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Fundada en 1962

SOC

IEDA

D GEOLOGICA DE CH

ILE

la serena octubre 2015

Estudios preliminares sobre el mecanismo de emplazamiento del “Antofagasta Ring Complex”, II

Región de Antofagasta, Chile.

Paulina Rivera*; Eduardo Medina; Iván Soto Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Avenida Angamos 0610, Antofagasta, Chile

* email: prb012@alumnos.ucn.cl

Resumen. El Antofagasta Ring Complex se ubica en la cordillera de la costa, de la segunda región de Antofagasta. Constituido por un cuerpo de borde, subvolcánico, de forma anular y otro cuerpo plutónico central. De edad isócrona 159,8 Ma. Se emplaza en las andesitas de la Formación La Negra, entre trazas de la falla Mititus. El presente trabajo tiene por objetivo entregar nuevos antecedentes que permitan conocer preliminarmente el mecanismo de emplazamiento del “Antofagasta Ring Complex”. Para esto, se realizaron estudios petro-químicos, que arrojan que el cuerpo central es más diferenciado con respecto al de borde. Además, existen distintas tendencias para la razón Ba/Rb, lo que se interpretaría como diferentes grados de contaminación cortical en los cuerpos. Características petrográficas como xenolitos de andesita en el cuerpo central, sugieren un emplazamiento del tipo forzado. Asimismo, enclaves máficos ligeramente absorbidos en el cuerpo de borde, indicarían que probablemente hubo asimilación de la roca de caja. Por todos estos antecedentes, se sugiere, preliminarmente, que el mecanismo de emplazamiento del “Antofagasta Ring Complex” es un balloning y no un ring dike.

Palabras Claves: Antofagasta ring complex, asimilación, ballooning, ring dike.

1 Introducción

El “Antofagasta Ring Complex”, está definido por Pichowiack (1994), como un cuerpo subvolcánico de forma anular y otro cuerpo intrusivo central. Las muestras del centro están fuertemente alteradas por autometsomatismo y las muestras de borde tienen xenolitos de la Formación La Negra. González y Niemeyer (2005) determinan una edad isócrona 87Rb/86Sr de 159,8 ± 5 Ma y sugieren que estos cuerpos corresponderían a un ring dike relacionado con una estructura volcánica a subvolcánica preexistente, asociado a una caldera. Conociendo estos antecedentes, el presente trabajo, enmarcado en las actividades de memoria de título del autor, tiene por objetivo entregar nuevos datos que permitan conocer el mecanismo de emplazamiento del “Antofagasta Ring Complex”.

El “Antofagasta Ring Complex”, aflora en la localidad de Mantos de Varas (23°31´ S y 70°22´ W), al norte de la ciudad de Antofagasta, Chile. La morfología de sus afloramientos está representada por dos cuerpos plutónicos; uno interno de forma circular y otro externo con forma de

medialuna, con extensión de 3,5 km2 y 9 km2

respectivamente. Intruyen a las volcanitas de la Formación La Negra (García, 1967) y están cortados por numerosos diques micro-dioriticos y monzodioríticos, de orientación preferencial NW-SE, de espesor 2 a 6 metros aproximadamente.

La roca de caja, de composición andesítica, tiene una edad isócrona 40Ar/39Ar de 186.5 ± 13.6 Ma (Oliveros et al. 2006). En el área de estudio, está fuertemente diaclasada y los manteos de las capas aumentan, conforme se acercan al contacto con las rocas plutónicas. Además, los afloramientos están afectados por un conjunto de fallas sinestral normal, subparalelas, con dos orientaciones preferenciales N30°E/45°W y N40°W/75°W, registrando un movimiento sintético a la Falla principal Mititus.

2 Metodología

Se realizó un mapa geológico a escala 1:25.000 (Ver Anexo) y se recolectaron 70 muestras para descripción macroscópica, de las cuales 32 fueron estudiadas al microscopio petrográfico y 9 fueron analizadas por Fluorescencia de Rayos X en la Universidad Católica del Norte, Antofagasta, Chile.

3 Resultados

3.1 Petrografía

Según el análisis petrográfico, las rocas del “Antofagasta Ring Complex” se pueden clasificar en cuatro grupos: cuerpo central, cuerpo de borde, rocas hipabisales y roca de caja.

Cuerpo Central

Granodioritas, y tonalitas, caracterizan principalmente el pulso central, de textura holocristalina e hipidiomórfica granular, tamaño del grano medio, compuesto de plagioclasas zonadas y albitizadas. Hornblenda y biotita cloritizadas.

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Además, se observan enclaves máficos micro granulares, de bordes irregulares y contacto transicional.

Cuerpo de Borde

Dioritas y dioritas cuarcíferas, de textura porfídica, holocristalina e hipidiomórfica. Compuesto de plagioclasa zonada con saussuritización, hornblenda cloritizada y cuarzo intersticial. Además las rocas están fuertemente alteradas con biotita secundaria y vetillas de cuarzo. Tienen abundantes xenolitos de andesita, de bordes subangulosos y bien definidos. En ciertos sectores, estos bordes que ponen en contacto al xenolito con el cuerpo de borde, tienen agregados de cuarzo-albita de tamaños menores a 1 mm (Fig.2).

Figura 2. Fotomicrografía en nicoles cruzados, en donde se observa el contacto entre una diorita de hornblenda del cuerpo de borde y un xenolito de Andesita. El límite xenolito-intrusivo corresponde a un agregado de Qz-Ab de tamaño menor a 1 mm. También se aprecia el cambio textural en relación a los tamaños de los cristales en cada roca.

Rocas Hipabisales

Con respecto a las rocas hipabisales que intruyen a los cuerpos anteriormente descritos, se clasifican como micro-dioritas y monzodioritas de textura porfídica, con masa fundamental fuertemente silicificada, cloritizada y abundante alteración a biotita.

Roca de caja

Las andesitas del área de estudio pertenecientes a la Formación la Negra (García 1967), tienen textura porfídica. Con fenocristales de plagioclasa, sanidina, hornblenda y clinopiroxeno. La masa fundamental está silicificada, cloritizada, con abundante apatito secundario de tamaños menores a 1mm y algunas vetillas de cuarzo.

3.2 Geoquímica

Mediante el análisis químico de elementos mayores y traza para las rocas del borde, centro e hipabisales, se observa que todas las rocas son subalcalinas y tienen tendencia calcoalcalina (Fig. 3). Además, son metaluminosas a levemente peraluminosas (Fig. 4). Clasificando a estas rocas como un granito del tipo I.

Figura 3. Diagrama AFM (Irvine y Baragar, 1971). Todas las rocas son calcoalcalinas.

Figura 4. Diagrama que relaciona los contenidos de Al, Ca, Na, K, que clasifica a todas las rocas como metaluminosas a levemente peraluminosas.

La distribución de los óxidos mayores frente al contenido de SiO2 indica: El CaO se comporta como compatible, debido al fraccionamiento lento de plagioclasa y hornblenda, en cambio el Na2O y K2O se comportan como incompatible, fraccionando albita y ortoclasa en fases más tardías. Además elementos como MnO y MgO, de tendencia compatible, reemplazan al FeO en fases tempranas de la diferenciación, fraccionando hornblenda y clorita férrica. Esto permite interpretar que todas las rocas son co-magmáticas y tanto las rocas del cuerpo central y de borde corresponden a pulsos magmáticos distintos, uno más diferenciado y otro menos diferenciado, respectivamente.

Trumbull et al. (1999), relaciona los contenidos de elementos traza inmóviles Ba/Rb de centros volcánicos del Mioceno y Post Mioceno que encuadran en el punto culminante de acortamiento y engrosamiento cortical del Mioceno Medio. De acuerdo a esto, las rocas con una contaminación cortical mayor tienen tendencia a aumentar

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AT 1 GeoloGía ReGional y Geodinámica andina

los valores de Rb en función del Ba quien permanece relativamente constante. En cambio, las rocas menos contaminadas, aumentan significativamente los valores de Ba con respecto al Rb. La Figura 5, muestra el comportamiento de estos elementos en los dos pulsos magmáticos, donde la razón Ba/Rb tiende a una recta casi vertical para el pulso central junto a dos representantes del cuerpo hipabisal. En cambio, para el pulso de borde, hay una tendencia al incremento de Rb, en función del Ba, representada en una recta casi horizontal. Este gráfico propone que las rocas del centro estarían menos contaminadas que las del borde.

Figura 5. Diagrama Ba v/s Rb, tomado de Trumbull et al. (1999). En base al comportamiento de los elementos traza inmóviles Ba y Rb en centros volcánicos del Mioceno, describe dos tendencias distintas con respecto a la razón Ba/Rb, una subvertical y otra subhorizontal, lo que podría indicar una posible contaminación en relación a las rocas del pulso central y borde.

4 Discusión y conclusiones

La presencia de xenolitos en las dioritas del cuerpo de borde, evidencian un contacto intrusivo. Los enclaves microgranulares máficos con bordes irregulares, presumen que existió asimilación de la roca de caja. El emplazamiento de estos cuerpos generó un fracturamiento intenso en las andesitas y una tendencia a aumentar el manteo de sus capas al acercarse al plutón, lo que podría ser el efecto de una expresión diapírica de los cuerpos intrusivos. Datos geoquímicos de elementos mayores indican que las rocas del centro son más diferenciadas que las rocas de borde y además, las razones Ba/Rb, definen dos tendencias que apuntan a diferentes grados de contaminación cortical en el pulso central y de borde, indicando que corresponden a pulsos magmáticos distintos. Por todos estos antecedentes, se debiese reinterpretar la idea de que el “Antofagasta Ring Complex” correspondería a un ring dike. Por el contrario, se cree que podría corresponder a un ballooning, mecanismo de emplazamiento forzado en donde varias intrusiones cortan y “pliegan” la roca de caja, formando diapiros que generan inflamientos locales en la superficie (Winter, 2001). Sin embargo, estas conclusiones obedecen a estudios preliminares realizados en el área.

Agradecimientos

Se agradece la valiosa gestión del Dr. Mario Pereira, quien coordinó el financiamiento de este trabajo, como objetivo de las actividades de memoria de título de la carrera de Geología en la Universidad Católica del Norte, Antofagasta, Chile.

Bibliografía

García, F. 1967. Geología del Norte Grande de Chile. Simposium sobre Geosinclinal Andino. Soc. Geológica de Chile, Nª3, 138 p., Santiago.

Gonzalez G; Niemeyer, H. 2005. Cartas Antofagasta y Punta Tetas, Region de Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Mineria, Carta Geológica de Chile, Seria Geológica Básica, No.89, 35 p., 1 mapa escala 1:100000.

Irvine, T., N. and Baragar, W.R.A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of the Earth Science, 8, 523-548.

Oliveros, V., Féraud, G., Aguirre, L., Fornari, M. 2006 The Early Andean Magmatic Province (EAMP): 40Ar/39Ar dating on Mesozoic volcanic and plutonic rocks from the Coastal Cordillera, Northern Chile. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 157, 311-330.

Pichowiak, S. 1994. Early Jurassic to Early Cretaceous magmatism in the Coastal cordillera and the Central Drepression of North Chile. In Tectonics of the southern Andes (Reutter, K.J.; Scheuber, E.; Wiggers, P.J.; editors). Springer-Verlag, p. 203-217.

Trumbull, R.B.; Wittenbrink, R.; Hahne, K.; Emmermann.; Büsch, W.;Gerstenberger, H.; Siebel, W. 1999. Evidence for Late Miocene to Recent contamination of arc andesites by cristal in the Chilean Andes (25°-26°S) and its geodynamic implications. In Journal of South American Earth Sciences N°12, 135-155 p, Germany.

Winter, J. D., 2001. An introduction to igneous and petrology / John D. Winter. Upper Saddle River, N.J. Prentice Hall, 697 p. United States of America.

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Anexo: Mapa Geológico y perfiles esquemáticos del área de estudio, inédito (Rivera, 2015). Se reconocen las litologías y estructuras principales. En los perfiles esquemáticos se identifica el gradiente de diferenciación hacia el centro del complejo.