geochemical signature was different of that

from the Lautaro Volcano, located 50 km approximately to the NW. More recently, Kobayashi et al. (2010) conducted a lithological mapping of the nunatak Viedma, based on ASTER image analysis, under the assumptions that it was a volcano edifice, describing lithological variations that define the supposed edifice with variable compositions ranging from 51% to 63% of SiO2 wt%. Field-work made during the austral summers, in January of 2011 and 2012, allowed to undertake a field-examination of the nunatak Viedma and pick up rock samples from the nunatak itself. On the basis of field-studies and laboratory analysis of detrital zircon and petrographycal studies we define that the nunatak Viedma is a block of low metamorphic rocks of early Jurassic age. 2 Observations 2.1 Petrographical Analysis The outcrops show sedimentary heterolitic units that could be assigned to turbiditic sequences, and are strongly affected by isoclinal folding. The studied samples display different metamorphic degrees. Most of them can be classified as gneiss or schist due to their macroscopic textures (Figure 2 and 3).

Figure 2. The outcrop shows a gneiss texture affected by weathering on the surface (orange patch), affecting the leucocratic minerals and was affected by glacier erosion and plucking.

374

They are mainly composed of quartz and alkali feldspars which sizes ranging from 0.2 to 1.4 millimeters. In some samples quartz ribbons usually appear following the foliations of the rock. Garnets, zircons and opaque minerals only occur as subordinated species.

Figure 3. Hand sample showing a gneiss texture with melanocratic bands, compose by white micas, and leucocratic sectors domain by quartz and feldspars, and affected by metamorphism. The melanocratic facies are thinner than leucocratic bands and are mainly composed of phyllosilicates (biotites and white micas) and opaque minerals, that represent between 40 to 70% of the total volume. The orientation of these minerals constitute the foliation of some samples. Finally carbonates, filling small cavities, and micas produced by plagioclase alteration seems to be a superimposed secondary assemblages. 2.2 Morphologic Analysis Field-based observations Morphology of the nunatak is largely controlled by glaciary processes. The basement outcrops are partially covered with coarse glacial drift, from pebble to boulder size. In elevated, flat areas, there are structures associated with periglacial environments, particularly patterned ground. On the perimeter of the Nunatak, the terrain slope is steep, particularly on the west. Outcrops, are in some cases vertical, and have horseshoe shapes, especially around lakes, which show evidences of glacier activity, like glacier striations. This basins are oriented in south and east direction, according to the ice flow direction. The water from this lakes is perfectly pure and drinkable. The margin of the lakes are characterized by repetition of debris concentric flat shapes, that we associated with ancient coast lines, related with the different levels of the lake during the past. There is a glacial connection crossing the nunatak from west to east at its center. On the west, the tongue of ice is higher, around 1250 mbsl while the eastern side is located

at 950 mbsl. The outcrops of this passage show very conspicuous striations in this direction (W-E). The outcrops observed are composed by conspicuous sedimentary sequences, with the alternation of sands and mudstones, with folding in most of the cases and affected by metamorphism. In some areas, the outcrops are highly affected by superficial alteration giving to the rock a reddish-yellowish color. The morphology of the area is controlled by glacier activity, where the landscape shows rounded shapes, with signs of erosion and plucking in the outcrops. On the perimeter of the Nunatak periglacial lakes are dominated by glacial dynamics, and are smaller than their higher counterparts. Periglacial lakes change the level of water in a period of hours, according to the glacial behavior and they are in between the Nunatak and the lateral moraines of the Viedma Glacier. Satellite Image Interpretation According to satellite imagery, it is possible to see different structures over the surface of the Nunatak. We identify a northern and a southern blocks. On both blocks it is possible to identify glacial cirques associated to the main lakes, oriented eastward on the southern block of the nunatak and south/south-east, on the northern block. It is possible to distinguish the headwalls, as well as steps, and tarn lakes. The north block have the summit on the confluence of four cirques, conforming a horn with four arêtes. A hanging valley with a tarn it is located at the south face of this block, and on the NW of it, there is a truncated spur heading NW-SE which is conspicuous. 3 Conclusions No evidence of recent or ancient volcanic activity was found whatsoever in the Nunatak Viedma. The nunatak is not from volcanic origin, and its morphology is shaped by conspicuous glacial landforms. We further conclude that the shape of the lakes previously confused as volcanic cones, have an origin related with glacier processes. Acknowledgements This work has been carried out by the financial support of grants projects Agencia PICT 2010-00036 and CONICET PIP 0048 awarded to M.C. Ghiglione. We want to express our gratitude to Leandro Gallo and Andrés Kosmal for field logistic support and fruitful discussion. References Kilian, R. 1990. The Austral Andean Volcanic Zone (South

Patagonia). In International Symposium on Andean Geology (ISAG), No.1, Abstract: 301-305. Grenoble, France.

375

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Figure 1. The image shows the studied area, which is inside the Southern Patagonian Ice Field, in Argentina. The detailed view shows a geomorphological sketch of the glacial features, previously described as a volcanic centre.

Figure 4. The image shows a panoramic eastward view of one of the main inner lakes of the nunatak Viedma. Striped lines indicate morphology previously confused as a volcanic crater. The lakes are surrounded by outcrops of metamorphic rocks and glacial debris. It is possible to see different levels of coast lines around the mayor lakes.

376

Evolución magmática de la isla Robinson Crusoe, Dor sal de Juan Fernández, Chile: resultados preliminares Javier Reyes V. *(1,2), Luis E. Lara (3) (1) Departamento de Geología, Universidad de Chile, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Santiago, Chile (2) Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes, Universidad de Chile, Santiago, Chile (3) Programa de Riesgos Volcánicos, Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Chile * E-mail: jareyes@ing.uchile.cl Resumen. La isla Robinson Crusoe está formada por remanentes de estructuras volcánicas tipo escudo y constituye un clásico ejemplo de volcanismo intraplaca. En su sección expuesta se distinguen tres unidades volcánicas diferentes: la ‘Secuencia Punta Larga’ (SPL) formada por basaltos toleíticos parcialmente alterados; la ‘Secuencia Puerto Inglés’ (SPIN) integrada por basaltos transicionales con presencia de grupos de alto Mg ricos en olivino; y la ‘Secuencia Bahía del Padre’ (SBDP), formada por basanitas con fenocristales de olivino y titanoaugita. Se reconoce también la presencia de un cuerpo intrusivo alcalino, denominado ‘Intrusivo de Punta Larga’ (IPL), formado por sienitas y sienodioritas de clinopiroxeno. Las variaciones composicionales internas observadas en la SPIN pueden ser explicadas mediante procesos de acumulación y/o cristalización fraccionada de fases como olivino, clinopiroxeno y plagioclasa. En tanto, el marcado enriquecimiento en LILE de las secuencias más jóvenes indica un fuerte aumento en la alcalinidad, especialmente notorio en la SBDP. Se plantean dos hipótesis distintas para explicar las variaciones entre las distintas secuencias: disminución progresiva en el grado de fusión parcial a partir de un manto enriquecido; y cambio en la fuente mantélica asociada a la formación de SBDP, cuyas características serían similares a fuentes tipo HIMU. Palabras Claves: Juan Fernández Ridge, volcanismo intraplaca, evolución magmática, Robinson Crusoe 1 Introducción La isla Robinson Crusoe (33°38’42’’S-78°49’23’’W) corresponde a un conjunto volcánico de intraplaca emplazado en la Dorsal de Juan Fernández, un ridge asísmico de orientación aproximada E-W situado sobre la placa de Nazca. Las islas Santa Clara y Alejandro Selkirk, junto a los montes submarinos O´Higgins, Guyot O´Higgins, Alpha, Beta, Gamma, Domingo y Friday son los otros constituyentes más conspicuos de esta dorsal. El objetivo de esta contribución es discutir los principales procesos que controlan la evolución magmática de las rocas presentes en esta isla caracterizando los mecanismos petrogenéticos involucrados. 2 Marco geológico La isla Robinson Crusoe corresponde al remanente de estructuras antiguas tipo escudo profundamente erodadas

(Lara, 2010). La sección emergida de la isla está formada por rocas volcánicas mayoritariamente básicas además de un cuerpo intrusivo de carácter félsico y escasas secuencias sedimentarias de baja potencia. Basado en criterios litológicos y estratigráficos, Morales (1987) distinguió distintas unidades volcánicas denominadas informalmente como ‘Secuencia Punta Larga’ (SPL), ‘Secuencia Puerto Inglés’ (SPIN) y ‘Secuencia Bahía del Padre’ (SBDP), delimitadas por discordancias erosivas. El cuerpo plutónico recibe el nombre de ‘Intrusivo de Punta Larga’ (IPL). Dataciones K-Ar han entregado valores de 5,8±2,1 Ma para la SPL (Stuessy et al, 1984) y entre 3,1 y 4,23 Ma para la SPIN (Baker et al, 1987 y referencias; Stuessy et al, 1984; Lara et al, en prep.). Recientemente, se han obtenido nuevas edades radiométricas para la unidad más joven (SBDP) de ca. 1,2 Ma. 3 Método de trabajo y técnicas analíticas En complemento a la información previa, se recolectaron 32 muestras representativas de la totalidad de rocas ígneas presentes en la isla con estricto control estratigráfico. Para cada muestra se estudiaron secciones delgadas y datos geoquímicos (Laboraorios ACME en Vancouver, Canadá, mediante ICP-ES y ICP-MS). 4 Petrografía y Geoquímica 4.1 Secuencia Punta Larga Esta unidad está integrada por basaltos y andesitas basálticas principalmente toleíticas de medio K. Poseen escasos fenocristales de plagioclasa y clinopiroxeno. La masa fundamental presenta microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno, opacos y vidrio en cantidad variable. Minerales secundarios como clorita, esmectita, epidota y carbonatos se reconocen en proporciones importantes dentro de este conjunto. La SPL presenta los valores relativos más bajos de Ni, Cr y Co. 4.2 Secuencia Puerto Inglés Esta unidad es representativa de la fase más intensa de volcanismo de escudo en la isla Robinson Crusoe. Se

377

compone de basaltos (se reportan andesitas en la unidad inferior) de medio K con afinidad transicional desde toleítica a alcalina. Presentan escasos fenocristales de plagioclasa zonada, olivino con bordes y fracturas alterados a iddingsita y clinopiroxeno. La masa fundamental, generalmente intergranular, se compone de plagioclasa, clinopiroxeno, olivino, opacos y ocasionalmente vidrio y vesículas. El piroxeno en la masa fundamental en las rocas alcalinas corresponde a titanoaugita. Destaca la existencia de un grupo de picritas y meimequitas ricas en fenocristales de olivino (hasta 35% de la roca total) con MgO>16% y bajos contenidos relativos de Ti, Al, Ca, P y Na. 4.3 Secuencia Bahía del Padre Esta unidad está compuesta por basanitas de medio y alto K con fenocristales de olivino y titanoaugita. La masa fundamental es rica en microlitos de plagioclasa junto a titanoaugita, olivino, nefelina y opacos (ilmenita), además de cantidades variables de vidrio intersticial. Estas rocas poseen fuerte enriquecimiento relativo en Na, Nb, y Ta, leve en Zr, Hf, Y, Th y empobrecimiento en FeOT

y Ti. 4.4 Cuerpos intrusivos Estos cuerpos corresponden esencialmente a sienitas y sienodioritas de alto y medio K. Su mineralogía consiste en feldespato potásico (ortoclasa), plagioclasa, clinopiroxeno (alterado a anfíbola, clorita y óxidos Fe-Ti), cuarzo y opacos. Destaca la presencia de circón y notorios cristales euhedrales de apatito. Estas rocas se encuentran enriquecidas en Na, K, LILE, HFSE; y fuertemente empobrecidas en Fe, Mg, Ti, Ca, V y Sc. 4.5 Enclaves ultramáficos Particularmente visibles en la unidad SPIN, se reporta la existencia de enclaves ultramáficos clasificados como dunitas. Poseen textura heteroacumulada con crecimiento de plagioclasa y clinopiroxeno entre cristales anhedrales de olivino (89% de la roca total). Exhiben enriquecimiento en elementos compatibles al olivino como Mg, Fe, Cr, Ni y Co. 5 Discusión 5.1 Cristalización fraccionada y/o acumulación La concentración de Ni en relación al Mg# (Fig. 1), junto a la abundancia de fenocristales de olivino (hasta 35% de la roca total) en un importante conjunto de rocas de la SPIN, permite inferir la participación de procesos de acumulación de cristales de olivino que dan cuenta de la composición del grupo de picritas y meimequitas (alto Mg) de esta secuencia.

Figura 1. Diagrama de variación Mg# vs Ni. La tendencia observada entre ambos elementos junto a evidencias petrográficas, indica la importante presencia de olivino provocada por acumulación cristalina. Se anexan muestras de la isla Alejandro Selkirk que exhiben la misma tendencia descrita (Baker et al, 1987; Farley et al, 1993). En tanto, el comportamiento acoplado de CaO con V y Sc (Fig. 2) indica fraccionamiento de clinopiroxeno dentro de la unidad SPIN. Además, las variaciones de CaO con respecto a Sr y Al2O3, permiten deducir el fraccionamiento de plagioclasa dentro de la misma secuencia. Luego, los procesos de acumulación y fraccionamiento mineral son capaces de explicar las variaciones composicionales internas observadas dentro de SPIN. Por otro lado, las sienitas y sienodioritas de IPL se habrían formado mediante diferenciación a partir de un magma alcalino. Cristalización fraccionada de fases como plagioclasa, piroxeno y apatito se constituirían como el principal proceso involucrado. 5.2 Evolución magmática de la isla Robinson

Crusoe Las características petrográficas y geoquímicas de las distintas secuencias permiten establecer una clara tendencia marcada por el aumento de la alcalinidad en las unidades volcánicas más jóvenes. Esta alcalinidad se refleja en un mayor contenido en LILE con respecto a HFSE. Luego, las rocas parcialmente alteradas de la SPL son toleíticas (La/Yb=10,69, Ba/Zr=0,76, Nb/Zr=0,16). La fase principal de volcanismo de escudo (SPIN) es transicional de toleítica a alcalina (La/Yb=13,69; Ba/Zr=1,07; Nb/Zr=0,16); destacando la existencia de picritas y meimequitas con acumulación de olivino (La/Yb=6,76; Ba/Zr=0,73; Nb/Zr=0,13). Finalmente, las basanitas post-escudo de la SBDP son fuertemente alcalinas (La/Yb=22,32; Ba/Zr=2,26; Nb/Zr=0,26).

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

35 45 55 65 75 85

Ni

(pp

m)

Mg #

Picritas y meimequitas

378

Figura 2. Diagrama de variación CaO vs V. Se aprecia la tendencia a la disminución conjunta de CaO y V indicativa de fraccionamiento de clinopiroxeno. Se muestran las tendencias reportadas para los montes submarinos Friday y Domingo(Devey et al, 2000) Este aumento progresivo en el valor de las razones La/Yb y Ba/Zr en la secuencias más jóvenes, así como el importante enriquecimiento en Nb y Ta (menos notorio en Zr, Y, Hf y Th) en la SBDP (reflejado en la razón Nb/Zr) implica importantes cambios en la petrogénescada secuencia. En este sentido, fueron estudiadas preliminarmente las muestras más primitivas de cada unidad (excluidas rocas con acumulación de olivino) manejando dos hipótesis capaces de explicar estos cambios. La primera hipótesis corresponde a cambios en el grado de fusión parcial a partir de una misma fuenteformación de la SBDP se explicaría mediante grados de fusión parcial muy bajos (~2%) a partir de una fuente enriquecida en Nb (con respecto al manto primitivo de Sy McDonough (1989)). La segunda hipótesis plantea un cambio en la fuente mantélica asociada a la formación de la SBDP. Esta fuente se encontraría enriquecida fuertemente en Nb y Ta, y levemente en Zr, Y, Hf y Th,características geoquímicas similares a la fuente tipo HIMU (Weaver, 1991) (Fig. 3). El sólido parental del de las secuencias correspondería a un término entre fuentes tipo HIMU y N-MORB (Fig. 3) Agradecimientos Los autores agradecen al proyecto Fondecyt 1110966 que financia esta investigación, a D. Morata y D. Sellés por las observaciones realizadas durante el desarrollo del estudio, y a M. Piña, G. Orozco y P. Sepúlveda por sus

Diagrama de variación CaO vs V. Se aprecia la

tendencia a la disminución conjunta de CaO y V indicativa de fraccionamiento de clinopiroxeno. Se muestran las tendencias

Friday y Domingo.

ento progresivo en el valor de las razones La/Yb y Ba/Zr en la secuencias más jóvenes, así como el importante enriquecimiento en Nb y Ta (menos notorio en Zr, Y, Hf y Th) en la SBDP (reflejado en la razón Nb/Zr) implica importantes cambios en la petrogénesis asociada a

fueron estudiadas preliminarmente las muestras más primitivas de cada unidad (excluidas rocas con acumulación de olivino)

dos hipótesis capaces de explicar estos

cambios en el grado de a partir de una misma fuente. En tal caso, la

formación de la SBDP se explicaría mediante grados de fusión parcial muy bajos (~2%) a partir de una fuente

(con respecto al manto primitivo de Sun La segunda hipótesis plantea un

cambio en la fuente mantélica asociada a la formación de encontraría enriquecida

y levemente en Zr, Y, Hf y Th, con características geoquímicas similares a la fuente tipo

sólido parental del resto un término intermedio (Fig. 3).

Los autores agradecen al proyecto Fondecyt 1110966 que a D. Morata y D. Sellés por las

observaciones realizadas durante el desarrollo del estudio, a M. Piña, G. Orozco y P. Sepúlveda por sus

observaciones y colaboración en te

Figura 3. Diagrama de variación de las razones Ba/La vs Nb/Zr con composición promedio de rocas generadas a partir de fuentes mantélicas tipo HIMU, EMI, EMII y NSe aprecia la cercanía de la SBDP con rocas de la composición intermedia entre HIMU y Nde las secuencias. Referencias Baker, P.E.; Gledhill, A.; Harvey, P.K.; Hawkesworth, C.J. 1987.

Geochemical evolution of the Juan Fernandez Islands, SE Pacific. Journal of the Geological Society 144: 933

Devey, C.W.; Hémond, C.; Stoffers, P. 2000. Metasomatic reactions between carbonated plume melts and mantle harzburguite: the evidence from Friday and Domingo Seamounts (Juan Fernandez chain, SE Pacific). Contributions to M139: 68-84.

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Weaver, B.L. 1991. The origin of ocean island basalt endcompositions: trace element and isotopic constraints. Planetary Science Letters 104: 381-397

0,00

0,05

0,10

0,15

0,20

0,25

0,30

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Nb

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N-MORB

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Diagrama de variación de las razones Ba/La vs Nb/Zr con composición promedio de rocas generadas a partir de fuentes mantélicas tipo HIMU, EMI, EMII y N-MORB (Weaver, 1991). Se aprecia la cercanía de la SBDP con rocas de fuente HIMU, y la composición intermedia entre HIMU y N-MORB para el resto

Baker, P.E.; Gledhill, A.; Harvey, P.K.; Hawkesworth, C.J. 1987. Geochemical evolution of the Juan Fernandez Islands, SE

Geological Society 144: 933-944. Devey, C.W.; Hémond, C.; Stoffers, P. 2000. Metasomatic reactions

between carbonated plume melts and mantle harzburguite: the evidence from Friday and Domingo Seamounts (Juan Fernandez chain, SE Pacific). Contributions to Mineralogy and Petrology

Farley, K.A.; Basu, A.R.; Craig, H. 1993. He, Sr and Nd isotopic variations in lavas from the Juan Fernandez Archipielago, SE

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Frutos, J. (eds). Geología Marina de Chile. Comité Oceanográfico Nacional de Chile; Pontificia Universidad Católica de Valparaíso; Servicio Nacional de Geología y Minería

de las islas Robinson Crusoe y Santa élago Juan Fernández, V Región, Chile. Memoria

para optar al título de geólogo. Antofagasta, Universidad del Norte, Departamento de Geociencias. 103p.

Stuessy, T.F.; Foland, K.A.; Sanders, R.W.; Silva, M. 1984. Botanical and geological significance of potassium-argon dates from the Juan Fernández islands. Science 225 (4657): 49-51.

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Weaver, B.L. 1991. The origin of ocean island basalt end-member sotopic constraints. Earth and 397.

15 20

Ba/La

EMII EMI

379

Thermal modeling of pluton emplacement, a case stud y: the Kranck Pluton, Fuegian Andes, Argentina María Elena Cerredo 1, Javier Ignacio Peroni 1,2, Alejandro Alberto Tassone * 1 and Marco Menichetti 3

1 IGEBA, CONICET-UBA. Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Pabellón II, Ciudad Universitaria, Buenos Aires, Argentina 2 SEGEMAR- Dirección de Recursos Geológicos Mineros, Área Geofísica, Av. Julio A. Roca 651, Buenos Aires, Argentina 3 Istituo di Scienze della Terra, Università di Urbino, Campus Scientifico Universitario, Urbino, Italy *E-mail: atassone@gl.fcen.uba.ar Resumen : El plutón Kranck (PK) aflora en la margen norte del Lago Fagnano, Tierra del Fuego (Argentina), en la faja plegada y corrida del erógeno fueguino. Está emplazado en la secuencia sedimentaria (dominada por fangolitas) de la Formación Beauvoir (Cretácico inferior). Se trata de un intrusivo epizonal, con una amplia variedad composicional (desde facies ultrabásicas hasta sieníticas). El PK es un cuerpo de pequeñas dimensiones (∼ 6 km3) de forma tabular según surge del modelado magnético 3D. En esta contribución se presentan los resultados de un modelado térmico preliminar que intenta evaluar la evolución del sistema plutón/roca de caja desde el momento de la intrusión magmática hasta alcanzar el equilibrio térmico. En este modelo simple se considera que el emplazamiento es instantáneo y que la transferencia de calor se produce sólo por conducción; se analizan los resultados de este modelo en cuanto al impacto térmico y la posibilidad de generar cambios mineralógicos en la roca hospedante.

Palabras claves : plutón Kranck, modelización térmica, Tierra del Fuego, Argentina

1 Introduction

The Kranck pluton (KP) is a small (<10 km2), subcircular, epizonal intrusive body exposed at the northern shore of Lago Fagnano, in Sierra de Beauvoir, Tierra del Fuego. The intrusive body is hosted in the pelite/mudstone sequence of the Lower Cretaceous Beauvoir Formation (Fig. 1B). The KP is located within the Fuegian thin-skinned fold-thrust belt, the intrusive body is flanked by two major structures: a low angle NNE verging thrust (belonging to the main stack of Fuegian Cordillera thrust front at the boundary with the Magellan foreland) in the north, and the eastern tip of the M. Hope-Catamarca-fault segment belonging to the Magallanes-Fagnano Fault System, at the south (Fig. 1B; Menichetti et al., 2008). Field and magnetic fabric data indicate concordant foliations within the pluton and its country rocks (Cerredo et al., 2010). The KP displays a large compositional span, from monzogabbro to syenite, of metaluminous, shoshonitic nature, as typical in other Fuegian plutons (Cerredo et al. 2005; Peroni et al. 2009). The KP

encompasses minor cumular ultrabasic facies, gabbros, monzodiorite and monzonite facies and late stage syenite veins and dykes. Monzodiorite facies is generally heterogeneous, bearing mafic microgranular enclaves (MMEs) several cm to dm in size, either with typical crenated outlines or as diffuse ghosts parallel to magmatic banding. Some MMEs show clear textural features of undercooling suggesting a scenario of sudden mixing of magmatic liquids of contrasting temperatures which points to several injection episodes in the assembly of KP.

Figure 1. A) General map showing the tract of Magallanes-Fagnano Fault System (MFS) in central Tierra del Fuego; star indicates the Kranck pluton location. B) Geological sketch depicting the main structures and units in the area of Kranck Pluton (KP) within the fold-and-thrust Fuegian belt, overprinted by strike-slip structures. Deformation/crystallization relationships indicate a dynamic scenario for the emplacement and cooling evolution; syn-magmatic foliations were recognized both at the meso- and microscales; not penetrative subsolidus medium- T microstructures parallel the submagmatic ones and both are variably overprinted by brittle deformation. A pilot AMS survey on KP suggests a probable layered nature for the central part of the intrusion (Cerredo et al., 2010).

380

Although the KP outcrops are restricted and largely covered by forest, we could decipher its 3D size and shape on magnetic modeling grounds. Within the frame of a project directed to geophysical modeling of plutons (e.g. Tassone et al., 2005) the KP was modeled. Aeromagnetic surveys have revealed an outstanding anomaly with a subcircular pattern and average diameter of around 6 km associated with KP oucrops (Peroni et al., 2007; Vilas et al., 2007). The modeling of the aeromagnetic anomaly yielded a thin sheet body (Peroni et al., 2008a and b).

2 Thermal modeling Thermal modeling, following the observed geological features and with reasonable assumptions magma and country rock properties, helps to understand the geologic history of intrusive–country rock system and has to be used only as an approximation to the real behavior of the system. The conductive cooling model used here only applies to static, or motionless, magma bodies and do not consider heat transfer facilitated by fluid circulation. Nevertheless, it is useful as a preliminary scenario against which to evaluate thermal histories of more dynamic advective and convective systems where movement of liquids facilitates heat transfer. The cooling model attempts to estimate the highest temperature reached in the country rock at the emplacement depth.

Figure 2. Thermal modeling results for different time stages displayed in S-N sections. The grey area in the figures represents the intrusive. The initial conditions for the model are: magma temperature 1100 ºC (assuming the whole pluton emplaced instantaneously and had an intermediate composition), depth of magma emplacement 1 Kbar (based on published stratigraphic and tectonic data). The assumed pluton size and geometry are those provided by magnetic modeling (Peroni et al., 2007, 2008 a and b) which yielded a tabular, high aspect ratio 3D shape (∼ 0.4 km thick, oval in plan

view, ∼ 2.5 km in E-W and ∼ 5 km in N-S directions). It was assumed a surface temperature of 20ºC and a geothermal gradient of 20º C/km. Figure 2 illustrates model states after the intrusion; in the initial stage, the magma is at an initial temperature of 1100ºC which just after the emplacement suddenly drops in contact with the host introducing an enormous thermal impact. The major part of the modeled pluton is below its solidus (Fig. 2A). At 0.5 x 103 years after intrusion (Fig. 2B), the temperature within the magma body had mostly decreased to less than 600 ºC and liquid crystallization had completed. By this time, thermal evolution in the country rock shows an anomalous high temperature geotherm. The temperature of the host increased up to ca. 400 ºC below the intrusive body along a belt ∼ 150 m thick, whereas in the upper thermal aureole, host rocks mostly lie within 200-400 ºC. The thermal disturbance introduced by magma emplacement ceases by around 2000 years after the intrusion when the 400º C isotherm lies entirely within the cooling magma body (Fig. 2D). In the subsequent 3 x 103 and 4 x 103 years after the intrusion, the temperature profile in the country rock shows rapid relaxation of isotherms; at 4000 years maximum temperatures within the lower thermal aureole had dropped to 300º C in a narrow and localized belt of less than 150 m (Fig. 2F). Model predicts that, at a depth of 3.5 km, temperatures above 400 ºC that could produce a metamorphic contact aureole in the country rock are only reached in a narrow zone of less than 200 m around the lower pluton/country rock contact and that the peak temperature is reached soon after the intrusion (at 0.5 x 104 years after the intrusion, see Fig. 2B). These peak T-conditions are maintained during less than 2000 years. 3 Discussion The obtained results of the simple conductive model show that the thermal impact in the country rocks by the KP emplacement is extremely short-lived. The thermal model for the pluton-host rock system displays an asymmetric distribution of isotherms within the aureole and some diachronism in peak-T conditions (especially observable between the lower and upper aureoles, Fig. 2B, C, D). Although the model considered an instantaneously emplaced magma body, we are aware that pluton construction likely occurred incrementally. Nevertheless, plutons with the volume of the KP (∼ 6 km3 as indicated by magnetic modeling) would assemble in a time-span ranging from 100 to 8000 years (de Saint Blanquat et al., 2011) which may be considered as instantaneous for geologic timescales. This purely conductive model also ignores the possible occurrence of magma convection within the intrusion and

381

of hydrothermal circulation within the country rock. If both processes were considered, cooling of the intrusion would be much faster. Therefore, we think that the heat conductive model here presented likely represents the scenario of maximum thermal perturbation produced by the KP in the host rocks. In this connection, the short-lived thermal anomalies > 400º C (< 2000 years) impede by kinetic factors the development of index mineral assemblages within the country rocks. The results of this preliminary model agree with the absence of petrographycally recognizable contact associations. Acknowledgements This contribution is part of a major project (PICT 2007-00434) of the Agencia de Promoción Científica y Tecnológica (Argentina). Logistic support during field work of Estación Astronómica de Río Grande and A. Echeverría of Estancia El Torito (Tierra del Fuego) are also acknowledged. References Cerredo, M.E., Remesal, M.B., Tassone, A., Lippai, H. 2005. The

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382

Are the La Pampa Gneisses remnants of the Chilenia basement? Javier Álvarez* 1, Constantino Mpodozis 2, Antonio García-Casco 3, 4, Idael F. Blanco-Quintero 3, 5 and Diego Morata 1, 6 1 Departamento de Geología, Fac. de Cs. Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. 2 Antofagasta Minerals, Apoquindo 4001, Santiago, Chile. 3 Departamento de Petrología y Mineralogía, Universidad de Granada, España. 4 Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (IACT, CSIC-UGR), España. 5 Departamento de Geociencias, Universidad de Los Andes, Bogotá, Colombia. 6 Centro de Excelencia en Geotermia de Los Andes (CEGA), Universidad de Chile, Chile. * E-mail: javalvar@cec.uchile.cl Abstract. The La Pampa Gneisses (LPG) form a small outcrop of leucocratic gneisses embedded within the late Paleozoic-Triassic Chollay Batholith to the east of Vallenar (Chile). The LPG was previously considered one of the few preserved remnants of the Chilenia basement (accreted to the Gondwana margin in the Devonian). Zircons collected from these rocks show inherited cores with highly variable U/Pb ages and two principal peak of ca. 301 Ma, interpreted as the age of zircons in the protolith; and a younger peak at ca. 263 Ma, probably record the age of a metamorphic episode, related to a regional Permian intrusion event. Calculated P-T conditions show that peak conditions took place at ca. 780 ºC and 5.3 kbar. These new data indicate that the LPG were emplaced and metamorphosed during the late Paleozoic, attesting that they are not relicts of the Chilenia basement. Keywords: Chilenia, U/Pb, Zircon, Geothermobarometry. 1 Introduction During most part of the Paleozoic a variety of allocthonous terranes (Pampia, Famatina, Arequipa-Antofalla and Cuyania) were amalgamated to the stable Río de la Plata and Amazonia cratons (Fig. 1). The latest terrane to become part of Gondwana was the hypotetical Chilenia terrane (Ramos et al., 1986; Fig. 1), which accreted to the western margin during the Devonian (ca. 395 Ma; Davis et al., 2000; Willner et al., 2011). However, unlike other terranes such as Pampia or Cuyania (Ramos, 2009; 2010), the outcrops attributed to Chilenia are scarce and there is no direct evidence for its original affiliation. The Guarguaraz Complex, that occur close to Mendoza, Argentina (Fig.1) has been interpreted as an acretionary wedge developed between Chilenia and Cuyania during the Devonian (Willner et al., 2011 and references therein). Chilenia seems to have bounded to the west by late Paleozoic subduction originated after its collision with Gondwana (Hervé, 1988; Fig. 1), which probably include the El Tránsito Metamorphic Complex located in the Frontal Cordillera, east of Vallenar (Ribba et al, 1988; Álvarez et al., 2011). One of the scarce outcrop attributed to Chilenia is Las Yaretas Gneisses (Keppie and Ramos, 1999). However,

López de Azarevich et al. (2009) locate them as part of Cuyania basement.

Figure 1. Map of tectonostratigraphic terranes of Central Chile and Argentina (Ramos, 2009). In black, outcrops of the main metamorphic complexes. TMC: El Tránsito Metamorphic Complex, LPG: La Pampa Gneisses, GC: guarguaraz Complex, LPAC: Late Paleozoic Accretionary Complexes. Another unit attributed to Chilenia is the Filo Gris Complex (Astini and Cawood, 2009; Fig. 1), in the Frontal Cordillera of La Rioja, Argentina. Finally, the only one outcrop attributed to Chilenia basement in Chile

383

corresponds to the La Pampa Gneisses (LPG; Ribba et al., 1988; Moscoso et al., 2010). According to Ribba et al. (1988), these rocks form a 2 km in diameter, subcircular enclave within late Paleozoic granitoids of the Chollay Batholith in the El Tránsito valley, east to Vallenar (Fig. 1). The LPG are surrounded by a migmatitic aureole including metamorphic fragments in a tonalite to granodiorite neosome (Ribba et al., 1988) similar to the late Paleozoic granitoids surrounding the metamorphic enclave (Mpodozis and Kay, 1992). The LPG are light colored rocks with alternating biotite-rich and quartz-feldespatic bands. Their mineralogy includes quartz, plagioclase and biotite plus muscovite and also sillimanite and cordierite. Ribba et al. (1988) suggested that they were “probably derived form a granodioritic protolith”. One of the reasons to suggest that the LPG could be part of the basement of Chilenia is a Silurian (415±4 Ma) three point whole rock Rb/Sr isochron age reported by Ribba et al. (1988). Two K/Ar ages (muscovite: 239±10 Ma, biotite: 236±6 Ma) together with a 246±18 Ma Rb/Sr whole rock-muscovite-biotite isochron were considered, by the same authors, as the product of a younger Triassic thermal event. To check more carefully, the possible affinities of the LPG with the Chilenia basement it is necessary to employ more penetrative geochronological methods including zircon U/Pb dating. In this contribution, we present new zircon U/Pb age data for the LPG and some of the sourrounding plutons together with petrological (geothermobarometric and P-T path calculations) data for the LPG in order to evaluate its potential adscription to Chilenia. 2 New data from the La Pampa Gneisses Geochronology: Figure 2 show the probability density plot of sample JA05, onsidered to be representative from the LPG. The analyzed sample is a banded gneiss formed by plagioclase, quartz, biotite, muscovite, cordierite and sillimanite. Ages of individual zircon grains extend from the Mesoproterozoic to the Permian. The oldest zircons (Mesoprotrozoic, Cambrian, Ordovician and Silurian) are doubtless inherited. The largest populations are late Paleozoic, and include two peaks at 301 (Carboniferous) and 263 Ma (Permian). Carboniferous ages come from zircons with euhedral and prismatic habit that suggest an igneous origin either "in situ" or, if they were detrital zircons, a source very close. Permian ages come instead from the rims of grains with evidence of crystallization, thus showing that would, have been, most likely related to a Permian metamorphic event. Geothermobarometry: The P-T evolution of LPG sample JA05 was evaluated by means of an isochemical PT projection (pseudosection) using the bulk chemical analysis of the sample, obtained by ICP-OES. Calculations were performed for the KNCFMASHT system using Perple_X software (Connolly, 2005). The pseudosection

shows a field formed by sillimanite, biotite, plagioclase, cordierite, garnet, quartz and melt, similar to the peak metamorphic assemblage of the sample. This modelling, and the fact that sillimanite is strongly deformed, whereas quartz and plagioclase are not, suggest that partial melting occurred during prograde metamorphism. The isopleths of observed mineral composition intersect in the stability field of the observed assemblage. Using these data the peak metamorphic conditions are estimated at ca. 780 ºC and ca. 5.3 kbar. Considering that the closure temperature in zircon U/Pb system is over 900 °C (Lee et al., 1997), we conclude that Carboniferous (ca. 301 Ma) ages of LPG correspond to the protholith age.

Figure 2. LA-ICP-MS zircon probablity density ages plots for analyzed grains.

384

3 U/Pb ages from late Paleozoic and Triassic intrusives

Along with the analysis in the LPG, we analyzed two samples from the Chollay Batholith from localities north and east of the LPG outcrops. The first corresponds to a hornblende-biotite tonalite sample from an large pluton (termed here as La Totora pluton) that intruded the LPG north of the El Tránsito river. This sample (JA01) yield a 266,1±3,5 Ma (Fig. 2) crystallization age, concordant with the age obtained in recrystallized borders within the LPG zircons. The second sample (JA02) corresponds to a coarse grained leucocratic “pink” granites that from large outcrops to the east and were attributed by Mpodozis and Kay (1992) to the Chollay intrusive unit of the Chollay Batholith. This sample has a crystallization age of 247,7±3,4 Ma and is slightly older than another U/Pb age (242,5±1.5 Ma) reported, for the same pluton by Martin et al. (1999), south to the study area. Both ages attest the occurrence of a regional Triassic intrusive. These are older than the K/Ar reported by Ribba et al (1988) for the LPG that probably correspond to regional colling ages. 4 Discussion and Conclusions The outcrops of La Pampa Gneisses have been considered as a potential candidate to be the only preserved relict of the Chilenia basement in Chile (Ribba et al., 1988). Nevertheless, the maximum age (ca. 301 Ma) of igneous emplacement indicated by LPG zircon cores, is younger than the time considered as the age of accretion of Chilenia to Gondwana (ca. 395 Ma; Davis et al., 2000). The data presented here rules out the possibility that LPG are remnants of the Chilenia basement. The La Pampa Gneisses were formed after the time of Chilenia collision to Gondwana. The metamorphic episode can be linked, as shown by the age of zircon rims, to the intrusion of tonalite-granodioritic phases of the Chollay Batholith during the Permian. By contrast, the younger Triassic intrusive event extensively developed to the east, was unable to alter the balance of the mineral phases. Aknowledgments This work was supported by Conicyt doctoral thesis and Departamento de Postgrado y Postítulo, Universidad de Chile grants, Fondecyt Project 1080468, Chile and MICINN Project CGL2009-12446, Spain. References Alvarez, J., Mpodozis, C., Arriagada, C. Astini, R., Morata, D.,

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385

Petrography and Geochemistry of Alkaline Basalts fr om the Sierra de Valle Fértil, Western Sierras Pampean as, Argentina

B. Castro de Machuca 1, M. G. López 1,2, D. Morata 3, A. Conte-Grand 2, S. Pontoriero 2, J.P. Domínguez 2 1CONICET- Argentina. E-mail: bcastro@unsj-cuim.edu.ar. Projects PIP09-0878 CONICET and 21/E896 CICITCA-UNSJ 2Instituto de Geología (INGEO), FCEFN, Universidad Nacional de San Juan. Av. Ignacio de la Roza y Meglioli, CP 5407 Rivadavia, San Juan, Argentina 3Departamento de Geología - Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (FONDAP-CEGA), Universidad de Chile, Santiago, Chile

Abstract . Alkaline basalts and trachybasalts ascribed to the latest stages of the Gondwanian orogenic cycle overlie the crystalline basement of the Sierra de Valle Fértil. These rocks have evolved from a MgO-rich primary magma and are the result of magmatic activity associated with intra-crustal rifting related to deep lithospheric fractures in the Western Sierras Pampeanas area. Keywords : alkaline rocks, petrography, geochemistry, within-plate, Western Sierras Pampeanas 1 Introduction Alkaline volcanic rocks of assumed Early Triassic age overlie and/or intrude the Proterozoic-Lower Palaeozoic high-grade crystalline basement of the Sierra de Valle Fértil, Western Sierras Pampeanas, province of San Juan, Argentina. The main outcrops are found on both sides of the Estancia Quiroga-Los Bretes depression, a NW-SE belt of ca. 30 km in length and up to 4 km wide limited by normal faults. Minor outcrops have been recognized within the range. These rocks evidence a compositional spectrum ranging from basalt and trachybasalt flows, associated with coeval intermediate phonolite and trachyte bodies, to alkaline rhyolite (Mirré, 1976). The mafic rocks predominate over the more silicic. Included amongst the first are the San Agustin Basalt (BSA, 30°38’3.2’’S-67°28’28.5’’W), the Usno Basalt (BU, 30°33’54.03’’S-67°32’29.02’’W), and the Los Molles-Los Bretes Trachybasalt (LM-LB, 30°46’01.71’’S-67°27’17.96’’W). The main geologic and petrographic features of these mafic rocks are here summarized. Also, major and trace element data and their relationship to the regional tectonic regime are presented. 2 Field Occurrence and Petrography The lava flows have variable aerial extent. The BU covers an area of less than 0.03 km2 whilst the LM-LB trachybasalt extends at about 5.7 km2. The maximum thickness of basalt flows do not exceeds 6 m (Fig. 1a). At the BU and BSA exposures, two different flows are distinguished. An upper flow, relatively massive with

narrowly spaced subhorizontal parting, rests on the top of a spheroidally weathered scoriaceous flow (Fig. 1b). The LM-LB trachybasalt shows poorly defined columnar jointing < 7 cm in diameter however wavy flow-like structures and parting are common. Fresh rocks are dark grey to black, but locally are extensively weathered to light grey, purplish grey, or rust orange. In hand specimens, they are typically dense, fine grained, and sparsely phyric to aphyric. The BU is strongly vesicular and shows numerous ovoid and elongated vesicles (Fig. 1c), whereas the BSA shows only local rounded to ovoid amygdales that reached up to 12 cm in diameter. Vesicles are not enough significant in the LM-LB trachybasalt. Most of the voids are empty, but some are filled with calcite and other secondary minerals (mostly zeolites, quartz, chalcedony, analcite, chlorite and celadonite). The basalt flows do not exhibit uniform petrographic characteristics. The BSA consists of plagioclase (≈ 50%), olivine (≈ 20%), pyroxene (≈ 10%) and opaque minerals (mainly magnetite ≈ 20%). Both mafic minerals are present as subhedral to euhedral phenocrysts and microphenocrysts, while oriented plagioclase is restricted to the fine-grained intergranular- and intersertal groundmass. Olivine phenocrysts and microphenocrysts are colourless to pale grey and range between 0.08 mm and 1.7 mm in size, displaying seriate texture. Some of them are embayed (Fig. 2a). The larger grains are moderately fractured and show incipient replacement by iddingsite and rarer chloritization along fractures and crystal edges. Clinopyroxene (augite) occurs as colourless to light brownish subhedral to euhedral, twinned and sector-zoned phenocrysts with sieve texture up to 2.0 mm in length. Apatite, small nepheline crystals and interstitial glass, may be present in the matrix. The BU is composed of essential plagioclase (≈ 70%) and microphenocrysts (≤ 0.3 mm) of subhedral to euhedral olivine (≈ 10%) typically embayed and in many places aligned, completely pseudomorphed by iddingsite. Scarce phenocrysts of euhedral twinned plagioclase up to 0.5 mm long are also present and set in the very fine-grained groundmass made up of aligned plagioclase laths with trachytic texture (Fig. 2b). The groundmass plagioclase is sodic labradorite to calcic andesine; the

386

phenocrysts are more calcic (labradorite). In the LM-LB trachybasalt, plagioclase is the dominant constituent (70-75%). It occurs in two generations as larger subhedral to euhedral oligoclase phenocrysts (up to 4 mm in length), and as small tabular to elongated microlites of andesine in the groundmass with a noticeable subparallel alignment (trachytic texture). The groundmass texture is intergranular, but some brown interstitial devitrified glass can be seen. The phenocrysts show multiple twining, zoning and sieve-textured rims (Fig. 2c). Scarce microphenocrysts of completely altered olivine along with a high proportion (≈ 20%) of opaque minerals (mostly magnetite) and accessory apatite are scattered throughout the rock. The BSA and BU are olivine and nepheline normative, consistent with the phenocryst mineralogy of Pl+Ol±Cpx, suggesting that these rocks have evolved in low pressure crystal equilibrium from MgO-rich primary magma. 3 Geochemistry In terms of total alkalis vs. SiO2 (Fig.3a), the studied rocks lie in the field of the alkaline magma series, ranging from olivine basalt-basanite (BU and BSA) to trachybasalt or mugearite (LM-LB). Major and trace element compositions vary somewhat, but are in the range expected for alkaline rocks. The SiO2 values range from 45-48.4 wt% in the basalts and from 50.8-51.8 wt% in the trachybasalt. The MgO content of the BSA and BU ranges from 3.5-7.12 wt% and from 2.07-1.13 wt%, respectively, whilst it varies from 0.8-3.46 wt% in the LM-LB. The total FeO content varies between 12.2-13 wt% in the BSA, from 11.8-12.9 wt% in the BU and from 11-11.9 wt% in the LM-LB. BSA has Na

2O and K

2O averages of 4.34 and 1.54 wt%,

BU 3.88 and 3.70 wt%, and LM-LB 5.12 and 2.90 wt%, respectively. In Harker diagrams MgO, CaO, Na2O and TiO2 show negative correlations with SiO2 whilst Al2O3 and K2O show positive correlation. Trace element contents such as Cr, Ni and V decrease with increasing SiO2 content while Rb shows a positive correlation with silica. The BSA has moderate to high Ni and Cr contents. Ni average is 122 ppm and Cr average content is 200 ppm. These values are significantly lower for the BU (Ni 23 wt% and Cr < 10 wt% averages) and for the LM-LB (Ni 18 wt% and Cr 33.7 wt% averages). Rb content in the BSA is relatively low, with an average of 13 ppm, but it increases in the LM-LB (33.15 ppm average) and in the BU (39.5 ppm average). Sr content in the basalts ranges from 711 to 1600 ppm (967 ppm average) and, in the LM-LB trachybasalt from 843 to 901 ppm (858.5 ppm average). The BSA, BU and LM-LB have average Zr contents of 214, 274 and 316 ppm, respectively. Nb values range between 50.8 to 67.6 ppm (57.4 ppm

average). The averages of Zr/Nb ratio are 3.8, 5.0 and 5.3 for the BSA, BU and LM-LB, respectively. The Y content for all these rocks shows a very limited variation from 23.1 to 31.8 ppm (28.2 ppm average). Spiderdiagrams for the basalts and the trachybasalt (Fig. 3b) show identical pattern with a peak at Nb-Ta. Nevertheless, BU is relatively depleted in Rb and K respect to the other analyzed rocks. In the chondrite-normalized REE diagram (Fig. 3c) light-REE are strongly enriched while heavy-REE abundances are about 7 to 15 times the chondritic values, suggesting the presence of garnet as residual phase in the source. Several geochemical discrimination diagrams were applied in the interpretation of the tectonic setting of these rocks. In the Zr vs. Zr/Y diagram (Fig. 3d) all the samples fall within the intraplate basalt field. This is further supported by the Zr-Ti/100-Y*3 and Zr/4-Nb*2-Y diagrams (not shown). Moreover, in the La/10-Y/15-Nb/8 diagram (Fig. 3e) all samples are plotted in the field of alkaline basalts of continental intraplate (rift) setting. Preliminary Considerations In spite of the absence of radiometric age determinations of the alkaline volcanic activity in the area, it has been ascribed to the latest stages of the Gondwanian orogenic cycle (Early Triassic) characterized by active extensional faulting, development of sedimentary rift basins, and non-orogenic magmatism along the continental margin of Gondwana. The Triassic rift system has a general NW-SE trend controlled by basement fabrics. The BSA, BU and LM-LB are located along the margin of the uplifted eastern basement block of the Sierra de Valle Fértil following such broad structural trend, and are closely related to deep lithospheric fractures. The studied volcanic rocks would then be the result of intraplate magmatic activity associated with intra-crustal rifting. References Cabanis, B., Lecolle, M., 1989. Le diagramme La/10-Y/15-Nb/8; un

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387

Figure 1. a) LM-LB trachybasalt flow, b) lower scoriaceous and upper massive basalt flows (BU), c) Vesicular texture in the BU.

Figure 2. a) Embayed olivine phenocryst (NX), b) olivine microphenocrysts fully replaced by iddingsite in a groundmass of plagioclase laths and opaques (N//), c) zoned and sieve-textured plagioclase phenocrysts in a matrix of similar composition (NX).

Figure 3. a) Classification diagram (Cox et al., 1979). Also shown is the dashed line dividing subalkaline and alkaline fields (Irvine & Baragar, 1971), b) multi-element diagram normalized to chondrite (Thompson, 1982), c) REE diagram normalized to chondrite (Nakamura, 1974), d) Zr-Zr/Y diagram (Pearce & Norry, 1979), e) La/10-Y/15-Nb/8 diagram (Cabanis & Lecolle, 1989). BSA: rhombus, BU: triangle, LM-LB: square and circle.

388

Granitoid textures using CL-petrography: examples from the Illapel Intrusive suite, Chile Michael D. Higgins

1 and Diego Morata

2*

1Sciences Appliqués, Université du Québec à Chicoutimi, 555 blvd de l'Université, Chicoutimi, Québec, G7H 2B1, Canada.

2Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA-FONDAP). Facultad de Ciencias

Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile *Contact email: dmorata@cec.uchile.cl Abstract. Cathodoluminiscence (CL) petrography permits identification and characterization of feldspar textures in plutonic rocks. This technique has been applied to plutonic rocks from the Lower Cretaceous Illapel Plutonic Complex (Coastal Range of central Chile). Magmatic and subsolidus textures can be observed using cold cathode CL-microscope. This inexpensive, powerful and easily to apply technique reveals some critical aspects related with feldspars texture and chemical composition that are not evident using classical polarised microscopy or some more expensive scanning electron techniques. Keywords: Cathodoluminiscence, petrography, plutonism,

petrogenesis

1 Introduction

The petrogenesis of igneous rocks is recorded by the

development of its texture (microstructure). Texture is

taken here as the complete geometric description of the

crystals in the rock, together with their internal structural,

chemical and isotopic variations. The geometric aspects of

texture have been quantified in studies of many different

types of plutonic and volcanic rocks, except granitoids

(Higgins 2006). Part of the reason for this is the

complexity of the textures of many granitoids, as revealed

by heterogeneities within crystals.

Information on the textural variation within crystals can be

studied using point analyses or by imaging techniques. In

this paper we will discuss cathodoluminescence (CL:

electron-excited luminescence) imaging, an inexpensive,

powerful and well-known technique (Pagel et al., 2000)

that has been rarely applied to the study of granitoids (e.g.

Slaby and Götze, 2004; Catlos et al., 2010; Dalby et al.,

2010). CL easily reveals the presence of different feldspar

type and textures because subtle variations in feldspar

chemistry may result in different CL colours and intensities

(see Dalby et al., 2010 and references therein).

Specifically, vivid red CL is observed in almost pure albite

(Ab>95), contrasting with the blue CL colours that

characterized K-feldspar. Consequently, chemical

heterogeneities in minerals revealed by CL have been used

to identify magmatic evolution (e.g., 6áDE\� DQG� *|W]H��

2004), or in relation with subsolidus processes (e.g., Dalby

et al., 2010 and references therein).

In this contribution we show that CL-petrography can add

much information to simple optical examination of thin

sections, and guide further investigations by more

expensive and spatially restricted methods.

2 Methododology

The bombardment of materials by electrons produces a

wide range of secondary particles and radiations, including

light, which is the phenomenon of CL (e.g. Pagel et al.,

2000). Electrons lose their energy fast in minerals; hence

the CL light is produced close to the surface. CL light has a

wide range of wavelengths, but usually only visible light is

used for geological purposes, especially in the microscope-

based system used in this study.

CL images can also be made using a dedicated instrument

attached to an optical microscope. A wide beam of

electrons from a cold-cathode source is directed towards a

polished thin section, which is in a vacuum chamber

attached to the microscope stage. An area about 3 mm in

diameter is obliquely illuminated with electrons. Light

from the section escapes though a window into the

objective of the microscope. The system is fast, as no

scanning is required, and can detect both colour and

intensity of the CL. Each image can cover a much larger

area, but the resolution is lower than in SEM based

systems as it limited by the window and the sample-

objective distance. This type of CL system is useful if large

areas are to be imaged: it is quite fast and feasible to image

a significant fraction of a thin section. As granites are

generally quite coarse-grained, this was the CL method

used in this study.

3 Granitoid samples from the Illapel Plutonic Suite

Studied samples are from the Illapel Plutonic Complex, a

Cretaceous N-S elongated body that intrudes Upper

Jurassic to Lower Cretaceous volcanic and volcaniclastic

rocks (Parada HW�Dl., 1999; Rivano HW�DO., 1985; Morata HW�

DO�, 2010). This plutonic complex ranges from medium-

grained gabbro to trondhjemites, with hornblende and

biotite ± clinopyroxene bearing tonalites and granodiorites

as the most abundant lithologies. Three samples have been

chosen to illustrate the applications of the CL technique.

389

ILL-08-74 is a fresh, relatively fine-grained granodiorite.

The XL image (figure 1A) shows that the minerals are

fresh, with relatively unequilibrated textures. Orthoclase

forms large plates, some of which are not evident as they

are in extinction. In the CL image (figure 1B) plagioclase

is green and is the dominant mineral (42%). The texture

shows that it was the first major mineral to form. The

interior of the grains are bright green and very fresh. Some

zoning is revealed at the edges with darker green colours,

which correspond to clear rims in the XL image. Quartz

has is very deep blue in CL. No zoning could be seen in

this sample or others in this study. The texture shows that

quartz was the second mineral to crystallise. Orthoclase is

pale blue in CL. It is unzoned and clearly crystallised after

plagioclase and quartz. Its distribution is quite

heterogeneous, and appears to have filled in residual

porosity in the crystal framework. Mafic and oxide

minerals are black in CL.

ILL-08-104 is a fresh granite. In XL the rock does not

appear to be very different from ILL-08-74 (figure 2A),

but CL shows a different texture (figure 2B). Plagioclase

appears to be the earliest phase, but is less abundant than in

ILL-08-74 and does not appear to form a framework.

Zoning is very evident in both XL and CL. Quartz is a

major phase and appears as independent crystals.

Orthoclase is homogeneously distributed in the section and

is unaltered. In commonly appears to separate plagioclase

and quartz grains, almost as if the grains were physically

disaggregated and the orthoclase crystallised in the space.

Mafic minerals are black in CL, but contain abundant

small grains of apatite, which are very bright green. This

association was found in most other samples.

Sample ILL-08-81 is an unfoliated leucogranite with no

mafic minerals visible in the field. In figure 3A quartz is

clearly visible as a major component and it is clear that the

feldspars are altered. The CL image (figure 3B) reveals

some of the details of the feldspars and the alteration

processes related with subsolidus fluid-rock interaction.

Some plagioclase relicts are still present (green), but if it

was an abundant mineral it is now completely altered.

Orthoclase has a range of CL colours. Relatively unaltered

parts are blue; pink shows the presence albitisation; pale

areas are a mixture of different types of alteration. It is

clear that there are strong variations in the nature of the

alteration over a scale of a few millimetres.

4 Conclusions

Microscope based cathodoluminescence colour images

reveal many aspects of the texture and alteration of

granitoids that are not evident or even visible in plane-

polarised or cross-polarised light images. Feldspar CL

colours permit their easy identification: red for pure albite,

green tones from the albite-anorthite solid solutions and

light blue for K-feldspar. If the equipment is available then

it is a relatively cheaper way to characterise granitoids

petrographically in more detail. Textures indicative of

magmatic evolution or even subsolidus, fluid-rock

interactions can be then easily identified and characterized.

Acknowledgements

This work has been supported by the Chilean National

Science Foundation (FONDECYT) Project 1080468 to

DM and a “Discovery” grant from NRSER (Canada) to

MDH. This research is a contribution to the FONDAP-

CONICYT Project #15090013.

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390

Figure 1. ILL-08-74 – field of view 8 mm. A) Linear cross-polarised light. B) Cathodoluminescence (CL) image.

Figure 2. ILL-08-104 – field of view 5 mm. A) Linear cross-polarised light B) CL image.

Figure 3. ILL-08-81 – field of view 5 mm. A) Linear cross-polarised light B) CL image.

391

P – T conditions of crystallization of Mafic Microgranular Enclaves from the Illapel Plutonic Complex (IPC) Varas, M.I.1,*, Morata, D. 1,2, Higgins, M. 3 1Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile. 2Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes, CEGA (FONDAP-CONICYT). 3Sciences de la Terre, Université du Québec à Chicoutimi, 555 blvd de l'Université, Chicoutimi, Québec, G7H 2B1, Canada. *Current address: Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra – CSIC, Avda. Las Palmeras Nº 4, Armilla, 18100 Granada, España. *E-mail: mvaras@iact.ugr-csic.es Abstract. The Illapel Plutonic Complex (IPC, 31°25’ – 32°30’S) exhibits a wide range of lithologies and a very good exposure, where mafic microgranular enclaves (MME) are particularly abundant. In this work we present new data about mineral chemistry (SEM-EDX) from MME, their respective host rock and ultramafic xenoliths. P-T calculated crystallization conditions for MME and their respective host–rocks are similar, suggesting that mixing and mingling processes must have occurred at pressures around 2 kbars and temperatures in the range 790-700ºC, which would correspond to the emplacement level of the plutonic complex. Keywords: Geothermobarometry, mineral chemistry, emplacement, Coastal Cordillera, Chile. 1 Introduction The Illapel Plutonic Complex (IPC, 31°25’ – 32°30’S), which is part of the Lower Cretaceous magmatic belt of the Coastal Range of central Chile, exhibit a wide range of lithologies and a very good exposure (Parada et al., 1999; Morata et al. 2009, 2010). Mafic microgranular enclaves (MME) are particularly abundant in the IPC (Varas et al., 2009), mainly located within the Main Tonalitic Unit (MTU), as is shown in Figure 1. In this work we present new data about mineral chemistry (amphibole and plagioclase) from MME, their respective host rock and some ultramafic xenoliths. With this information we propose a P-T crystallization path for the magmatic system named above. 2 Sample selection and analytical procedure 18 samples were selected for mineral chemistry analyses. These samples belong to MME, granitoid host rocks and ultramafic xenoliths throughout the IPC, with special emphasis in the MTU. Samples were analyzed using a scanning electron microscope (SEM Hitachi, S-510) with backscattered electron images (BSE) and semi-quantitative measurements EDX (energy ray spectroscopy X) in order to identify textural and compositional relationships of minerals.

This study was conducted at the Centro de Instrumentación Científica (CIC), University of Granada, Spain. The chemical data collected on the minerals of the samples were used to calculate temperatures and pressures of the crystallization path of MME and their respective host rocks. For this purpose, structural formula for plagioclase was calculated based in 8 oxygens; and for amphiboles, in 23 cations following the procedures described in Holland & Blundy (1994).

Figure 1. Simplified map of the Illapel Plutonic Complex (IPC; 31°50’ – 32°20’S)) showing areas where MME are found (solid circles) and sample location of MME (red circles). MU= mafic unit; TU= trondhjemitic unit; MTU= main tonalitic unit; GU= granodioritic unit. Modified and simplified from Rivano et al. (1993) y Rivano & Sepúlveda (1991).

392

3 Petrography A petrographic study allowed us to define the MTU as a composite body of monzogranite, granodiorites, quartz monzodiorites, and subordinately tonalities, all with amphiboles and biotites. For MME compositions are slightly different. They range in composition from diorites to monzodiorites, and subordinately quartz monzodiorites, all also with amphiboles and biotites. From a mineralogical point of view, the same minerals from the host rock are present in the MME, differing only in modal percentage and in grain size, with medium grain size host rocks, while MME present a fine grain size. MME show an increase in the percentage of mafic minerals with respect to their host rock (Fig. 2). Also are found in the southern part of the IPC, ultramafic decimetric xenoliths, corresponding to hornblendites. Field relationships of these xenoliths contrast with MME, showing angular shapes and coarse to medium grain size.

Figure 2: Petrographic characteristics of the contact (dotted red line) between host rock (left side) and a MME (right side) showing a clear difference in grain size. Sample ILL0859D, nic x (a), nic // (b), 4X. Anf: amphibole; Pl: plagioclase. 4 Results from mineral chemistry 4.1 Plagioclase They are the most abundant mineral, both in MME and host rock. A total of 299 points for plagioclases were obtained from MME, host rock and ultramafic xenoliths. Plagioclases from the study samples cover almost the entire range of compositions; however the larger data rate is between An30-70. Plagioclase cores are usually more anorthitic than their rims. 4.2 Amphiboles They are the most abundant ferromagnesian minerals, both in MME as in host rocks. A total of 234 points of analysis were obtained in MME, host rock and ultramafic xenoliths. SEM-EDX analyses show that amphibole classified mostly in two different calcic types: (1) magnesium hornblende and (2) actinolite (Fig. 3). Amphiboles composition from MME and host rock are almost indistinguishable, being amphiboles from the ultramafic xenolith the one that clearly differs in composition (Fig. 3). It remarkable that actinolitic amphiboles are mainly located at the center of amphibole crystals, reason why they could correspond to pseudomorphs of pyroxenes.

Figure 3: Classification diagram for calcic amphiboles from Leake et al. (1997). MME (filled triangles), host rock (squares), and xenolith amphiboles (filled circles). 5 Geothermobarometry Pressures were obtained using the Schmidt (1992) calibration. The results show that the emplacement pressures for the host rocks, as well as for MME are very low, with values of 1.6 ±0.6 kbar and 1.8±0.6 kbar respectively. These results are consistent with the pressure range calculated for other Cretaceous plutonic rocks from the Coastal Batholith (1.5 – 3.0 kbar; Parada et al. 1999). Using the geothermometer calibration of Blundy & Holland (1990) for the Hbl-Pl pairs, temperatures obtained in host rocks ranges between 790 – 640°C meanwhile figures ranging from 798 - 648°C were obtained for MME. Temperatures under 700ºC were interpreted as consequence of subsolidus re-equilibration rather than igneous crystallization. For the ultramafic xenoliths, it was not possible to use the geothermobarometers exposed here, due to the mineral composition of the sample. However, Ernst & Liu (1998) proposed that the content of AlT in calcic amphiboles increases with pressure and temperature, while TiO2 content increases with temperature and is almost independent of pressure. Plotting the data of Al T v/s Ti (a.p.f.u) it is possible to have a better understanding of the path follow by the xenoliths and the MME. As can be seen in figure 4, the ultramafic xenolith shows a wide range of pressures, suggesting a complex history of crystallization and re-equilibration during plutonic emplacement and exhumation.

393

Figure 4: Diagram of AlT v/s Ti (a.p.f.u.) from amphiboles of MME (filled triangles), host rock (squares), and xenolith (filled circles). Dotted and pointed lines are pressure estimations calculated based on Schimdt (1992) calibration. 6 Discussions and Conclusion As already proposed, MME and their respective host rock could be the result of mixing and mingling processes (Varas et al. 2009, Morata et al. 2010) during magma generation and emplacement. Mineral chemistry from MME and host rock reported a similar compositional range, evidencing a partial re-equilibrium of minerals through chemical diffusion during the mingling and mixing process. The results of pressure and temperature calculations shows that MME and their respective host rock follow a similar crystallization path, where mixing and mingling processes must have occurred below 1.7±0.6 kbars that would correspond to the emplacement level of the system. On the other hand, ultramafic xenolith shows a wide range of pressures, with maximum calculated values up to 6 kbar. These xenoliths could be the result of the first stages of crystal accumulation in the bottom of a deep magma chamber. The P-T range registered in the amphibole composition of these ultramafic xenoliths could report the different interaction processes P-T path between mafic and felsic magmas during the first magmatic stages at deep crustal levels up to the exhumation at upper crustal levels. Acknowledgements This research has been funded by the Chilean National Science Foundation (FONDECYT) Project 1080468.

The first author carried out her Master of Science studies with a CONICYT grant. References Blundy, J. D. & Holland, T. J. B., 1990, Calcic amphibole

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394

Litología y Geocronología del Batolito Nor-Patagóni co en el Área de Puerto Aysén-Puerto Chacabuco (45°30’ S) , Región de Aysén, Chile. Paul Duhart* 1, Mauricio Mella 1, David Quiroz 1, Jorge Muñoz 2 y Mark Fanning 3. 1 Servicio Nacional de Geología y Minería, La Paz 406, Puerto Varas, Chile. 2 Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile. 3 Australian National University, Reserach School of Earth Sciences, Canberra ACT 0200, Australia. * E-mail: paul.duhart@sernageomin.cl Resumen. Gran parte de los afloramientos de la región costera y de aquellos que constituyen la Cordillera Principal de la Región de Aysén, corresponden a rocas graníticas integradas en el denominado Batolito Nor-Patagónico. Sobre la base de las litologías observadas y determinaciones geocronológicas en el área de Puerto Aysén-Puerto Chacabuco fue posible diferenciar unidades de composición tonalítica, granítica y migmatítica del Cretácico (ca. 110-97 Ma) y diorítica y tonalítica del Mioceno (ca. 15-12 Ma). Trabajos previos han delineado la distribución espacial y temporal del Batolito Nor-Patagónico en estas latitudes (Halpern y Fuenzalida, 1978; Niemeyer et al., 1984; Pankhurst et al., 1999). Sin embargo, los nuevos datos geocronológicos aportados por este estudio sugieren una complejidad mayor en concordancia con estructuras oblicuas NE-SO relacionadas con el Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui. Palabras Claves: Batolito, Unidades Intrusivas, U-Pb SHRIMP en circones, Región de Aysén. 1 Introducción La unidad geológica de mayor extensión en las regiones costeras de los Andes Patagónicos corresponde a rocas intrusivas, incluidas en el denominado Batolito Patagónico. El Batolito Patagónico es uno de los más grandes batolitos del mundo asociado a subducción y se extiende de manera continua, en una dirección norte-sur, por más de 1.300 km (40-56° S). El Batolito Patagónico está formado por una amalgamación de plutones que representan actividad ígnea extendida por ca. 150 Ma a lo largo del margen occidental de América del Sur. La parte más septentrional, al Norte del Golfo de Penas (47° S) y del Punto Triple de Chile, es conocida como Batolito Nor-Patagónico (BNP). En la región inmediatamente al sur de los 44° S las rocas plutónicas expuestas son, típicamente, dioritas de hornblenda, tonalitas y granodioritas de hornblenda y biotita, y granitos de biotita, con escasos y restringidos cuerpos de gabros de anfíbola y leucogranitos de biotita. Estas rocas afloran, principalmente, a ambos lados del canal Moraleda y fiordos transversales asociados (e.g. fiordos Aysén y Quitralco). Un detallado estudio geocronológico (Pankhurst et al., 1999) reveló un complejo patrón de distribución de edades con franjas de orientación aproximada N-S.

2 Litología y Geocronología Sobre la base de la cartografía geológica en terreno y dataciones U-Pb SHRIMP en circones magmáticos separados de rocas graníticas, fue posible determinar la distribución espacial y temporal de las diferentes unidades intrusivas presentes en el área de estudio. Las determinaciones geocronológicas fueron realizadas en la Universidad Nacional de Australia utilizando la técnica U-Pb SHRIMP en circones y siguiendo el procedimiento de Williams (1998). 2.1 Unidad Tonalita Bahía Acantilada (Cretácico, ca. 110-83 Ma) Corresponden a rocas equigranulares, de grano grueso a medio, leucocráticas a mesocráticas, compuestas por plagioclasa, cuarzo y minerales ferromagnesianos que incluyen biotita y anfíbola. Esta unidad incluye, principalmente, a cuerpos tonalíticos, además de algunos cuerpos de dioritas cuarcíferas de grano fino a medio y diques métricos de leucogranitos que las intruyen. Los afloramientos se distribuyen, principalmente, en el área de Río Cóndor, Bahía Acantilada en Fiordo Aysén, y hacia el Norte del Cerro Marchant. Estudios petrográficos muestran la presencia de plagioclasa subhedral con zonación y maclas. La biotita es anhedral, mientras que la hornblenda se presenta con bordes corroídos. El cuarzo, de escasa presencia, se presenta con bordes corroídos y extinción ondulosa. Como accesorios se encuentran circón y titanita. Análisis químicos de dioritas cuarcíferas indican un contenido entre 54 y 55% de SiO2. Algunas de las rocas representantes de esta unidad presentan similitudes litológicas con la Unidad Tonalita Marchant, y es común observar que se encuentra cortada por diques pegmatíticos subverticales y diques basálticos inclinados. Dataciones K-Ar de 83,6±4,5 Ma y Pb-α de 104±10 Ma reportadas en el trabajo de Niemeyer et al. (1984) sugieren la existencia de componentes graníticos del Cretácico Inferior alto. En efecto, una nueva determinación geocronológica U-Pb SHRIMP en circones, obtenida en este estudio, indica una edad 93 Ma para esta unidad, interpretada como edad de cristalización ocurrida

395

en el Cretácico Superior bajo. 2.2 Unidad Granito Portales (Cretácico, ca. 97 Ma) Corresponden a rocas equigranulares, de grano grueso a medio, leucocráticas, compuestas esencialmente por feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo, con menor cantidad de biotita. Los afloramientos se distribuyen, principalmente, en los alrededores del Lago Portales y continuando por la pared oriental del valle del Río Blanco. La mayor parte de los afloramientos presentan aspecto macizo, con fracturamiento poco denso y, en ocasiones, el espaciado entre fracturas es de orden métrico. En general, no presentan evidencias de deformación. Estudios petrográficos muestran la presencia de feldespato potásico subhedral con incipiente alteración a sericita, plagioclasa subhedral con extinción odulosa, biotita anhedral parcialmente cloritizada y cuarzo anhedral con bordes corroídos y extinción ondulosa. Análisis químicos indican contenido de entre 71,5 y 75% de SiO2. No han sido observadas relaciones de contacto entre esta unidad y las restantes definidas. Sin embargo, determinaciones geocronológicas indican una edad U-Pb SHRIMP en circones de 97,4 Ma, interpretada como edad de cristalización ocurrida en el Cretácico Superior bajo. 2.3 Unidad Migmatita (Cretácico, ca. 110 Ma) Afloramientos de rocas interpretadas como migmatitas son observados en Punta Yelcho e Isla Carmen, los cuales siguen la elongación NE-SO, misma dirección que el margen este de Fiordo Aysén. Así, son observados afloramientos altamente heterogéneos, donde es posible distinguir partes representativas del leucosoma, melanosoma y paleosoma. El paleosoma permite determinar que la roca parental corresponde a una tonalita-granodiorita. Estructuras características de migmatitas y observadas en el área de afloramientos de Punta Yelcho, son las estructuras tipo ‘schlieren’, las cuales corresponden a concentraciones elongadas de minerales máficos. Observaciones microscópicas en secciones transparentes de leucosoma muestran la abundante presencia de textura mirmekítica. Estas texturas de intercrecimiento, consistente de cuarzo vermicular y plagioclasa tipo albita, que típicamente ocurre entre feldespato potásico y plagioclasa, y son comunes en granitoides cizallados. Así, parece existir una estrecha relación en el área del Fiordo Aysén entre cizallamiento, franjas miloníticas y presencia de migmatitas, respondiendo preliminarmente, a un modelo comparativo propuesto para zonas de cizallamiento del NO de Francia (D’Lemos et al., 1992). Una nueva determinación geocronológica U-Pb SHRIMP en circones, obtenida en este estudio, indica una edad de 110 Ma para la parte representativa del paleosoma de esta

unidad. Esta edad es interpretada como edad de cristalización ocurrida en el Cretácico Inferior alto. 2.4 Unidad Diorita Riesco (Mioceno) Corresponden a rocas equigranulares, de grano fino a medio, mesocraticas a melanocráticas, compuestas esencialmente de plagioclasa y minerales ferromagnesianos, principalmente anfíbola, además de escasa biotita. Esta unidad incluye algunos escasos cuerpos de gabrodioritas de grano medio y microdioritas y gabros de grano medioa fino. Los afloramientos se distribuyen, principalmente, hacia el noreste del Lago Riesco, en una orientación aproximada norte-sur y, algunos afloramientos, manifiestan orientación mineral en esta misma dirección. Es común que esta unidad se encuentre intruida y cortada por diques de tonalita y se exprese, además, como inclusiones máficas en cuerpos tonalíticos. Estudios petrográficos muestran la presencia de plagioclasa sódica, euhedral a subhedral, zonadas y macladas. Los ferromagnesianos corresponden a granos subhedrales de hornblenda verde muchas veces parcialmente alterada a clorita y biotita parda, esta última también ocasionalmente alterada a clorita. Como accesorios se encuentran cuarzo y piroxeno. Análisis químicos indican un contenido entre 48 y 54% de SiO2, con algunos escasos cuerpos de micro-gabros que alcanzan un contenido de 43% de SiO2. No existen antecedentes geocronlógicos directos para esta unidad. Sobre la base de estudios por el método Rb-Sr, esta área ha sido incluida en la franja del Cretácico Medio por Pankhurst et al. (1999). Por otra parte, tonalitas que circundan esta unidad han sido datadas por el método Rb-Sr como pertenecientes al Mioceno (Halpern y Fuenzalida, 1978), coincidente con determinaciones geocronológicas U-Pb SHRIMP en circones realizadas en el marco de este estudio. Relaciones de contacto indican que, generalmente, los cuerpos tonalíticos intruyen a los cuerpos dioríticos, aunque la íntima relación de estas últimas como inclusiones elongadas, probablemente aún con comportamiento plástico durante la intrusión, argumentan a favor de cierto sincronismo entre ambas unidades y, por tanto, se asigna esta unidad al Mioceno. 2.5 Unidad Tonalita Marchant (Mioceno, ca. 15-12 Ma) Corresponden a rocas equigranulares, de grano grueso a medio, leucocráticas a mesocráticas, compuestas esencialmente por plagioclasa, cuarzo y minerales ferromagnesianos que incluyen biotita y anfíbola. Esta unidad incluye algunos escasos cuerpos de leucotonalitas de grano fino y granodioritas de grano medio, representando a una de las unidades de mayor desarrollo en el área de estudio. Los afloramientos se distribuyen, tanto al norte como al sur del extremo este del Fiordo Aysén, principalmente, en los alrededores del Cerro Marchant.

396

Estudios petrográficos muestran la presencia de plagioclasa subhedral con zonación y maclas. La biotita es anhedral, mientras que la hornblenda se presenta con bordes corroídos. El cuarzo se presenta con bordes corroídos y extinción ondulosa. Como accesorios se encuentran circón, titanita y opacos. Análisis químicos indican un contenido entre 59 y 68% de SiO2, con algunos cuerpos leucograníticos que alcanzan contenidos de hasta 70% de SiO2. Es común encontrar, en esta unidad, inclusiones máficas centimétricas de microdioritas y dioritas de gran fino. Ocasionalmente, estas inclusiones máficas se presentan orientadas N20°O/subvertical. Algunas de estas inclusiones Las rocas de esta unidad exhiben, frecuentemente, evidencias de deformación frágil-dúctil en las cercanías de las ramas principales del Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui y, también según una dirección NE-SO siguiendo la orientación que presentan las islas Partida y Carmen en las cercanías de Puerto Chacabuco. Esta deformación se caracteriza por orientación de minerales e inclusiones máficas y por el desarrollo de un incipiente clivaje. Antecedentes geocronológicos por el método Rb-Sr en roca total indican para esta unidad una edad miocena, entre 12 y 15 Ma (Niemeyer et al., 1984). Nuevas determinaciones geocronológicas U-Pb SHRIMP en circones obtenidas en el marco de este estudio muestran edades de 12,7 y 14, 8 Ma, que son interpretadas como edades de cristalización ocurrida en el Mioceno. 3 Discusión Un estudio geocronológico regional (Pankhurst et al., 1999) reveló un complejo patrón de distribución de edades de las unidades intrusivas presentes en la Región de Aysén y asignadas al Batolito Nor-Patagónico. Las principales zonas definidas de oeste a este, a nivel regional, fueron: Cretácico Superior (ca. 76 Ma), Cretácico Inferior (ca. 135 Ma), Eoceno (ca. 45 Ma) y Mioceno Inferior (ca. 25-15 Ma), revirtiendo a Cretácico Medio (ca. 120-90 Ma) en la Cordillera Patagónica (Pankhurst et al., 1999). Parte de las nuevas determinaciones U-Pb SHRIMP en circones de este estudio confirman la presencia de magmatismo intrusivo ocurrido en el Cretácico Superior alto-Cretácico Inferior bajo en el área de Puerto Aysén-Puerto Chacabuco, coincidente con la denominada zona del Cretácico Medio de Pankhurst et al. (1999). Sin embargo, otras determinaciones de U-Pb SHRIMP en circones de este estudio, entregaron edades del Mioceno. Estas edades corresponden a unidades intrusivas previamente incluidas en la zona del Cretácico Medio. Un elemento estructural importante en el área de Puerto Aysén-Puerto Chacabuco corresponde a aquella de orientación NE-SO, coincidente con la orientación de las

islas Partida y Carmen. Asociada con esta orientación se observa orientación de minerales máficos, de inclusiones microdioríticas y el desarrollo de clivaje incipiente, sugiriendo deformación frágil-dúctil en esta dirección. Así, la dirección NE-SO, oblicua a la orientación principal N-S del Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui, puede haber favorecido el emplazamiento sintectónico de magmas durante el Mioceno. Por otra parte, la presencia de migmatitas en una distribución relativamente paralela a la orientación NE-SO, sugiere la exposición de parte profundas del componente Cretácico del Batolito Nor-Patagónico a través de estructuras relacionadas con el Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui. Las nuevas edades U-Pb SHRIMP en circones aportadas por este estudio indican importante actividad ígnea intrusiva ocurrida en el Cretácico medio y Mioceno, en concordancia con estudios previos, en el área de Puerto Aysén-Puerto Chacabuco. Agradecimientos Esta trabajo constituye parte del estudio ‘Investigación Geológica Minera Ambiental en Aysén’ financiado, parcialmente, con el fondo nacional de desarrollo regional del Gobierno Regional de Aysén y ejecutado por la Oficina Técnica Puerto Varas. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias D’Lemos, R.S.; Brown, M.; Strachan, R.A. 1992. Granite magma

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Geochemistry and tectonic setting of upper Carboniferous granitoids in Umango Range, La Rioja Province, Argentina Lucía I. Martín* & Stella Poma Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Pabellón II, Ciudad Universitaria, Argentina. *E-mail: lucia.i.martin@gmail.com Abstract. En la presente contribución se muestran los resultados del análisis petrográfico y geoquímico del granito La Troya, de edad Carbonífera, ubicado en el extremo sur de la Sierra de Umango (La Rioja, Argentina). Dicho análisis tiene por objeto su caracterización a fin de establecer su ambiente tectónico y su posible relación con el cinturón magmático Carbonífero Superior-Pérmico Inferior que aflora principalmente en Cordillera Frontal. Su asociación con dicho magmatismo podría implicar que los granitoides en estudio representan un cuerpo plutónico menor aislado, producto de la expansión del arco Carbonífero hacia el límite oeste de las Sierras Pampeanas, en contacto con Precordillera, el cual probablemente aprovechó el límite entre los distintos terrenos para emplazarse. Keywords: Carboniferous, Magmatism, Umango, Veladero. 1 Introduction - Section Headings are 11 pt

Helvetica and bold The Neopaleozoic magmatism study in the central Andes is complex, because it comprises a large area that extends from about 28° to 33°SL. In addition, there are no detailed geochemical comparisons between the plutons from the volcanic front and those located to the back-arc. Therefore present work purpose is the petrographic and geochemical characterization of the La Troya granite to establish its tectonic setting and a possible relationship with a Late Carboniferous to upper Permian magmatic belt that crops out principally in Frontal Cordillera and then discuss a possible model to explain the characteristics of neopaleozoic magmatism in the region. The studied granitoids are located on the Veladero Hill that is part of the southern extreme of the Umango range (La Rioja province, Argentina). It consists of a stock that intrude into the Neoproterozoic Tambillo Unit (Varela et. al. 2003), a medium to low grade metavolcanosedimentary rock, assigned to the crystalline basement of western Pampean Ranges. The emplacement of the granites coincides with the Valle Fértil lineament (Cingolani et. al., 1993) and they are unconformable overlain by sedimentary rocks of the Paganzo Group of Upper Carboniferous to Permian age. Early studies of the area were realized by Hausen (1921) and Furque (1972). More recently, Scalabrini Ortiz and Arrondo (1973) in a detailed cross section of Paleozoic

rocks named the stock as “La Troya” granite. Cingolani et. al. (1993) made a petrographic study and dated the granitoids, obtaining a Rb/Sr age of 311 ± 15 Ma. 2 Characterization of the stock of the

Veladero Hill The La Troya granite is an elipsoidal body which extends along about 2,5 km with an average width of 1 km. The contact with the country rock is sharp and discordant with respect to their metamorphic foliation. Five representative samples were selected and analyzed petrographic and geochemically to the study of the pluton. The principal rock types are porphyritic and coarse to medium-grained hornblende and biotite-bearing quartzitic monzonites and granites. Mineral constituents are pertitic potassium feldspar which show frequently micrographic texture, plagioclase (andesine - oligoclase) with a slight zonation, quartz, biotite commonly altered to muscovite, titanite and opaques and hornblende. Accessory minerals are sphene, apatite, zircon and opaques. Most samples range between 68% and 69% SiO2, have high K2O content (3.82 - 6.37 % wt) and are metaluminous to peraluminous, with A/CNK values that range from 0.96 to 1.11, consistent with the corundum normative character (2 - 4,5 %) of three of the samples analyzed. Spider diagrams normalized to primordial mantle (Fig. 2.a) show a relative enrichment in LIL elements, Th and U and negative anomalies in Sr, Ti, Ta and Nb. The La Troya granite has strong Nb and Ta depletion as well as Th, U, alkaline earth enrichment, both characteristic typical of an arc signature. The REE condrite-normalized patterns (Fig. 2.b) maintain a small dispersion and are characterized by an enrichment in LREE over HREE, which is reflected in the relatively high La/Sm ratios that varies between 8.94 and 15.73. Another notable feature is the lack of Eu anomaly. The slight concave-up REE patterns suggests amphibole fractionation and the relatively flat HREE patterns consistent with fractionation in a garnet-free, normal thickness crust. Given the petrographic and geochemical characteristics described above, the granitoids of the Veladero Hill shows a high K calc-alkaline affinity and metaluminous to peraluminous character, which were formed from a garnet-free source, all characteristics that suggest a relationship between these rocks and the activity of a magmatic arc.

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Figure 2. a. Spider diagram (Taylor and McLennan, 1985). b. Chondrite normalized (Nakamura, 1974) REE diagram. Black dots are La Troya samples. The grey field are samples from Cordillera Frontal and Precordillera. 3 Regional extension of Carboniferous

magmatism Cingolani et. al., (1993) have suggested that the stock of the Veladero Hill could be associated with Devonian-Carboniferous granitoids of Pampean Ranges or with the Carboniferous-Permian magmatism that crops out mainly in Frontal Cordillera and Precordillera (FCP), generated by Pacific subduction. The former were described by several authors as post-orogenic A-types granites (Fogliata et. al., 2008; Grosse et al., 2009; Dahlquist et. al., 2010) and most of them present an alkaline footprint, so their association with the magmatism that originated the stock of Veladero Hill is discarded, due to its calkalcaline character and I and S type affinities. In order to establish the regional and tectonic context of the studied granitoids, they were compared with Carboniferous magmatic rocks of Frontal Cordillera and Precordillera (FCP) to evaluate their possible link. Figure 1 shows the location, names and ages of the samples with which they were compared. On the spider diagram (Fig. 2.a) is represented the compositional fields of the FCP samples. They are characterized by a pronounced troughs in Ta, Nb and Ti and an enrichment in LIL, U and Th, showing a good correlation with the rocks of the Veladero Hill. The REE patterns (Fig. 2.b) of the FCP samples shows an important enrichment of LREE over HREE without (or with a very slight) Eu anomaly, similar to those of the La Troya granite. In the tectonic classification diagram (Fig. 3.a) after Pearce et al. (1984) all the samples of the La Troya granite plot on the field of the magmatic arc granites and the Y versus 10.000 Ga/Al diagram (Whalen et. al., 1987) show that they corresponds to the I and S Type granites (I&S). On the same diagrams are the fields corresponding to the FCP samples, showing the overlap and relative low dispersion between them. This geochemical evidence suggests an association of high K calc-alkaline affinity probably originated during an orogenic regime.

Figure. 3. a. Tectonic discriminant diagram (Pearce et. al., 1984) for La Troya granitoids and FCP samples which fall within the volcanic arc granite field. b. Y versus 10.000 Ga/Al diagram which shows that La Troya samples and most of the FCP plot in the field of the I & S type granites. 4 Discussion and conclusions Most authors (Nasi et. al., 1985; Kay et. al., 1989; Llambías & Sato, 1990) agree with the concept that those Carboniferous rocks such as Tabaquito (High Lower Carboniferous) or Elqui Complex (Upper Carboniferous) are part of a magmatic arc related to the Pacific subduction along the western margin of Gondwana. (Llambías & Sato, 1995). The close similarity of the chemical characteristics and related age from La Troya granitoids with the samples from FCP (and hence their genetic relationship) suggests an association between the stock of the Veladero Hill and Carboniferous magmatism developed in the Western margin of Gondwana as a result of Pacific subduction, which crops out extensively in Frontal Cordillera and to a lesser extent in Precordillera (Mpodozis and Kay, 1992). The relative large distance to the Cordillera Frontal batholiths where magmatic arc was located (Hervé, 1987) can be explained as a product of a strong eastward shifting and expansion from Late Carboniferous to Early Permian (Rodrígez Blanco, 2004). This expansion was explained by Ramos and Folguera (2009) with a possible flat slab subduction. The Veladero stock could then relate to an isolated minor plutonic body, as a product of such magmatic expansion located on the western edge of the Pampean Ranges in contact with Precordillera. Moreover it is possible that the boundary between these different terranes was probably used by the magma to rise, thus proving the tectonic nature of the contact between them (Llambías, 1999). References Cingolani, C.; Varela, R.; Dalla Salda, L.; Kawashita, K. 1993. Los

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400

El Campo Volcánico Trayén Niyeu: evidencias de desequilibrio en efusiones post- plateau, Patagonia Extraandina. Pablo D. Cordenons* y Marcela B. Remesal IGeBA - CONICET, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria, Pabellón II. * E-mail: padacorde@gl.fcen.uba.ar Resumen. El Campo Volcánico Trayén Niyeu está ubicado en la Provincia Magmática terciaria de Somún Curá, en el norte de la Patagonia Extraandina, Argentina. Las efusiones que lo integran corresponden a centros monogénicos post-plateau, emplazados según lineamientos de rumbo NNE-SSO y ESE-ONO. La serie está compuesta por basandesitas y dacitas con ortopiroxeno y plagioclasa subordinada. Se identificaron seis facies parcialmente interdigitadas, constituyendo una secuencia lávico-piroclástica. Estas rocas presentan diversas evidencias de desequilibrio, xenocristales y paragénesis complejas. La geoquímica muestra altos contenidos de MgO para la serie y tendencias no lineales en los diagramas de covariación de elementos mayores. Los elementos traza se distribuyen según un perfil tipo OIB, y presentan anomalías en Nb, Ta, U, Th y Pb. Palabras Claves: Trayén Niyeu, Somún Curá, Patagonia, Basandesitas, Texturas de desequilibrio. 1 Introducción La Provincia Magmática terciaria de Somún Curá, en la Patagonia Extraandina, comprende una etapa efusiva principal tipo plateau, y una etapa post-plateau, que incluye grandes complejos bimodales y centros monogénicos (Remesal et al., 2005, 2011). El Campo Volcánico del cerro Trayén Niyeu (41°06'08" S; 68°20'45" O) está construido por un sistema de varios de estos aparatos con diverso grado de desarrollo, que se distribuyen según lineamientos de rumbo NNE-SSO y ESE-ONO (Cordenons, 2012a), respondiendo a rasgos estructurales reconocidos para el basamento local de la región (Giacosa et al., 2007). Las características morfológicas del Campo Volcánico Trayén Niyeu sugieren un vulcanismo de tipo fisural, que habría evolucionado rápidamente a bocas de emisión discretas. Este evento volcánico dataría del Mioceno, con 18,8 ± 0,5 Ma (Salani et al., 2006). 2 El Campo Volcánico Trayén Niyeu El Campo Volcánico Trayén Niyeu integra varios episodios efusivos relacionados con un aparato principal y algunos centros menores (Figura 1). Son principalmente lavas basandesíticas a dacíticas subalcalinas con altos contenidos

de magnesio (#Mg entre 50 y 61), y abundante ortopiroxeno cumular. Los términos más básicos poseen además plagioclasa subordinada como fenocristal, mientras que en los más ácidos la proporción se revierte. La pasta de estas rocas consta de plagioclasa, piroxenos, ilmenita y escasa olivina. Es frecuente la presencia de xenocristales (Tabla 1, modificado de Cordenons, 2012a), que desarrollan texturas de intenso desequilibrio. Una cualidad notoria del ortopiroxeno es que exhibe exsoluciones y/o un reborde de clinopiroxeno en zona con el eje c. Se discriminó entre las texturas de desequilibrio que afectan a los minerales cogenéticos (ortopiroxeno, plagioclasa) y a los no cogenéticos (plagioclasa, feldespato alcalino, cuarzo, biotita y anfíbol en menor proporción). A tal respecto, se entiende por paragénesis cogenética a los fenocristales que no muestran signos de reacción con la pasta (disolución), y que por lo tanto derivan por cristalización fraccionada de un magma parental. Rebordes de clinopiroxeno en ortopiroxeno y textura celular boxy en la plagioclasa representan altas tasas de nucleación consecuentes con un desequilibrio térmico (Hibbard, 1995). Por el contrario, la paragénesis no cogenética está representada por xenocristales de plagioclasa con textura celular esponjosa, feldespato alcalino con disolución incongruente (Hibbard, 1995), cuarzo con corona de piroxenos (Luhr et al., 1995), y biotita y anfíbol con resorción total. Todas estas texturas indican disolución por contraste químico o físico. Particularmente los feldespatos y la biotita aparecen como cristales de gran tamaño (1 a 4 mm), que no guardan relación con las dimensiones de los fenocristales cogenéticos (0,5 a 1,5 mm). En base a las características petrográficas, mineralógicas y morfológicas, se delimitaron seis facies (Tabla 1): Basales; Distales (Inferior y Superior); de Centros menores; Intermedias; Proximales y Apicales. Si bien este es el orden estratigráfico general, es frecuente la interdigitación parcial de las mismas. De base a techo constan de lavas fluidas, lavas brechosas, y material piroclástico grueso. El análisis de elementos mayores en gráficos de covariación muestra una marcada dispersión, a pesar de lo cual el MgO tiende a permanecer constante en los términos más básicos de la serie. A su vez, se identifica un enriquecimiento en potasio hacia los términos más ácidos.

401

Los elementos menores y traza muestran un perfil similar al OIB (Figura 2) aunque con notables desviaciones. Todas las facies están empobrecidas en Nb, Ta, P y Ti, y enriquecidas en Pb. Las Facies Proximales y Apicales (con un promedio de SiO2 mayor al 61%) presentan anomalías positivas de Rb, Th y U y anomalías negativas de Ba. Las restantes facies evidencian anomalías negativas de Th y U, y positivas de Ba.

11

01

00

10

00

Rb Ba Th U Nb Ta K La Ce Pb Pr Sr P Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu

Roc

a/M

anto

Prim

itivo

TrN 26 MQ 554 MQ 556 TrN 7b TrN 12 TrN 13 TrN 16 TrN 29

MQ 604 TrN 37 MQ 605 MQ 606 OIB Figura 2: Diagrama multielemental, normalizado a Manto Primitivo, según los valores propuestos por Sun y McDonough (1989). En color azul se grafican las muestras de la Facies de Lavas Distales; en rojo las de la Facies de Lavas de Centros Menores; en magenta las de la Facies de Lavas Intermedias; en amarillo las de las Facies de Lavas Proximales y Facies Apicales. En negro se muestran los valores del OIB definido por Sun y McDonough (1989). 3 Discusión y conclusiones Las evidencias petrográficas indican que las rocas más básicas corresponderían a la evolución de un magma máfico emplazado en profundidad, enfriándose lentamente y fraccionando ortopiroxeno y plagioclasa. Los cumulatos de ortopiroxeno encontrados en las Facies Distales e Intermedias son la evidencia de esta cristalización fraccionada, y las exsoluciones en los cristales de ortopiroxeno indican una tasa de enfriamiento baja, con escaso contraste térmico entre el fundido y la caja (Philpotts, 1990). En las rocas más diferenciadas, por el contrario, el estudio mineralógico llevó a identificar paragénesis de texturas complejas que permitieron inferir condiciones de desequilibrio, interpretadas como el resultado de un alto contraste térmico. Tales características favorecen la hipótesis de mezcla de magmas (Murphy et al., 2000) como un proceso adicional necesario para explicar la petrología de estas rocas. Con respecto a los perfiles de tierras raras, queda claro que durante la evolución del sistema el grado de fusión y/o composición de la fuente no han permanecido constantes, y que el enriquecimiento observado en las HREE no obedece unívocamente a un proceso de cristalización fraccionada. Por su parte, los rasgos geoquímicos producen resultados ambiguos en los diagramas de discriminación petrotectónica, indicando simultáneamente señales de intraplaca y retroarco. Estudios comparativos preliminares mediante el software Pele (Boudreau, 1999)

sugieren que las lavas del Campo Volcánico Trayén Niyeu tienen origen a una presión mayor a 3 kbar (Cordenons, 2012b), dado que el ortopiroxeno sustituye a la olivina como primera fase del liquidus. Agradecimientos Se agradece al proyecto UBACYT 01/Y015. Referencias Boudreau, A.E. 1999. PELE - A version of the MELTS software

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Figura 1. Ubicación y mapa geológico del Campo Volcánico Trayén Niyeu. Referencias: Línea negra discontinua: aparato volcánico principal; Círculos: centros efusivos menores; Flechas negras: direcciones de flujo. Equidistancia: 50 m. Tabla 1. Síntesis de la mineralogía de las facies que componen las efusiones del Campo Volcánico Trayén Niyeu. Los signos + y - denotan la abundancia relativa de la fase mineral o textura.

Facies Fenocristales Xenocristales Otros Opx Pl Qz Bt Anf Pl FK Qz Ol Reb. Cpx

Basales Si Si Si Si Si

Distales Inferior Si Si - Si +

Superior Si Si Si

Centros Menores Si Si Si - Si

Intermedias Si Si Si

Proximales Basaltos Si Si Si -

Andesitas Si Si Si Si Si Si Si Si

Apicales Basaltos Si Si

Andesitas Si Si Si Si Si Si Si Si Si +

Piroclastos Si

403

Caracterización Mineralógica e Isótopos Estables de Cl de Serpentinitas del Centro-Sur de Chile Eduardo Salazar 1, Rurik Romero 1, Fernando Barra 2, Jaime Barnes 3, Martin Reich 2 1Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 2Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (FONDAP-CEGA), Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 3Department of Geological Science, The University of Texas at Austin, 1 University Station C1100 Austin, Texas,78712, USA E-mail: fbarrapantoja@ing.uchile.cl Resumen. En la Serie Occidental del Basamento Metamórfico del centro-sur de Chile se reconocen varios cuerpos de rocas ultramáficas que presentan variables grados de serpentinización. El origen de estos cuerpos ultramáficos y su petrogenesis es una de las interrogantes fundamentales para entender la evolución del margen occidental de Gondwana durante el Paleozoico. El estudio petrográfico de mineralogía primaria y de texturas de reemplazo por serpentina de tres cuerpos ultramáficos serpentinizados localizados en la IX Región de La Araucania permite establecer en forma aproximada el protolito de algunas de estas rocas. Se determina websterita olivínica para Cuchal y Quitratué, y lherzolita para el sector Voipire. En relación a los fluidos responsables del proceso de serpentinización, se determina mediante isotopos de Cl distintas fuentes del fluido. Los valores de δ37Cl son levemente negativos en Voipire indicando un posible origen sedimentario del fluido, mientras que valores positivos de δ37Cl para serpentinitas de Centinela y Los Ulmos indican una posible fuente marina para el fluido. Palabras Claves: Serpentinitas, Isotopos de Cl, IX Región, Chile 1 Introducción Las rocas graníticas y metamórficas que conforman el Basamento Metamórfico se distribuyen a lo largo de la costa del centro y sur de Chile desde los 34°a los 45°S. La edad del Basamento Metamórfico se estimó inicialmente en Precámbrica a Cámbrica basado fundamentalmente en la similitud entre los depósitos de hierro bandeado de la Cordillera de Nahuelbuta con yacimientos tipo itabirita (Alvarez, 1970). Por otro lado, diversos autores utilizando métodos radiométricos, determinan una edad Carbonífera para un importante episodio de metamorfismo y plutonismo en el basamento (González-Bonorino, 1971; Munizaga et al., 1973; Munizaga et al., 1985; Hervé et al., 1990). El basamento puede estar cubierto, discordantemente, por rocas de distinta edad; así por ejemplo, en el sector de Huimpil, IX Región, sedimentitas continentales fosilíferas del Triásico Medio yacen sobre el basamento, en tanto en el sector situado al oeste de Temuco, lo hacen rocas sedimentarias asignadas al Terciario inferior (Formación

Temuco) y las rocas sedimentarias de origen marino de la Formación Cholchol. La caracterización petrográfica del basamento ha sido tema de estudio de diversos autores (Alvarez, 1970; González-Bonorino, 1971; Aguirre et al., 1972; Hervé et al., 1974; Oyarzún y Clemmey, 1985). Actualmente, la nomenclatura más utilizada corresponde a la denominación de Hervé (1974) con las siguientes unidades:

• Serie Occidental: conformada por metabasitas, esquistos micáceos, 'metachert' y serpentinitas. El grado de metamorfismo es bajo, correspondiendo a la facies de esquistos verdes. Este conjunto de rocas representan condiciones de metamorfismo de media a alta presión y baja temperatura. • Serie Oriental: constituido por metagrauwacas, metapelitas y rocas córneas asociadas a granitoides. Las facies metamórficas varían desde esquistos verdes a anfibolita o granulita. Esta asociación representa condiciones de metamorfismo de alta temperatura e intermedia a baja presión.

Ambas series se encuentran en contacto en el área de Purén-Contulmo siguiendo una dirección noroeste (Línea Purén), siendo éste de tipo transicional (Hervé, 1974; Kato, 1985). En la parte sur de la Cordillera de la Costa, Chile, se describe la unidad geológica de la Serie Occidental, la cual presenta grado de metamorfismo bajo en la facies de esquistos verdes. Se encuentran en ésta una serie de cuerpos serpentiníticos entre los 38° y 42°S, cuyas implicancias tectónicas y genéticas no han sido estudiadas a la fecha. Escasa información petrográfica y química existe de los diversos cuerpos serpentiniticos dispersos en la Serie Occidental. A principios y mediados de los años 70 varios investigadores, principalmente estudiantes memoristas realizaron estudios de reconocimiento de algunos de estos cuerpos serpentiniticos dentro de un marco del programa de exploración de metales realizado por el SERNAGEOMIN. Más recientemente, Barra (1996) caracterizó petrográficamente algunos de estos cuerpos en

404

la lX región de la Araucanía (Antiquina, Gorbea, la Cabaña, Quitratué, Voipire, Los Ulmos y Camán). Estos trabajos han permitido, en base al estudio de mineralogía relicta y de texturas pseudomórficas de serpentinitas, definir algunos tipos litológicos originales. Es así como se determinó la presencia de wherlitas en Antiquina, harzburgitas en Quitratue, Voipire, Gorbea y los Ulmos, y dunitas en la Cabaña y Gorbea. Además de ello, Barra et al. (1998) presentaron resultados de análisis mineralógico de espinelos crómicos encontrados en el área de La Cabaña, donde se discute y plantea un modelo de formación de ferricromita y se evalúa la utilidad de espinelos crómicos como indicadores petrogenéticos.

Figura 1. Mapa geológico simplificado del la Cordillera de la costa centro-sur de Chile, indicando la ubicación de los cuerpos serpentiníticos mencionados en este estudio. A pesar de lo anteriormente expuesto, no existe información acabada acerca de la génesis de estos cuerpos serpentiníticos, como tampoco de su emplazamiento y extensión, ni el origen de los fluidos responsables del proceso de serpentinización. A raíz de ello, y con el propósito de determinar el origen de los cuerpos ultramáficos como el origen de los fluidos se presenta una caracterización petrográfica de tres cuerpos serpentiníticos de la provincia de Cautín, IX Región de la Araucanía, (i.e.,

Voipire, Quitratue y Cuchal) y estudios preliminares de isotopos de Cl, con el propósito de determinar el origen de los fluidos que producen la hidratación de las rocas ultramáficas. 2 Resultados Las muestras encontradas en los sectores de Voipire, Quitratué y Cuchal fueron analizadas de forma macroscópica, para luego seleccionar rocas con texturas representativas de cada localidad y realizar un estudio petrográfico de ellas por medio de cortes transparentes. En las tres localidades que son parte de este estudio (Voipire, Quitratue y Cuchal) es posible el reconocimiento de mineralogía primaria. En Voipire se reconoce forsterita y clinopiroxeno, además de carbonatos, serpentina y opacos (magnetita). El tipo de serpentina presente es antigorita. Quitratue y Cuchal presenta las mismas fases minerales que Voipire, es decir piroxenos y olivinos (forsterita), pero este ultimo en menor proporción que en Voipire. Cabe señalar que dentro de un mismo sector e incluso dentro de un mismo afloramiento, el grado de serpentinización es variable, alcanzando en la mayoría de los casos un 100%, mientras que aquellas muestras con mineralogía relicta, la serpentinización alcanza sobre un 70%.

Figura 2. Aspecto de serpentinita del sector Quitratue. Se observa cristal de olivino reemplazado por los bordes por serpentina. Nicoles cruzados. Aumento 50x. El proceso de serpentinización es progresivo, siendo el olivino el mineral más susceptible a la alteración, seguido por ortopiroxeno, clinopiroxeno y anfíbol. En algunas muestras es posible reconocer texturas de reemplazo pseudomórfico que indican el tipo de mineral parental. Con el propósito de determinar el origen de los fluidos involucrados en la serpentinización se realizo un estudio de isotopos de Cl en Voipire. Isótopos de Cl se han utilizados anteriormente en serpentinitas para determinar la fuente del fluido (Barnes et al., 2006). Los resultados preliminares indican valores levemente negativos de δ37Cl para las serpentinitas de Voipire, mientras que estudios

405

realizados en otras dos localidades (La Cabaña y Los Ulmos) indican valores positivos de δ37Cl. 3 Discusión Se determina, de forma general, un metamorfismo de bajo grado en las localidades de Voipire, Quitratue y Cuchal, en esta última encontrándose un mayor porcentaje de mineralogía primaria en relación a las dos primeras. Sumado a ello, es posible encontrar mineralogía secundaria del tipo serpentina, fundamentalmente antigorita. Para cada uno de los sectores se presume un protolito ultramáfico, cercano a la clasificación de websterita olivínica para Cuchal y Quitratué, y lherzolita desplazada al área de las wherlitas para el sector Voipire. A pesar de ello, no es posible determinar con certeza el protolito sólo con un análisis petrográfico, ya que el proceso de hidratación, que ocurre en olivinos, piroxenos y anfìbolas, en mismo orden de alteración, puede eliminar cualquier rastro gráfico dentro de las muestras. Así, el trabajo a futuro se enfocará en el análisis de química mineral por microsonda electronica, lo cual entregaría importante información sobre la petrogénesis de los cuerpos ultramáficos de la provincia de Cautín. Por otro lado, los resultados preliminares de isótopos de cloro, indican valores negativos para Voipire, mientras que valores positivos para el sector Centinela de La Cabaña y Los Ulmos. Esto indicaría que los fluidos responsables de la serpentinizacion son de distinta naturaleza. Para el caso de Voipire un δ37Cl negativo estaría indicando un fluido de posible origen sedimentario (fluidos atrapados en poros), valores positivos por su parte indicarían un posible origen marino para los fluidos serpentinizantes. Agradecimientos Esta contribución se enmarca dentro del proyecto Fondecyt #1110345, titulado “ORIGIN AND EVOLUTION OF THE COASTAL CORDILLERA OPHIOLITE COMPLEX, CENTRAL CHILE”. El estudio y trabajo de terreno de ES y RR fue parcialmente financiada por la Facultad de

Ciencias Físicas y Matemáticas de la Universidad de Chile mediante un proyecto de investigación de inserción. Referencias Aguirre L., Hervé F.,Godoy E.. 1972. Distribution of metamorphic

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406

Acercamiento comparativo a la determinación de la dirección de flujo magmático en los diques máficos del Complejo Plutónico Illapel Rodolfo Ferrando, Claudia Hidalgo, Diego Morata*, P ierrick Roperch and César Arriagada Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA-FONDAP). Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile *E-mail: dmorata@cec.uchile.cl Resumen . Con el objeto de establecer una aproximación a la dirección de flujo magmático asociada al emplazamiento del Enjambre de Diques Máficos de Frutillar (EDMF) es que hemos propuesto un análisis desde la comparación de dos metodologías distintas para caracterizar su fábrica interna: La Anisotropía de Susceptibilidad Magnética (ASM) y la revisión de cortes transparentes orientados mediante el uso del software ImageJ©. Palabras clave: Petro-fábricas, flujo magmático, ImageJ©, mafic dykes 1 Introducción El presente trabajo comprende el estudio de un conjunto de diques máficos expuestos en la región austral del Complejo Plutónico Illapel (CPI), en el sector conocido como Quebrada Frutillar en las cercanías de la localidad de Petorca. La roca de caja de este Enjambre de Diques Máficos de Frutillar (EDMF) es una granodiorita de grano fino que forma parte de la Unidad Tonalítica Principal (UTP) del CPI. Estos diques son principalmente máficos, de orientación subvertical con rumbo NNW y espesores decimétricos a métricos. Gran parte de ellos presenta márgenes enfriados y texturas microporfíricas definidas por fenocristales de plagioclasa en masas fundamentales afaníticas constituidas por plagioclasa, piroxeno, minerales opacos y vidrio, y muchos de ellos exhiben texturas intergranulares y fábricas orientadas (ver Figura 1). Este trabajo tiene como propósito estimar o establecer una aproximación a la dirección de flujo magmático asociada al emplazamiento del EDMF. Para ello, se evaluarán fábricas magnéticas (ASM) y petro-fábricas que pudiesen asociarse a un flujo (Análisis de orientación espacial de cristales de plagioclasas en cortes transparentes orientados).

Figura 1. Textura afanítica pilotaxítica-hialopilítica definida por cristales de plagioclasa orientados con minerales opacos y vidrio en los intersticios (muestra CH0111, Dique E). El ancho de cada fotografía en 2 mm. 2 Metodología Se tomaron muestras en distintos diques, a lo largo de su ancho, con una perforadora manual y un sistema de orientación de los testigos extraídos. Luego se procedía a la medición de ASM en las muestras y la posterior confección de 2 cortes transparentes orientados de manera paralela y perpendicular al plano axial de cada muestra. Este trabajo ha propuesto una nueva metodología para determinar la orientación de cristales de plagioclasa que se basa en el tratamiento de microfotografías con el software ImageJ. Esta metodología permite orientar en el espacio el eje mayor de cristales de plagioclasa o cualquier otro cristal anisométrico en base a secciones transparentes orientadas.

407

3 Discusiones y conclusiones 3.1 Fábrica magnética de los diques En la Figura 2 se pueden observar las características esenciales de la fábrica magnética presente en las muestras de los diques. La mayoría de las muestras presenta un elipsoide oblato o foliación-dominante, y esta se presenta de manera subparalela a la orientación de los diques. Si bien la susceptibilidad magnética es bastante variable y el grado de anisotropía es bajo, los planos de foliación están bien definidos por la distribución de titanomagnetita en su interior (lo que sugiere temperaturas de Curie entre 150-300ºC). La dispersión de la lineación no nos permite inferir directamente una dirección de flujo magmático. 3.2 Dirección de flujo basada en la orientación

de cristales de plagioclasa Callot et al. (2001) y Geoffroy et al. (2002) han medido la orientación del eje mayor de cristales de plagioclasa en base a análisis digitales de microfotografías usando el software de procesamiento de imágenes de Launeau y Robin (1996) obteniendo resultados bastante buenos. La metodología planteada en este estudio viene a ser una competencia de la propuesta por Launeau y Robin (1996). La ventaja de ambas metodologías radica en la posibilidad de medir con exactitud la orientación del eje mayor de cristales de plagioclasa microscópicos, lo cual permite definir microfábricas que podrían indicar flujo magmático. En este estudio se han ploteado todas las orientaciones de los ejes mayores de 200 cristales de plagioclasa, y estadísticamente se ha determinado la dirección más común para éstos. Sin embargo, la importante dispersión de los datos obtenidos, especialmente en los casos de los diques I y K, impide realizar una interpretación al respecto.. Las desventajas de este método radican en que es necesario establecer un plano apropiado para la preparación de las secciones delgadas, es decir, el plano en el que se observe el eje mayor de los cristales de plagioclasa. Es decir, necesitamos que uno de los planos que necesitamos ver es el de foliación. Si esto no se cumple, entonces los resultados no pueden ser interpretados como microfábricas. 3.3 Comparación de las estimaciones de

dirección de flujo magmático En primer lugar, es importante destacar que ninguna de las metodologías aplicadas para la estimación del vector de flujo magmático es completamente satisfactoria.

Para los diques D, G, H e I, no existe ninguna relación entre los resultados de la estimación del vector de flujo mediante los distintos métodos (ver Figura 3). Lo cual puede explicarse en las limitaciones con respecto al muestreo y selección del plano para la medición de la orientación de cristales de plagioclasa planteadas en la evaluación de las metodologías. Por otra parte, en los diques E y K se aprecia una coherencia entre el vector de flujo estimado en base a la metodología de la orientación de cristales de plagioclasa presentada en este trabajo y la desarrollada por Geoffroy et al. (2002), pero aplicada con algunas limitaciones. Los resultados en estos casos indican flujos subverticales, lo cual podría ser apoyado por las observaciones de afloramiento que en particular, para el dique E, permitirían hablar de flujos subverticales al menos en la escala de observación. Todo lo anterior, sumado a que la disposición NNW subvertical de los diques y la presencia de algunas morfologías dilatacionales en los diques (dislocaciones oblicuas, ramificaciones, etc…) similares a las descritas por Glazner et al. (1999) y Morris et al. (2008), permite pensar en un emplazamiento en un contexto tectónico extensional con dilatación oblicua con respecto al rumbo de los diques. Agradecimientos Este trabajo se encuentra enmarcado dentro del Proyecto Fondecyt 1080468: “The anatomy, nature, ascent and emplacement of the Illapel Plutonic Complex, Coastal Range, Central Chile”. Referencias Callot, J.P.; Geoffroy, L.; Auburg, C.; Pozzi, J.P.; Mege, D. 2001.

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Etive Dyke Swarm, Scotland: implications of dyke morphology and AMS data. En Structure and Emplacement of Hight-level Magmatic Systems. Geological Society.

408

Figura 2. Características de los tensores de ASM obtenidos para los diques analizados.

Figura 3. Orientación del vector de flujo basado en las distintas metodologías aplicadas sobre cada dique.

409

¿Es la Dorsal de Juan Fernández resultado de un ‘hotspot’ clásico?: análisis de la progresión de ed ades radiométricas Luis E. Lara *(1); Javier Reyes (2); Mirella Piña-G authier (3); Alejandro Díaz (4); Gabriel Orozco (1) (1) Programa de Riesgos Volcánicos, Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22, Santiago, Chile (2) Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, CEGA (Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes), Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile (3) Compañía Minera Las Cenizas, Santiago, Chile (4)Empresa Nacional de Minería * E-mail: lelara@sernageomin.cl Resumen. La isla Robinson Crusoe está formada por un conjunto de estructuras volcánicas tipo escudo, profundamente desmanteladas, y constituye un clásico ejemplo de volcanismo intraplaca. En su sección subaérea se exponen tres unidades volcánicas principales, separadas por notables discordancias de erosión. Las edades radiométricas disponibles describen un prolongado período de actividad que desafía la hipótesis de un hot spot como fuente fija. En efecto, la unidad basal ha sido fechada en ca. 6 Ma, la intermedia y volumétricamente más importante en ca. 3-4 Ma y la tardía en ca. 1 Ma. Esta última aparece como parcialmente contemporánea a la isla Alejandro Selkirk, situada 180 km al oeste. Modelos más específicos deben explicar simultáneamente la parcial progresión de edades así como la persistencia de la actividad volcánica en un mismo sitio. Palabras Claves: Juan Fernández Ridge, volcanismo intraplaca, edades radiométricas. 1 Introducción La Dorsal de Juan Fernández es un ridge asísmico de orientación aproximada E-W situado sobre la placa de Nazca. Está formado por las islas Robinson Crusoe, Santa Clara y Alejandro Selkirk, junto a los montes submarinos O´Higgins, Guyot O´Higgins, Alpha, Beta, Gamma, Domingo y Friday, entre otros. Generalmente se ha considerado a esta dorsal como un ejemplo clásico de volcanismo intraplaca asociado a una pluma de manto estática (hot spot), particularmente por su carácter de alineamiento conspicuo y algunas edades radiométricas K-Ar que sugieren una progresión de edades como la esperada en ese contexto. En esta contribución se informa nuevas edades obtenidas en el marco de un extensivo programa geocronológico y se discute sus implicancias en términos del origen del volcanismo en la dorsal. 2 Antecedentes geocronológicos La isla Robinson Crusoe corresponde al remanente de

estructuras antiguas tipo escudo profundamente desmanteladas. La sección emergida de ella está formada por rocas volcánicas mayoritariamente basálticas además de un cuerpo intrusivo de carácter félsico y escasas secuencias sedimentarias. Un intensivo programa geocronológico está siendo desarrollado tanto con muestras de los territorios insulares como con aquellas disponibles de los montes submarinos, colectadas durante cruceros oceanográficos previos.

Figura 1. Principales componentes de la Dorsal de Juan Fernandez indicados sobre batimetría ETOPO2 (Sandwell y Smith, 1995) A la fecha, los antecedentes disponibles (fundamentalmente determinaciones K-Ar en separados de masa fundamental) indican que la unidad basal, profundamente alterada y denominada Secuencia de Punta Larga por Morales (1987), tendría una edad del Mioceno superior (5,8±2,1 Ma; Stuessy et al, 1984). La unidad intermedia, denominada Secuencia de Puerto inglés (Morales, 1987), ha sido datada entre ca. 3,1-4,2 Ma (Booker et al., 1967; Baker et al, 1987; Stuessy et al, 1984; y datos inéditos de este trabajo). A su vez, datos obtenidos recientemente indican que la unidad superior, denominada Secencia de Bahía del Padre (Morales, 1987) y separada de la intermedia por una notable discordancia de erosión, indican una edad de ca. 1,2 Ma. Para la isla Alejandro Selkirk, situada a 180 km de Robinson Crusoe, se han obtenido edades entre ca. 0,9-2,4 Ma (Stuessy et al., 1984;

410

Baker et al., 1987). Por otra parte, existe una imprecisa edad Ar-Ar de ca. 8,5 Ma para el Guyot O’Higgins (von Huene et al., 1997), situado en el extremo oriental de la dorsal. 3 Análisis de la progresión de edades Sobre la base de los antecedentes disponibles, es posible analizar la progresión de edades y confrontar tales curvas con los modelos de tectónica global que describen el desplazamiento de la placa de Nazca. En la figura 2 se muestra la mejor curva de ajuste de los datos asumiendo los siguientes supuestos: (1) el actual hotspot se encuentra cercano al monte Friday, el más occidental de la dorsal; (2) que la edad del monte O’Higgins es efectivamente cercana a 8,5 Ma; y (3) que la fase de volcanismo de escudo en Robinson Crusoe es la más representativa del volcanismo en ese sitio. Esta curva sugiere una velocidad de ca. 87,7 mm/año para la placa de Nazca, algo mayor a la pronosticada por el modelo Nuvel 1A (80,6 mm/año) y bastante más elevada que aquella de corto plazo propuesta por Angermann et al. (1999). Como corolario, la edad más antigua en Robinson Crusoe emerge como un ‘outlier’ y podría representar un valor anómalo relacionado con la alteración pervasiva de la secuencia. Sin embargo, la edad de la secuencia tardía, obtenida en este estudio y representativa de la fase subaérea post escudo, es analíticamente precisa y representa la persistencia del volcanismo aun cuando el foco a esa edad se habría desplazado casi 200 km al oeste.

Figura 2. Gráfico de edades en función de la distancia al hotspot activo, asumido como cercano al monte Friday (Devey et al., 2000). Se muestra la mejor curva de ajuste que excluye la fase tardía post escudo en Robinson Crusoe. 4 Discusión Los antecedentes presentados, aunque preliminares, sugieren que el modelo de hotspot como fuente fija en el sentido de Morgan (1971), es insuficiente para explicar la distribución de edades en la dorsal. Ese mismo

cuestionamiento ha sido hecho a una serie de cadenas volcánicas de la cuenca del Pacífico donde varias no satisfacen las condiciones de relación con plumas enraizadas en la envolvente del núcleo externo (Courtillot et al., 2003). Para la Dorsal de Juan Fernández, otras alternativas están siendo exploradas, entre ellas la presencia de zonas de fractura cortical que drenarían niveles mantélicos menos profundos (Anderson, 2000; Hieronymous y Bercovici, 2000; Ballmer et al., 2007). Una vez refinado, el modelo de edades podría ser usado como restricción de entrada a algunas hipótesis que explican aspectos de la evolución del margen continental. 4 Conclusiones Nuevas edades radionétricas muestran la persistencia del volcanismo por casi 3 Ma en un mismo sitio para la isla Robinson Crusoe. Esta situación desafía en parte la hipótesis sobre su origen relacionado con una pluma profunda y plantea interrogantes acerca de los mecanismo de ascenso y evolución magmática para las etapas tardías. Un intensivo programa geocronológico intentará resolver algunas de estas preguntas. Asimismo, el modelo refinado permitirá discutir otras ideas más generales relacionadas con procesos del margen continental. Agradecimientos Este estudio se enmarca en el proyecto Fondecyt 1110966. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Anderson, D.L. 2000. The thermal state of the upper mantle; no role

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Sr-Nd isotope data of basement rocks from the northernmost Argentine Precordillera and its implications for the early Paleozoic evolution of western Gondwana margin. Federico Martina1*, Ricardo A. Astini1, Marcio M. Pimentel2 1 Laboratorio de Análisis de Cuencas, CICTERRA, CONICET-Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba X5016GCA, Argentina. 2 Instituto de Geociencias, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Brasil. *E-mail: fmartina@com.ucnor.edu Abstract. The río Bonete region in NW Argentina is suggested as the northern extent of the Precordillera terrane. We present new Sr-Nd data of otho-derived greenschist, garnet amphibolites and quartz-phyllites belonging to the basement of the río Bonete in order to constraint the affinity of this region with Precordillera. The Nd systematic of the greenschists/metabasites (εNd(470) = +2.14 - -0.19; TDM = 0.99 - 1.2 Ga) suggest a Mesoproterozoic poorly depleted mantle source. Similar Nd values have been recognized in Sierra de Umango, Pie de Palo, the anorthosites of Sierra de Maz and the southernmost Arequipa-Antofalla Massif. Nd model ages between 1 and 1.4 Ga are also present in the Mesoproterozoic Grenvillian basement of SE Laurentia. In contrast, the garnet-amphibolite and the the quartz-phyllite have εNd(470) (-0.53 - -3.83) and TDM ages (1.32 - 1.55 Ga) more compatible with typical basement rocks of SW Gondwana. According to our interpretation, some lithotypes included within the basement of the río Bonete area could have been part of the basement of the Precordillera terrane. Keywords: Sr-Nd analyses, metaigneous basement rocks, río Bonete area, Precordillera 1 Introduction The Precordillera terrane is a Laurentia-derived block accreted to southwestern Gondwana in the Middle Ordovician (Astini et al., 1995). The río Bonete region (28º31’S - 68º30’W) constitutes the northernmost extent of Precordillera (Astini and Davila, 2004; Martina y Astini, 2009). Initial stratigraphic correlations with Precordillera relied on subtle lithologic similarities (Kay et al., 1984; Astini et al., 2000) and the presence of Ordovician fossils (Aceñolaza et al., 1971). In order to assess the affinity of this region with the Precordillera we present new whole-rock Sr-Nd isotopic data from metaigneous rocks belonging to the basement of the region.

2 Sr-Nd isotope results Sr-Nd data were obtained from analyses of 9 samples collected from different outcrops of the río Bonete region. Only ortho-derived basement rocks were analyzed, including greenschist/metabasites, garnet amphibolites and quartz-phyllites. The measured values were recalculated at 470 Ma corresponding to the assumed age for the metamorphic peak. The greenschist/metabasites show εNd (470) values between +2.14 and -0.19, with an average of +1.37 ± 0.88, typical of poorly depleted mantle sources. In contrast, the εNd (470) of the garnet-amphibolite is -3.83 suggesting the recycling of an older crust (e.g., Rapp et al., 2008), whereas the quartz-phyllite samples are between the two groups with εNd (470) values ranging from -0.53 to -1.80. The Nd model ages (TDM) represent the time at which a parental magma was extracted from a depleted mantle source (DePaolo, 1981). The calculated TDM values for the metabasic rocks range from 0.99 to 1.2 Ga. These are unusual TDM ages for pre-Ordovician igneous protoliths associated with the margin of Gondwana. By contrast, the garnet-amphibolites and quartz phyllites exhibit TDM values ranging from 1.32 to 1.55 Ga. These older ages suggest the reworking of an early Mesoproterozoic crust. Strontium isotope studies of the greenschist/metabasite samples show 87Sr/86Sr (470) values ranging from 0.70397 to 0.71998 where the highest values may be alternatively explained by contamination with crustal materials or by thermal alteration during metamorphism. Moreover, the garnet-amphibolite has an 87Sr/86Sr (470) ratio of 0.70691and the quartz-phillite of 0.70752 and 0.70842. 3 Discussion and regional interpretation The widespread greenschists/metabasites show mostly positive εNd values and TDM’s younger than 1.2 Ga, with most around 1 Ga. Instead, the garnet amphibolites and quartz phyllites have negative εNd(t) values and TDM ages

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older than 1.3 Ga. Compared with published Nd isotope data from Sierra de Maz and Espinal (Porcher et al., 2004, Caquet et al., 2008; Rapela et al., 2010), the quartz-phillite and garnet amphibolite of the río Bonete show similar TDM (1.2 to 1.6 Ga) and εNd(470) (+1.66 to -7.63) values to the metasediments of the Eastern and Western domains and the ortho-derived basement rocks of the Eastern and Central domains (subdivisions cf. Casquet et al., 2008a). However, these Nd model ages and εNd(470) values are also common in Sierra de Umango (Varela et al. 2003; Porcher et at, 2004), Pie de Palo (Casquet et al., 2008) and the Arequipa-Antofalla Massif (Loewy et al. 2004) and therefore, a correlation with any of these regions cannot be ruled out. On the other hand, the Nd model ages of the metabasites of the río Bonete are younger than those recorded immediately to the south in Sierra de Maz/Espinal (Porcher et al., 2004, Caquet et al., 2008) and other pre-Late Ordovician units of central-northwestern Argentina (e.g., Rapela et al., 1998; Bock et al, 2000; Steenken et al., 2004; Collo et al., 2009) which formed part of the Gondwana margin during the Ordovician. These new isotopic data also preclude a possible correlation with the Mesoproterozoic Sunsas orogen in the Amazon craton since it shows TDM ages older than 1.6 Ga (Tosdal, 1996; Loewy et al. 2004; Tohver et al., 2004). Pre-Ordovician Igneous protoliths with TDM = ~1 Ga and positive εNd(470) in this portion of South America have been recognized in Sierra de Umango (Porcher et al., 2004) and the southernmost Arequipa-Antofalla Massif (Loewy et al., 2004) with which the río Bonete samples could be correlated. Similar Nd isotopic values have also been obtained in Sierra de Pie de Palo, west of Las Pirquitas thrust, and the anorthosites of Sierra de Maz (Casquet et al., 2005). Nd model ages between 1 and 1.4 Ga are usual in the Mesoproterozoic Grenvillian basement of SE Laurentia, currently exposed in Texas (Patchett and Ruiz, 1989, Smith et al., 1997, Cameron and Ward, 1998), from where most sedimentological and paleontological evidences suggest the Precordillera terrane comes from (Astini et al., 1995). According to our interpretation, some lithotypes included within the basement of the río Bonete would have been part of the basement of the Precordillera terrane together with other metabasites from Sierra de Pie de Palo and Umango. Therefore, the Mesoproterozoic basic rocks of the western Sierras Pampeanas and equivalent rocks exposed in the Río Bonete area would have been a single N-S trending belt of juvenile composition bordering the Precordillera by the east. The only exceptions to this trend would be the Mesoprotorozoic rocks of Sierra de Maz where an older history is preserved. References Aceñolaza, F., Toselli, A., Bernasconi, A., 1971. La Precordillera de

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Quantification of chemical species mobility in volc anic rocks during low-grade metamorphism: application of the isomass method. Sergio Calderón*, Francisco Gutiérrez and Luis Agui rre. Departamento de Geología y Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA-FONDAP). Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile *E-email: croqueras@gmail.com

Abstract. Quantitative estimation of the mass transfer of species (oxides and elements) together with the behaviour of immobile-mobile species, based on whole rock chemical concentrations of unaltered and altered rocks, is presented. As Grant (1986) revamped Gresens' (1967) version about isochemical equations, we present here the isomass methodology starting from a mass balance equation for a selected 100g of unaltered rock. The example shown is from a well known Miocene lava flow affected by zeolite facies burial-geothermal fluid alteration. The recognition and grade of immobile/mobile behaviour is evaluated. The contribution to the mass transfer process of each species can be determined. The isomass methodology should become a powerful quantitative chemical tool for the study of open system geological processes.

Keywords: Mass transfer, quantitative mobility, isomass.

1 Introduction

The mass transfer process operating in open systems has been a subject of investigation and debate in the last seventy years (Brinkley, 1946, 1947; Giggenbach, 1984; Karpov et al., 1997, among others). Gresens (1967) opened a line of thought for the theory of mass transfer in metasomatic processes. Grant (1986) revamped the equations used by Gresens and proposed the so called isocon methodology. Since then, a number of authors have worked, mathematically and geochemically, in order to estimate the elements mobility represented by isocons in the mass transfer processes. We have modified the approach of Grant (1986) changing the focus of attention to the whole mass estimation of the alteration product. Based on the concentration of the analysed species we can quantify the effect alteration events for each species. The mass difference of species between unaltered and altered rock, will provide a quantitative estimate of mobility. This approach is not restricted to an specific alteration process because it could be applied also to any kind of mass transfer process would it be magmatic, metasomatic, metamorphic or other.

2 Method, Samples, and Results

2.1 Method

In a mass transfer process we have that , where represents the mass of component in the altered rock, represents the mass of component in the unaltered rock and represents the infinitesimal mass variation of the -th component. Grant (1986) derived the

isocon equation ( ). This theoretical

formulation estimates the mobility of elements given the

distance to the line defined by the isocon slope ( ). We

have redistributed the terms in Grant's formulae obtaining a mass estimate of the altered system (). As a consequence it is now possible to estimate the mass of each species in the altered system for an arbitrary unaltered mass (e.g.100g of unaltered rock). If the species from which the mass estimation of the altered system has been made is immobile, then that species will have a nil mass difference. Those species overrating the mass value of the altered system relative to the value of the immobile species are referred to as removed components (oxides or elements). Those species underrating this value, are referred to as included components. After identifying the immobile mass, we can estimate the mass of each species in the alteration products. In this way it is possible to know if one species has been an included ( ) or a removed ( ) one. At the same time the degree of mobility of each species -as a percentage rate relative to the initial mass- can also be established. Finally, the amount of mass contributing to the total included/removed mass during the process is obtained for each species.

2.1 Samples

Rock samples from four zones of a Miocene lava flow from the Farellones Formation in the La Parva locality, central Chile Principal Cordillera, were taken: a) the most fresh , b) the most altered, c) one in between and d) one

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from the flow top. The flow is a plagioclase-clinopyroxene, olivine (pseudomorphs) and magnetite bearing basaltic-andesitic calcalkaline lava. Fractures, veinlets and amygdales are filled mainly with laumontite. Subordinate interstratified mafic phyllosilicate and chalcedony are also present in different proportions. There is a variable replacement of glass by oxidized clays, and a mixture of zeolite-mafic phyllosilicate (including celadonite) as revealed by microscope petrography, XRD and microprobe analyses. The rock samples represent a non pervasively oxidized zone that is considered here as a "fresh" zone (LP11-06), nearly devoid of amygdales and away from veins and major fractures (low fluid to rock ratio). Altered zones are: a highly fractured, amygdaloidal and veinlet-bearing zone (LP11-04; high fluid to rock ratio); and intermediate fluid to rock ratio samples from the centre (LP11-05) and the top of the flow (LP11-07). From the volume of the most altered sample (LP11-04) we have chosen four sub-samples (LP11-04-1A, LP11-04-02, LP11-04-03, LP11-04-05) to represent each departure from homogeneity in the sample. Major and trace elements were analysed, including lost on ignition weight percent with .

2.1 Results

When sample LP11-06, the unaltered rock, is compared with each one of the rest of the samples in the lava flow, the isomass method indicates that the trace element Co behaves as the immobile species ( ) during the alteration event within this system. Co shows the best correlation coefficient with Gd in the lava flow. However, in general a coherent behaviour between them is not characteristic. In fact, Gd is not an immobile species in this system since . The present model of Co-immobile system yielded an estimated mass after the alteration event for each sample, all species considered, as follows: 113.56g (LP11-04-1A), 113.69g (LP11-04-02), 104.34g (LP11-04-03), 113.61 (LP11-04-05), 131.41 (LP11-05) and 104.03g (LP11-07). An increased of their masses is apparent in all the samples. The overall mass transfer estimation indicates that major elements removed are the alkaline metals (K2O-Na2O) along with divalent iron (FeO) and MnO. while SiO2, CaO and MgO were removed in lower proportion. The included major elements are trivalent iron (Fe2O3) alkaline earth metals (CaO-

MgO), TiO2, Al2O3, SiO2 and P2O5. Regarding trace elements, the removed species are alkaline metals (Ba-Sr), transition metals (Ni-Cu) and LREE. The included trace elements are: HREE, MREE and transition metals (Cr, Sc, Zn, Zr, V, Y) and LOI is always included. For per cent mobility estimations relative to the initial mass see Figure 1.

3 Discussion and conclusion

The model presented here stands as a powerful quantitative tool to the understanding of the mass transfer processes. The zeolite facies alteration event in the La Parva lava flow indicates that Co was immobile while Ba was the most mobile element. The oxidation process affected near 40% of the original divalent iron and the interacting fluid included trivalent iron, major alkaline metals, transition metals and H-MREE. This fluid took away major alkaline metal oxides and trace alkaline earth metals along with Cu and Ni. The overall efect of the alteration (zeolite facies) event can be summarized as follows: Metals with ionic potential below 2 were removed along with transition metals with ionic potential below 4.Metals with a ionic potential above 2 and transition metals with ionic potential near 8 were included by a calcic-magnesium-ferric iron bearing oxidizing fluid. The major elements are those contributing the most to the removed or included mass, even though the most mobile elements seem to be the trace elements, Ba in our case.

Acknowledgements

This work is a contribution to the Conicyt-Fondap Project 15090013. We thanks to Conicyt for his PhD Thesis grant.

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Figure 1. Species mobility as per cent of their initial mass for each altered sample, considering sample LP11-06 as the unaltered rock. In the ordinates each species is shown, major elements in the upper plot and trace elements in the lower plot. The inset shows the legend for each altered sample ordered by descending per cent amount of included water. Co is not shown as it is the immobile specie ( ).

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