universidad de chile facultad de ciencias … · las rocas de edad cretácica superior presentan...
TRANSCRIPT
UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
TERMOBAROMETRÍA DE ALUMINIO EN HORNBLENDA EN EL BATOLITO SUR PATAGÓNICO
TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE MAGISTER EN CIENCIAS, MENCIÓN GEOLOGÍA
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO
EDGARDO IVÁN DZOGOLYK VALDENEGRO
PROFESOR GUIA: FRANCISCO HERVÉ ALLAMAND
MIEMBROS DE LA COMISIÓN:
MIGUEL ANGEL PARADA REYES DIEGO MORATA CÉSPEDES
CARLOS ARÉVALO VERA
SANTIAGO DE CHILE SEPTIEMBRE 2007
TERMOBAROMETRÍA DE ALUMINIO EN HORNBLENDA EN EL BATOLITO SUR PATAGÓNICO
El presente trabajo tiene por objetivo determinar la profundidad de cristalización de algunos de los cuerpos plutónicos constituyentes del Batolito Sur Patagónico (BSP), y de aportar a comprensión de su formación y evolución, la cual ha sucedido de manera continua desde el Jurásico Superior hasta el Mioceno y comparar estos resultados existentes en la parte norte del Batolito Patagónico (Batolito Nor Patagónico).
Dada la gran extensión del BSP, cuyos afloramientos comprenden desde aproximadamente los 47º30’S hasta los 56ºS en el extremo austral de Sur América, se definieron dos zonas de estudio. La Zona Norte está delimitada por los paralelos 50ºS y 52ºS. De ella se obtuvieron 24 muestras para descripción petrográfica de las cuales 6 fueron utilizadas en el estudio termobarométrico. En la Zona Sur, correspondiente la Estrecho de Magallanes entre su extremo occidental y la Isla Carlos III, se clasificaron petrográficamente 15 muestras y a nueve de ellas se les realizó el análisis termobarométrico.
Para determinar la profundidad de cristalización de las rocas se utilizó el geobarómetro de aluminio en hornblenda, con dos distintas calibraciones. El cálculo de la temperatura de cristalización se obtuvo por medio de los geotermómetros de anfíbola-plagioclasa y de contenido total de titanio en anfíbola.
Se contó con datos de edades de las rocas tanto de cristalización, por el método U-Pb SHRIMP, como de edades de trazas de fisión en apatito y circones, por lo que fue posible estimar tasas de exhumación de algunas de las muestras analizadas y realizar una extrapolación a nivel regional, al menos dentro de la Zona Sur.
Sobre la base del trabajo realizado en este estudio se pudo concluir que:
� A pesar de la existencia de patrones de edades de intrusión semejantes entre la parte norte y sur del batolito patagónico en franjas longitudinales norte-sur, estas presentan una gran diferencia: aún cuando las rocas más jóvenes, de edad paleógena y neógena se emplazan en la zona central del Batolito Patagónico, las del segmento sur del batolito lo hacen a profundidades epizonales (3,8km a 7,3km), mucho menores que las de la parte norte (sobre 14km) las cuales, a su vez, presentan tasas de exhumación más elevadas. Esta característica podría estar directamente asociada a la presencia de una gran zona de falla (Zona de Falla Liquiñe Ofqui) alojada en la zona axial del Batolito Nor Patagónico, rasgo ausente en el BSP.
� Las rocas de edad cretácica superior presentan las mayores profundidades de cristalización, alcanzando niveles mesozonales de hasta casi 20km.
� Las rocas del borde occidental del BSP, constituido principalmente por rocas de edad cretácico inferior, fueron las primeras en exhumarse a tasas que fueron disminuyendo con el tiempo para dar paso a la exhumación más tardía de la zona central y borde oriental del Batolito.
� Los plutones analizados en la Zona Norte muestran patrones P-T de cristalización en condiciones subsaturadas de agua; En cambio los plutones de la Zona Sur parecen haber cristalizado en condiciones de saturación de agua.
AGRADECIMIENTOS
Quisiera agradecer a muchos por haber, de alguna manera, colaborado a la finalización de este
trabajo: A mis padres, por supuesto, que desde muy niño me incentivaron a lograr este tipo de
metas y ayudaron a convencerme que se podía; al resto de mi familia y tantos otros que nunca
dejaron de “molestarme” para que terminara; a Pancho, un tipo que enseña a enamorase de la
geología y aparte te enseña y acompaña en muchas cosas de la vida; a Angélica, con quién nos
acompañamos en todo momento, incluso estando separados por miles de kilómetros; y a la nueva
familia que se arma.
También he de agradecer lo material, especialmente al Proyecto FONDECYT 1010412
“MAGMATIC AND METAMORPHIC EVENTS IN THE PATAGONIAN ANDES: THEIR
CORRELATION WITHIN THE MOUNTAIN RANGE AND WITH THE CONTINENTAL
MARGIN OCEANIC PLATES INTERACTION” que tiene como investigador responsable a
Francisco Hervé Allamand y con cuyos fondos pude desarrollar gran parte de mi trabajo.
1
ÍNDICE DE CONTENIDOS
1 INTRODUCCIÓN ............................................................................................................................................. 1 1.1 OBJETIVOS............................................................................................................................................... 1 1.2 METODOLOGÍA ...................................................................................................................................... 1 1.3 TERMOBAROMETRÍA............................................................................................................................ 4
2 EL BATOLITO PATAGÓNICO: TRABAJOS ANTERIORES................................................................... 8 2.1 INTRODUCCIÓN...................................................................................................................................... 8 2.2 BATOLITO NOR Y SUR PATAGÓNICO ............................................................................................... 9
3 EL BATOLITO SUR PATAGÓNICO EN LAS ÁREAS ESTUDIADAS .................................................. 17 3.1 ZONA NORTE (ZN) 50º - 52º Latitud Sur. ........................................................................................... 17
3.1.1 UNIDADES CIRCUNDANTES ......................................................................................................... 17 3.1.2 PETROLOGÍA DE LA ZONA NORTE ............................................................................................. 20 3.1.3 GEOTERMOBAROMETRÍA DEL BSP EN LA ZONA NORTE ..................................................... 23
3.1.3.1 INTRODUCCIÓN ..................................................................................................................... 23 3.1.3.2 COMPOSICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS ANFÍBOLAS............................................... 23 3.1.3.3 COMPOSICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS PLAGIOCLASAS ....................................... 28 3.1.3.4 FUGACIDAD DEL OXÍGENO ................................................................................................ 32 3.1.3.5 TERMOBAROMETRÍA ........................................................................................................... 35 3.1.3.6 INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN ....................................................................................... 38
3.2 ZONA SUR (ZS) Extremo Occidental del Estrecho de Magallanes (EM)............................................... 42 3.2.1 UNIDADES DE ROCAS CIRCUNDANTES..................................................................................... 42 3.2.2 PETROLOGÍA DE LA ZONA SUR................................................................................................... 45 3.2.3 GEOTERMOBAROMETRÍA DEL BSP EN LA ZONA SUR........................................................... 48
3.2.3.1 INTRODUCCIÓN ..................................................................................................................... 48 3.2.3.2 COMPOSICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS ANFÍBOLAS............................................... 48 3.2.3.3 COMPOSICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS PLAGIOCLASAS ....................................... 52 3.2.3.4 FUGACIDAD DEL OXÍGENO ................................................................................................ 55 3.2.3.5 TERMOBAROMETRÍA ........................................................................................................... 56 3.2.3.6 INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN ....................................................................................... 58
4 DISCUSIÓN GENERAL ................................................................................................................................ 60
5 CONCLUSIONES ........................................................................................................................................... 66
6 REFERENCIAS............................................................................................................................................... 68
7 ANEXO 1: EPIDOTA MAGMÁTICA .......................................................................................................... 75 7.1 Epidotas en el Batolito Sur Patagónico .................................................................................................... 77 7.2 Muestras analizadas.................................................................................................................................. 77 7.3 Conclusión................................................................................................................................................ 79 7.4 Discusión.................................................................................................................................................. 80
8 ANEXO 2: RESPECTO DEL GEOTERMÓMETRO DE ANFÍBOLA PLAGIOCLASA....................... 81
9 ANEXO 3: DESCRIPCIONES MICROPETROGRÁFICAS DE ROCAS DE LA ZONA NORTE. ...... 83
10 ANEXO 4: DESCRIPCIONES MICROPETROGRÁFICAS DE ROCAS DE LA ZONA SUR............ 109
2
11 ANEXO 5: MICROFOTOGRAFÍAS DE ROCAS DE LA ZONA NORTE ............................................ 125
12 ANEXO 6: MICROFOTOGRAFIAS DE ROCAS DE LA ZONA SUR................................................... 129
13 ANEXO 7 : TABLAS CON ANÁLISIS DE MICROSONDA ELECTRÓNICA ..................................... 133
1
1 INTRODUCCIÓN
1.1 OBJETIVOS
El objetivo principal de este trabajo es entregar nuevos antecedentes geobarométricos del
Batolito Sur Patagónico (BSP), aportar en la comprensión su génesis y de las posibles relaciones
existentes entre edad, litología y profundidad de cristalización a través de la interpretación de
estos nuevos datos junto con aquellos de los trabajos anteriormente realizados. Es también un
objetivo el realizar una comparación con el Batolito Nor-Patagónico (BNP).
1.2 METODOLOGÍA
Para llevar acabo esta Tesis se utilizó muestras de roca obtenidas en distintas campañas1
de terreno por el Dr. Francisco Hervé (Proyecto FONDECYT 1010412), de las cuales se efectuó
una rigurosa inspección para asegurar que cumplieran con los requisitos necesarios para los
posteriores análisis. Dada la gran extensión del BSP los datos actualmente disponibles siguen
siendo escasos para tener una comprensión geológica cabal, agravando esta situación deficitaria
la dificultad de acceso a las zonas en que este cuerpo aflora
Como parte inicial del trabajo de selección, se confeccionó una base de datos con más de
450 registros de muestras de rocas ígneas intrusivas con campos tales como fecha de extracción,
ubicación geográfica, características macroscópicas del afloramiento, litología y otros datos
relevantes que se han ido obteniendo a partir de distintos estudios realizados con ellas, tales como
edad, presión y temperatura de formación. Luego, con el fin de tener una mejor visualización de
estos datos, se crearon archivos gráficos referenciados con ayuda del programa Ozi Explorer
3.85.4 y se ubicaron las muestras, y sus características. Estos archivos gráficos corresponden a
mapas geográficos (Carta Terrestre), a escala 1:250.000, del Instituto Geográfico Militar (se
confeccionó un mosaico desde los 47º hasta los 52º inclusive: Figura 1), un mapa TCP (Tactical
Pilotage Chart) T – 18a de escala 1:500.000 y una digitalización del borde costero e islas, a una
escala aproximada 1:1.000.000.
1 Más de 20 campañas de terreno que el profesor Francisco Hervé, junto a alumnos y otros investigadores, ha realizado en la zona, la que comprende desde los 44º 30’ Lat. S (Seno Canalad) hasta el Estrecho de Magallanes (Isla Carlos III, 53º 40’ Lat. S). Estas incluyen campañas desde el año 1984 en adelante, inclusive, la realizada junto al autor de este trabajo, en Marzo del año 2003
2
El área de estudio se dividió en dos zonas: la ZONA NORTE (ZN) comprendida entre los
paralelos 50º S y 52º S y la ZONA SUR (ZS), comprendida entre los 52º 25’ S y el borde oriental
del estrecho de Magallanes hasta la Isla Carlos III (53º 40’ S, 72º 15’ W). La delimitación y
ubicación de ambas zonas puede apreciarse en la Figura 2.
Se contó con 42 muestras, recogidas en estudios anteriores, de la ZN. Mediante un proceso de
selección, cuyos criterios principales fueron la clasificación petrográfica macroscópica2 y la
ausencia de alteración, se seleccionaron 24 muestras a las cuales se les realizó corte transparente.
Para la ZS, estos mismos criterios fueron utilizados en terreno durante la campaña de Marzo
del año 2003 obteniendo 14 nuevas muestras.
Se llevo a cabo un estudio petrográfico a los cortes transparentes, el cual sirvió para
caracterizar y clasificar las rocas y seleccionar las muestras para la geotermobarometría,
procurándose principalmente de que presentaran la asociación mineralógica adecuada para el uso
del geobarómetro de aluminio en hornblenda3 y que no se presentaran demasiado alteradas.
Finalmente sólo a 17 muestras se les confeccionó un corte transparente pulido para su
posterior análisis con microsonda electrónica. En estos se analizaron los distintos minerales
constituyentes, dando énfasis a las anfíbolas con las cuales se trabajó en la termobarometría.
Figura 1: Mosaico de Cartas Terrestres del IGM a escala 1:250.000 con sus respectivos nombres. 2 Interesan en este trabajo, principalmente, rocas de composición intermedia a ácida. 3 Esta asociación será explicada en el capítulo 3.1.2
3
Figura 2: Ubicación geográfica de las zonas comprendidas en este trabajo y número de muestras
utilizadas en cada una de ellas.
24 muestras
14 muestras
4
1.3 TERMOBAROMETRÍA
El análisis termobarométrico permite estimar tanto la temperatura como la presión a las
cuales un mineral se ha formado, por consiguiente nos entrega información de las condiciones
físicas a las cuales estuvo sometida la roca, en el caso de metamorfismo, o el magma en el caso
de cristalización de cuerpos ígneos.
Existe una gran variedad de termobarómetros (Tabla 1 y Tabla 2), los cuales utilizan
distintos minerales y equilibrios termodinámicos. Uno de ellos, el que fue utilizado en este
trabajo, corresponde al geobarómetro que relaciona la cantidad de Al presente en la anfíbola con
la presión a la cual esta se habría formado. Este tiene sus orígenes en una formulación calculada
sobre la mineralogía metamórfica generada en aureolas de contacto (Hammarstron y Zen, 1986;
Hollister et al, 1987). Luego, y en base a la teoría de los autores anteriores, se desarrollaron
distintas calibraciones experimentales las que tienen un fundamento termodinámico común: La
Regla de las fases.4 Por ejemplo, una tonalita, una granodiorita rica en anfíbola o cualquier roca
de similar composición, puede ser descrita por el siguiente sistema de 10 componentes:
Teniendo en cuenta la asociación mineralógica buffer5 Hornblenda, Biotita, Plagioclasa,
Ortoclasa, Cuarzo, Titanita, Óxidos de Fe-Ti, fundido y una fase fluida, la roca corresponde a un
sistema trivariante, cuyos grados de libertad pueden interpretarse como tres variables intensivas:
fugacidad del oxígeno (fo2), temperatura (T) y presión (P). En condiciones ideales, teniendo
controlada la fo2, por algún buffer, y asumiendo temperaturas cercanas al solidus saturado, la
única variable que gobierna la entrada de Al a las anfíbolas cálcicas es la presión.
Johnson y Rutherford (1989) realizaron su experimento a partir de rocas principalmente
volcánicas (tobas vítreas con 40% de fenocristales en su mayor parte y unas pocos experimentos
a partir de un plutón y una riolita), y lo calibraron para un rango de presiones entre los 2 y 8 kbar
4 Regla de las Fases de Gibbs: Ecuación que permite calcular el número de fases que pueden coexistir en equilibrio en cualquier sistema: P+F=C+2, donde P = número de fases que pueden coexistir en el sistema elegido C = número de componentes en el sistema y F = grados de libertad 5 El termino buffer implica que una asociación mineralógica ejerce un grado de “control” sobre alguna variable de un sistema, por ejemplo: la coexistencia en equilibrio de Fayalita-Cuarzo-Magnetita indica un valor para la fugacidad del oxigeno, por lo tanto, esa asociación mineralógica controla la variable fugacidad de oxígeno en el sistema. Otra variable que puede verse controlada es la entrada de elementos químicos en los distintos minerales o fases minerales de un sistema.
SiO2 – TiO2 – Al2O3 – Fe2O3 – FeO – MgO – CaO – Na2O – K2O – H2O
5
y para temperaturas entre los 720 y 780 ºC. Por su parte Schmidt, M. (1992) lo hizo a partir de
rocas intrusivas (tonalitas y granodioritas) y para un rango termal entre los 655 y 700 ºC. Sus
resultados generan confianza para un rango de presiones que va desde los 2 hasta los 13 kbar.
Blundy y Holland (1990) notaron que este geobarómetro era sensible a la temperatura y
desarrollaron un geotermómetro respecto del equilibrio entre plagioclasa y anfíbola. Este
geotermómetro utiliza como parámetros el contenido de Al [IV] en la anfíbola, la fracción de
albita en la plagioclasa y una presión dada. Su rango de validez se encuentra entre los 500 y 1100
ºC. Solo puede ser usado con plagioclasas que contengan un componente de anortita menor al
92% y con anfíbolas que contengan menos de 7.8 átomos de sílice por unidad de fórmula. Su uso
se encuentra limitado a rocas saturadas de sílice.
Posteriormente Holland y Blundy (1994) volvieron a calibrar el geotermómetro para un
rango mucho mayor de composiciones de anfíbola (llegando hasta condiciones metamórficas de
alto grado: anfibolitas de granate) otorgando dos ecuaciones para rocas saturadas y subsaturadas
en sílice, respectivamente.
Vhynal et al, (1991) realizaron observaciones acerca de las sustituciones catiónicas
simples y acopladas, gobernadas por la presión y la temperatura, que ocurren en las anfíbolas.
Anderson y Smith (1995) desarrollaron una nueva calibración del geobarómetro, la que
incluye un factor de corrección termal. Estos autores también notaron que las composiciones de
los volátiles presentes en los magmas podrían afectar las temperaturas medidas.
AUTOR METODO1 Otten, M. (1984) (*) Geotermómetro: Contenido de Ti en hornblenda
2 Hammarstron, J. & Zen, E., (1986) Geobarómetro: Contenido total de Al en hornblenda
3 Hollister, L. et al, (1987) Geobarómetro: Contenido total de Al en hornblenda
4 Colombi, A. (1989) (*) Geotermómetro: Contenido de Ti en hornblenda
5 Johnson, M. y Rutherford, M. (1989) Geobarómetro: Contenido total de Al en hornblenda
6 Blundy, J. y Holland, T. (1990) (**) Geotermómetro: Equilibrio anfíbola-plagioclasa
7 Schmidt, M. (1992) Geobarómetro: Contenido total de Al en hornblenda
8 Blundy, J. y Holland, T. (1994) (**) Geotermómetro: Equilibrio anfíbola-plagioclasa
9 Anderson, J y Smith. D (1995) Geobarómetro: Contenido total de Al en hornblenda (***)
Tabla 1: Resumen de métodos y autores citados en análisis termobarométrico de este trabajo.
(*) Independiente de la presión; (**) Dependiente de la presión. (***) Con corrección termal
6
Respecto a la geotermometría, se utilizaron tres métodos distintos. Junto al ya señalado
geotermómetro de Blundy y Holland (1990, 1994) se aplicó el de Otten (1984) y Colombi
(1989), los cuáles son dos calibraciones del mismo geotermómetro. Este relaciona el contenido
de titanio en las hornblendas con la temperatura de cristalización y está restringido para sistemas
con fugacidades de oxigeno cercanas al buffer QFM donde exista una abundancia tal de Ti que la
fase Ilmenita debe estar presente.
Se intento trabajar también con el geotermómetro de óxidos de Fe-Ti (Buddington y
Lindsley, 1964), pero no se obtuvo buenos resultados.
FORMULA LÍMITES DE VALIDEZ
1
T [ºC]= 273*(Ti) + 877 Si T > 970 ºC
T [ºC]= 1.204*(Ti) + 545 Si T < 970 ºC
fO2 cercana a buffer QFM.
Illmenita debe encontrarse
entre las fases.
2 P [kbar]= -3.92 + 5.03*AlT
Error: ± 3 [kbar]
Hornblendas cristalizadas entre
2-8 [kbar] de presión.
3 P [kbar]= -4.76 + 5.64* AlT
Error: ± 1 [kbar]
Hornblendas cristalizadas entre
2-8 [kbar] de presión.
4
T [ºC]= 2816*Ti + 445 Si Ti <= 0.08
T [ºC]= 980*Ti + 600 Si Ti > 0.08
fO2 cercana a buffer QFM.
Illmenita debe encontrarse
entre las fases.
5 P [kbar]= 3 – 3.46 (± 0.24) + 4.23 (± 0.13)* AlT
Error: ± 0.5 [kbar]
Equilibrio de las fases entre
2-8 [kbar] y 740-780 ºC
6
T [ºK]= (0.677*P -48.98 – Y)/(-0.0429 – 0.008314*Ln K)
K = [(Si – 4)/(8 – Si)]*XAb
Y = factor de plagioclasa no ideal de DQF (ver referencia)
Error: ± 75 [ºC]
Temperatura de equilibrio
entre 500-1000 ºC.
Plagioclasa < An92
Anfíbolas con <7.8 Si cpfu
7 P [kbar]= -3.01 + 4.76* AlT
Error: ± 0.6 [kbar]
Equilibrio de las fases entre
2.5-13 [kbar] y 655-700 ºC
8
Este trabajo reporta dos ecuaciones distintas: una para roca saturadas en
sílice y otra para rocas subsaturadas en sílice (Ver referencia)
Error: ± 40 [ºC]
Equilibrio de las fases entre
1-15 [kbar] y 400-1000 ºC.
9 P [kbar]= 4.76*AlT – 3.01 – [(T -675)/85)*(0.53* AlT + 0.005294*(T-675)]
Error: ± 0.6 [kbar]
Equilibrio de las fases entre 1-10
[kbar] y temperatura <800 ºC
Tabla 2: Resumen de formulas y límites de validez de los métodos citados en el análisis
termobarométrico de este trabajo6. La numeración corresponde al autor según la Tabla 1.
6 Para información más detallada ver referencias.
7
Las muestras que se utilizaron para el estudio termobarométrico fueron seleccionadas por
los siguientes y sucesivos criterios:
Que la inspección macroscópica de la roca no evidenciara rasgos de alteración o meteorización
Que la inspección microscópica encontrase en la roca la asociación mineralógica
buffer antes mencionada.
Que existieran criterios texturales de cristalización tardía de las anfíbolas (intercrecimiento con cuarzo, inclusiones de cuarzo y feldespatos en anfíbola, etc.)
Que estas junto a los otros minerales involucrados se encontrasen lo menos
alteradas posibles (similar a la primera condición pero a una escala de mucho mayor detalle).
Según estos criterios se confeccionaron en el Departamento de Geología de la Universidad de
Chile, secciones transparentes pulidas para seis muestras. Análisis químicos e imágenes de
minerales fueron obtenidos utilizando la SEM-Probe, CAMEBAX SU-30, del Laboratorio de
Microscopia Electrónica del Departamento de Geología de la Universidad de Chile. Todos los
elementos fueron medidos usando espectrometría por dispersión de longitud de onda de rayos-X,
(WDS). Análisis cuantitativo con software XMAS 7.0, corrección ZAF, utilizando una corriente
de 10nA, con aceleración de voltaje de 15 kV y un tiempo de conteo de 10s. El rayo enfocado en
un punto de tamaño 2 µm (mode fix). Las Imágenes fueron procesadas con el software MaxView
5.0. En la siguiente tabla (Tabla 3), se muestran los diferentes estándares utilizados y sus
respectivos errores en porcentaje en peso.
Elemento Cristal Estándar Wt% err
Si TAP Wollastonite ±0.046 Al TAP Orthoclase ±0.041 Mg TAP Diopside ±0.146 Na TAP Albite ±0.113 K PET Orthoclase ±0.150
Ca PET Wollastonite ±0.084 Mn PET Rhodonite ±0.088 Ti LIF Rutile ±0.133 Fe LIF Andradite ±0.108
Tabla 3: Errores asociados a cada estándar de medición en la microsonda utilizada.
La certificación de los estándares es entregada por P&H Developments quienes han verificado la
alta pureza de los compuestos sintéticos y naturales por medio de rigurosos microanálisis.
8
2 EL BATOLITO PATAGÓNICO: TRABAJOS ANTERIORES.
2.1 INTRODUCCIÓN
Los cinturones orogénicos de tipo andino tienen como componente principal a grandes
batolitos producto de largos períodos de subducción (10 – 100 Ma), los cuales generalmente
representan las raíces de arcos magmáticos. Durante tan extenso período de tiempo, muchas de
las variables involucradas (movimiento relativo de las placas, subducción de distintos rasgos
morfológicos oceánicos, etc.) pueden afectar el desarrollo del orógeno. Un estudio de la historia
de la intrusión y su evolución petroquímica entrega pistas para comprender la interacción entre
placas, orogénesis, la producción de magma y su emplazamiento. Sin embargo, poco se puede
decir de la tectónica o procesos de niveles corticales someros, debido al escaso registro de
deformación en estos cuerpos y a un nivel de erosión generalmente más profundo de la corteza.
La actividad tectónica solo queda evidenciada en el registro estratigráfico de las regiones de ante
y tras arco. El conocimiento acerca de patrones de cristalización, edad, litología, distribución
espacial y características geoquímicas de las rocas que constituyen los batolitos, permiten en
conjunto, la comprensión de los procesos tectónicos que controlaron la formación de orógenos.
Arcos magmáticos, cuyos plutones constituyentes son característicamente de afinidad
calcoalcalina han sido asociados con el margen Pacífico de Sur América y de la Antártica
Occidental a través de todo el Fanerozoico.
Los cinturones magmáticos andinos del Mesozoico – Cenozoico (de los cuales forma
parte el BP) representan los productos magmáticos generados por la subducción del sistema
Pacífico – Gondwana, el cual se inició a fines del Triásico y continúa hasta hoy (Pankhurst,
1990)
La distribución espacial y las características petroquímicas y litológicas de los cuerpos
plutónicos asociados a este sistema son ampliamente variables. En el Centro - Norte de Chile (ca.
25º S y 38º S) se comprueba una consistente migración, de las intrusiones, hacia el Este desde
finales del Triásico hasta inicios de la era Terciaria (Farrar et al., 1970; Pankhurst, 1990), con una
presunta extensión cortical que facilitó el emplazamiento y separación espacial de los nuevos
plutones respecto del preexistente arco del Paleozoico (Brook et al., 1986 en Pankhurst, 1990).
Durante este proceso se aprecia una disminución en el aporte de contaminación cortical
(decrecimiento en la razón 87Sr / 86Sr inicial) y un progresivo aumento en la producción de
magmas más máficos. También ocurre este decrecimiento de contaminación cortical, desde
9
mediados del Jurásico, en los plutones de la península Antártica, siendo este mas tardío y mas
rápido que en el Centro - Norte de Chile; pero existe una gran diferencia y esta radica en que
este fenómeno se ve acompañado por una migración en sentido totalmente opuesto, es decir, una
migración hacia el Oeste de los sucesivos productos magmáticos (Pankhurst, 1990). Esta
migración hacia el Oeste es también registrada en el Batolito Patagónico (BP) al Sur de Tierra del
Fuego (Hervé et al., 1984). Estos datos dan cuenta de que si bien todos estos batolitos se deben a
la subducción del sistema Pacífico – Gondwana, ellos presentan sus propias y diversas historias
geológicas.
2.2 BATOLITO NOR Y SUR PATAGÓNICO
El Batolito Patagónico es uno de los mayores batolitos de la región circumpacífico,
extendiéndose por más de 1500 km, desde los 41º S hasta los 56º S, con un ancho que varia entre
los 50 y los 220 km, dando forma a un extenso cinturón de afloramientos. El Batolito Patagónico
esta dividido en dos segmentos: El Batolito Nor Patagónico (BNP), que alcanza hasta los 47º S
conformando el basamento del actual arco volcánico y el Batolito Sur Patagónico (BSP)7 desde
los 47º S hasta el extremo Sur del continente (Figura 3).
El BNP intruye en su borde occidental al Complejo Metamórfico de Chonos, un complejo
acrecionario de edad Triásico tardío a Jurásico Inferior (213 – 198 Ma, U-Pb en circones
detríticos combinado con edades de enfriamiento postmetamórfico por FT; Thomson y Hervé,
2002)8. En su parte oriental la roca de caja corresponde a unidades sedimentarias y volcánicas del
Paleozoico y del Mesozoico (Pankhurst y Hervé, 1994). Posee una zonación lateral en cuanto a
las edades de intrusión: Su borde occidental data de principios del Cretácico, el borde oriental es
de edad Cretácico medio a tardío y su zona central contiene los eventos de los últimos 45 Ma.
Longitudinalmente al BNP, aproximadamente en su parte central, se desarrolla la Zona de Falla
Liquiñe-Ofqui (ZFLO). La ZFLO se extiende por más de 1000 km y es un registro importante de
la convergencia de placas tectónicas en la zona (Cembrano et al., 1995) y se menciona como
responsable de las altas tasas de exhumación en la parte central y más joven del BNP (Hervé et
al., 1996; Cembrano et al., 1999).
7 Esta división es usada en la literatura sin estar definida de manera formal. Posiblemente responda a las diferentes configuraciones tectónicas actuales respecto de la ubicación según sea al Norte o al Sur del punto en cuestión. 8 Los autores citan al menos dos eventos térmicos post metamorfismo entre finales del Cretácico Inferior y el Cenozoico Inferior.
10
Alrededor de los 47º S se encuentran dos elementos geológicos importantes: La
terminación de la ZFLO y el actual Punto Triple de confluencia de placas9 (Herron et al, 1981) (a
saber Sudamericana, Antártica y Nazca).
La construcción del BSP demoró alrededor de 150 Ma, desde el Jurásico Superior hasta
fines del Mioceno Medio proponiéndose dos rangos de edades: 165 - 11 Ma (Bruce et al., 1991)
y 153 – 5 Ma (Rapela et al., 2003). Esta discrepancia se debe esencialmente a los métodos
utilizados, siendo los resumidos en el trabajo más actual los que poseen mayor exactitud. El
proceso formativo parece tener un máximo de actividad intrusiva en correspondencia con otros
batolitos circumpacíficos, entre los 120 – 70 Ma (Bruce et al., 1991). Esto es coincidente con la
máxima tasa de generación de corteza oceánica global durante el Cretácico (Larson y Pitman,
1992) y correspondiente al clímax de la orogenia andina (Bruce et al., 1991).
9 Chile Triple Junction (CTJ).
Posición actual del “Punto Triple”
BATOLITO NOR PATAGÓNICO
BATOLITO SUR PATAGÓNICO
Figura 3: Afloramientos
correspondientes al BP.
11
Las rocas plutónicas más antiguas de la zona (155 – 165 Ma según Halpern, 1973; Hervé
et al., 1981; <153 Ma datos de U-Pb en circón, según Rapela et al., 2003) intruyeron un terreno
de antearco en régimen extensional acompañado de un voluminoso volcanismo bimodal
(principalmente riolítico). Este volcanismo habría generado las rocas agrupadas en la Formación
Tobífera (Forsythe, 1982), perteneciente a la Provincia Silícica Jurásica de Patagonia (Pankhurst
et al., 2000) la cual está asociada al fracturamiento de Gondwana. Según Pankhurst et al. (2000)
ocurrieron tres eventos volcánicos importantes (dominados por ignimbritas riolíticas) entre los
188 – 178 Ma (V1), 172 – 162 Ma (V2) y 157 – 153 Ma (V3). Dataciones de la Fm Tobífera en
dicho estudio la sitúan entre fines del evento V1 y en la medianía del V2. Las afinidades
geoquímicas de los eventos varían desde magmas de intra-placa para V1 hasta magmas relativos
a subducción para V3, siendo estos últimos asociados al emplazamiento de las primeros
granitoides constituyentes del BP e incluyendo la Fm Ibáñez, en la zona donde aflora el BNP,
con edad U-Pb en zircón de 153 - 138 Ma. (Pankhurst, 2003). Si bien la geoquímica de estas
ignimbritas es característica de márgenes activos, la presencia de circones heredados implica una
fuente cortical. Esto, junto con la migración NE – SW del volcanismo previo (entre los 188 y
153 Ma), se asocia a la migración de plumas mantélicas precursoras del fracturamiento de
Gondwana, las cuales, junto con el adelgazamiento de la corteza producto del vasto régimen
extensional, habrían facilitado en un comienzo la anatexia cortical (Pankhurst et al., 2000; Riley
et al., 2001). Subsecuentemente el BSP se desarrolló principalmente como la raíz plutónica de un
arco magmático por subducción.
Entre fines del Jurásico y principios del Cretácico se formó una cuenca marginal con
desarrollo de fondo oceánico, al sur de los 50º S (Wilson, 1991), la cual se cerró e invirtió,
incluyendo obducción parcial del piso ofiolítico (Dalziel y Brown, 1981; Dalziel, 1989. Ambos
en Wilson, 1991) a mediados del Cretácico, posiblemente debido a la acreción del arco al
continente, ocurriendo deformación y metamorfismo. Este evento, denominado Orogenia Andina
(Dalziel, 1986 en Wilson, 1991), consolida la instauración de un arco volcánico durante el
Terciario, mientras una cuenca de antepaís se generaba y deformaba (Cuenca de Magallanes: Bell
et al., 1999). Es en este período donde se aprecia la mayor actividad ígnea en la zona, la cual se
evidencia por una mayor frecuencia de cuerpos intrusivos (Fig. 4), también dando cuenta de esto
los productos extrusivos (andesíticos y riolíticos) de la Fm Divisadero (118-116Ma en U-Pb en
zircón, Pankhurst et al., 2003).
La historia durante el Cenozoico Superior (desde los 14Ma) está marcada por la
subducción de la dorsal activa entre las placas Nazca y Antártica (Chile Ridge o Chile Rise) bajo
12
la placa Sudaméricana. Este punto triple ha ido migrando hacia el Norte durante los últimos 15
Ma (Herron et al., 1981; Gorring et al., 1997; Coutand et al., 1999). Al Sur de dicho punto la tasa
de convergencia entre placas tectónicas y la actividad sísmica y volcánica se aprecian
drásticamente reducidas respecto del Norte de dicho punto.
En cuanto a las características composicionales de las rocas que conforman el BSP, se
encuentra que a una escala local (areas de 5000 a 10000 km2 dada la escala del BP, según Bruce
et al., 1991) los plutones más jóvenes son félsicos y los más antiguos son máficos. También se
aprecia que los plutones más félsicos se encuentran en el eje del BSP y que la mayor parte de las
rocas constituyentes son de composición intermedia (Figura 4). El BSP se encuentra muy poco
afectado por deformación, contrastando con los eventos registrados en regiones adyacentes,
donde el registro estratigráfico da cuenta de los procesos deformacionales que han afectado a la
región.
Figura 4: Gráfico de frecuencia acumulada de edades agrpadas según litologia.
Félsico (Granito, Riolita y Granodiorita), Intermedio (Tonalita, Diorita cuarcífera y Monzodiorita
cuarcífera), Máfico (Diorita y Gabro) (Modificado de Bruce et al., 1991)10
10 Las edades corresponden a edades de cristalización por distintos métodos radiométricos (Ver referencia).
0
5
10
15
Núm
reo
de e
dade
s
10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110120130 140150160
Edad [Ma]
FélsicoIntermedioMáfico
13
Para la construcción de este batolito Bruce et al (1989) propone un modelo denominado
Inflación Magmática. Este se basa en varios supuestos que permitirían explicar las relaciones
entre litología, edad, profundidad de cristalización y características isotópicas de las rocas que
fueron estudiadas por Bruce y otros investigadores anteriores (Halpern, 1973; Hervé et al., 1981;
Hervé et al., 1984; Suarez et al., 1986; Suarez et al., 1987) en algunas zonas específicas del BSP
(Baker, Darwin y Xaultegua). En base a la observación de que en tales áreas (cuya distancia entre
las más cercanas supera los 200km) los plutones máficos son más viejos y habrían cristalizado en
niveles más profundos que los félsicos y, que además existe una correlación positiva entre sus
edades y sus signaturas isotópicas de 87Sr / 86Sr (Sri: estroncio inicial), se puede inferir que el
magmatismo fue no diacrónico. Por lo tanto, la explicación para la distribución del magmatismo
y relaciones espacio-temporales observadas en superficie, no estarían vinculadas a la evolución
de una única fuente de magma, si no más bien corresponderían a una interacción sincrónica entre
alzamiento, erosión y una continua adición de pulsos magmáticos. La existencia de un plano
nodal (superficie teórica que determina una profundidad sobre la cual la masa de las adiciones
magmáticas iguala la masa removida por la erosión) regula que sólo ciertas rocas del total de las
adiciones magmáticas lleguen a la superficie (los cuerpos que se hallen por sobre el plano nodal
experimentan exhumación, por el contrario los que se encuentran bajo el plano nodal sufren
“enterramiento”). Este plano nodal es una superficie móvil en el tiempo y podría existir a
distintas profundidades para un mismo instante de tiempo en distintas, aunque adyacentes, zonas
de un batolito.
En los últimos años se ha acumulado una gran cantidad de datos respecto de edades, tanto
de cristalización (con el método U-Pb SHRIMP) como de enfriamiento (trazas de fisión en
apatito y circón), las cuales han demostrado la existencia de patrones de agrupación en sentido
longitudinal norte-sur para todos los casos.
Las edades totales de cristalización por U-Pb en el BSP, muestran que el locus de las
intrusiones habría migrado en dirección oeste más de 200 km entre el Jurásico y el Cretácico
Inferior, para luego ir desplazándose en dirección este hasta retomar su posición inicial (Hervé et
al., 2005) lo que se puede apreciar en la Figura 5.
Las edades obtenidas por el método de trazas de fisión (TF) corresponden a valores de
edad producidas a baja temperatura y dependen del mineral que se haya utilizado. Las TF
comienzan a generarse en los cristales de circón y apatito una vez que la temperatura desciende
de 260 ± 30 ºC, para circones, y de 90 ± 30ºC, para apatitos (Thomson et al., 1999). El rango
termal es conocido como Partial Annealing Zone o Zona de Borrado Parcial, ZBP). A su vez,
14
conociendo el gradiente geotérmico al cual podrían haberse visto sometidos dichos cristales, es
posible asociar tanto tasas de exhumación como de enfriamiento de las rocas que los contienen
(Thomson et al., 2001;Thomson and Hervé, 2002(b)).
Estos estudios muestran que las
edades obtenidas también son factibles
de agruparse en franjas longitudinales
norte – sur llevando a concluir que la
exhumación del BSP, habría ocurrido
primero en el borde occidental del
batolito y paulatinamente se habrían
exhumado franjas cada vez más
orientales a mayores tasas. (Figura 6 y
Figura 7). Diversos estudios se han
realizado respecto de la influencia del
clima, especialmente la de los procesos
glaciares, sobre el efecto que estos
pueden tener en el control de la
denudación de este batolito (Thomson
et al., 2001; Thomson et al., 2006).
Figura 5: Distribución de edades obtenidas
por el método U-PB SHRIMP en el BSP
(Proyecto FONDECYT 1010412).
Las líneas grises punteadas corresponden
a los límites Este y Oeste de los
afloramientos del batolito.
15
Figura 6: Edades de TF en circones del BSP (Proyecto FO
ND
ECY
T 1010412)
Datos inéditos de S. Thom
pson (comunicación escrita, 2003)
Figura modificada a partir de gráficos hehcos por C
. Mpodozis (C
omunicación escrita, 2005)
16
Figura 7: Edades de TF en apatito del BSP (Proyecto FO
ND
ECY
T 1010412)
Datos inédit os de S. Thom
pson (comunicación escrita, 2003)
Figura modificada a partir degráficos hehcos por C
. Mpodozis (C
omunicación escrita, 2005)
17
3 EL BATOLITO SUR PATAGÓNICO EN LAS ÁREAS ESTUDIADAS
3.1 ZONA NORTE (ZN) 50º - 52º Latitud Sur.
Las unidades de roca que conforman esta zona, se disponen en franjas paralelas de
orientación N-S en ambos márgenes del BSP (Figura 8). En el borde occidental, entre los ca. 50º
S y 51º S se encuentra el archipiélago Madre de Dios compuesto por tres unidades estratigráficas
mayores (Mpodozis y Forsythe, 1983). Estas tres unidades (Calizas Tarlton, Complejo Denaro y
Complejo Duque de York) componen el Complejo Acrecionario Madre de Dios (CAMD). Al sur
de los 51º 30’ S, en el archipiélago Diego de Almagro, estas unidades se encuentran en contacto
tectónico con el Complejo Acrecionario Diego de Almagro.
En el borde oriental el BSP se haya en contacto intrusivo con el Complejo Metamórfico
Andino Oriental, la Formación Tobífera y el Complejo Ofiolítico Sarmiento.
3.1.1 UNIDADES CIRCUNDANTES
Calizas Tarlton: Secuencia maciza de calizas, las cuales contienen una fauna fósil de
fusulínidos (Douglas y Nestell, 1976) y radiolarios (Ling y Forsythe, 1987) pertenecientes al
período Carbonífero Superior (Pensilvaniano) – Pérmico Inferior.
Complejo Denaro: Metabasaltos almohadillados de afinidad geoquímica con basaltos toleíticos
no orogénicos, originados en una dorsal oceánica (Sepúlveda, 2004). Sobre ellos aparece una
secuencia sedimentaria marina compuesta por metacherts (metalíferos y radiolaríticos) pelitas
silíceas y calcarenitas retrabajadas con fauna fósil de fusulínidos.
Complejo Duque de York: Fangolitas ricas en filosilicatos y tectosilicatos detríticos, areniscas
predominantemente cuarzo – feldespáticas y clastos de conglomerados plutónicos graníticos,
volcánicos riodacíticos y de areniscas de cuarzo – feldespáticas, cuya geoquímica corresponde a
rocas sedimentarias de margen continental activo (Faúndez, 2000). La fuente corresponde a un
bloque expuesto de niveles relativamente profundos (raíz de un arco magmático) de la corteza
continental, cuyo evento magmático registrado más importante fue a los 280 Ma (U – Pb en
circones detríticos: Faúndez et al, 2002) Esta unidad sobreyace en discordancia angular a las dos
anteriores. Su edad máxima de depositación es de 234 Ma, edad U – Pb en zircones detríticos
18
(Thomson y Hervé, 2002) y su edad mínima de metamorfismo es de 195 Ma, edad de trazas de
fisión en zircones (Thomson y Hervé, 2002)
Complejo Acrecionario Diego de Almagro: Alrededor de los 51º30’ aflora este complejo
acrecionario, en contacto tectónico con las unidades del CAMD, en la parte sur de la isla
homónima, el cuál está compuesto por ortogneisses de protolito intrusivo. Dataciones U – Pb en
circón de un esquisto micáceo rico en cuarzo y un granito milonitizado dieron edades de ca. 166
Ma y 170 Ma respectivamente (Hervé y Fanning, 2003). En esta misma isla fue encontrado un
afloramiento de esquistos azules y otras rocas metamórficas de facies esquistos verdes con: una
edad máxima de depositación de 157 ± 2 Ma (U-Pb en zircones detríticos), edades de
enfriamiento de 122 ± 21 Ma, 117 ± 11 Ma (ambas K-Ar en glaucofano) y una edad de 89 ± 8
(K-Ar en mica blanca recristalizada). Todas las edades se encuentran resumidas en Hervé et al,
1999)11.
Complejo Metamórfico Andino Oriental (CMAO): La región oriental adyacente al BSP se
encuentra constituida por metareniscas, filitas y en menor proporción, mármoles y cherts
calcáreos, con intercalaciones aisladas de metabrechas y metaconglomerados, los cuales
conforman este complejo metamórfico. Su depositación y metamorfismo habrían ocurrido
durante el Paleozoico medio y Paleozoico tardío (364 Ma como máxima edad de depositación y
250 Ma como mínima edad de metamorfismo regional; Thomson y Hervé, 2002). Sobre
impuesto al evento metamrfismo regional se encuentra otro de contacto producto de la intrusión
del BSP (Calderón y Hervé, 2000).
Inmediatamente al este del CMAO y al Norte de los 51º solo se encuentra afloramientos
de la Formación Tobífera (Forsythe, 1982), compuesta mayoritariamente por ignimbritas
riolíticas a dacíticas, lavas andesíticas con intercalaciones menores de limolitas marinas. Al Sur
de los 51º las rocas de la Fm Tobífera aparece cómo dos estrechas franjas que alojan, en su
centro, al Complejo Ofiolítico Sarmiento (Dalziel, 1974; Calderón et al, 2003) el cual
correspondería a las unidades del extremo norte de la Cuenca de Rocas Verdes (Dalziel, 1974;
Wilson, 1991; Bell et al, 1999).
11 La mica blanca recristalizada se haya en una zona de cizalle que separa a los esquistos azules de afloramientos del CAMD. Hervé et al. (1999) especula acerca de que esta edad podría corresponder a etapa final de exhumación de la Isla Diego de Almagro.
19
Figura 8 : Mapa Geológico
de la Zona Norte (ZN)
20
3.1.2 PETROLOGÍA DE LA ZONA NORTE
El estudio petrográfico realizado a 24 muestras de la ZN (Ver anexo Descripciones
Petrográficas, para información detallada de cada una de las muestras.) encontró que las rocas se
concentran en los campos de rocas félsicas e intermedias, lo que concuerda con los datos
aportados por los trabajos anteriores realizados en la zona (Ver Figura 4), siendo los
monzogranitos y las granodioritas las rocas más abundantes (Tabla 4).
% MODAL % Clasificación NOMBRE DE LA ROCA SE 9807 16 17 38 29 20 45 35 Monzogranito
CAN 9918 25 23 19 34 30 25 45 Monzogranito CAN 9916 16 18 16 50 22 19 59 Monzodiorita CuarcíferaCAN 9914 35 21 5 39 32 8 60 Monzodiorita CuarcíferaSE 9806A 15 17 26 43 20 30 50 Granodiorita CAN 9919 47 13 11 29 24 21 55 Granodiorita CAN 9937 15 30 26 30 35 30 35 Monzogranito CAN 9936 15 24 10 51 28 12 60 Monzodiorita CuarcíferaMD 9808 10 24 28 38 27 31 42 Monzogranito
CAN 9931 11 20 40 29 22 45 33 Monzogranito FO 0013 20 12 40 28 15 50 35 Granodiorita FO 0009 5 36 38 21 38 40 22 Monzogranito FO 0023 21 8 20 51 10 25 65 Granodiorita FO 0024 22 4 20 55 5 25 70 Tonalita FO 0004 10 54 27 9 60 30 10 Sienogranito FO 0003 16 8 17 59 10 20 70 Granodiorita FO 0038 5 33 43 19 35 45 20 Monzogranito FO 0039 27 11 18 44 15 25 60 Granodiorita FO 0035 15 30 47 9 35 55 10 Sienogranito FO 0094 4 5 29 62 5 30 65 Tonalita
FO 00104A 5 29 42 24 31 44 25 Monzogranito FO 0072 18 4 16 62 5 20 75 Tonalita FO 0088 32 10 20 37 15 30 55 Granodiorita FO 0087 24 11 0 65 15 0 85 Monzodiorita
OTROS Feld-K Czo Plag Feld-K Czo Plag
Tabla 4: Resumen de análisis modales y porcentajes de minerales en muestras, analizadas en este
trabajo, de la ZN del BSP. El nombre de la roca proviene de la clasificación de Streckeisen
(1974). Los porcentajes de minerales que componen la columna OTROS corresponden
principalmente a hornblenda, biotita, metálicos y se hayan estrechamente relacionados con el
índice de color de la roca. La descripción detallada de cada muestra se encuentra en el
ANEXO 3: DESCRIPCIONES MICROPETROGRÁFICAS DE ROCAS DE LA ZONA
NORTE.
21
Como se citó en la parte introductoria, el BSP parece tener características más bien
homogéneas en cuanto a la distribución de las litologías presentes, salvo quizá una mayor
presencia de rocas félsicas en su parte central. (Capítulo 2.2 BATOLITO NOR Y SUR
PATAGÓNICO, Figura 4). El resultado de los ploteos de sólo las 24 muestras (Figura 9 y Figura
10) tampoco mostró una tendencia clara para entenderla como una distribución litológica
característica dentro el BSP. Tampoco el ploteo junto a las otras 18 muestras a las que se tuvo
acceso arrojó alguna tendencia (Figura 11).
Granito (indiferenciado) Sienogranito
Monzogranito
Granodiorita
Tonalita
Monzodiorita cuarcífera
Monzodiorita
Diorita
Gabro
Aplita
Figura 9: Distribución de litologías en ZN de 24 muestras analizadas.
(Corresponde a la clasificación de Streckeissen según petrografía microscópica, Tabla 2,
Figura 10).La correspondencia entre color y litología se usará en todos los mapas.
FO 0039
22
.
Figura 10: Diagrama de Streckeisen
donde se grafican los resultados de
los conteos modales realizados en
las 24 muestras de la ZN.
Figura 11: Mapa de la
distribución geográfica de las
42 muestras pertenecientes a la
23
3.1.3 GEOTERMOBAROMETRÍA DEL BSP EN LA ZONA NORTE
3.1.3.1 INTRODUCCIÓN
Como fue explicado en el Capítulo 1.3 TERMOBAROMETRÍA, el geobarómetro
seleccionado para el estudio barómetrico corresponde al de aluminio en hornblenda. Para ello es
necesario realizar un estudio de la química de este mineral, reconstruir su formula
estequiométrica y clasificarlo según los mismos criterios que utilizaron los autores de los
distintos geobarómetros para comprobar que se cumplan las condiciones de validez que son por
ellos requeridas. Adicionalmente se puede identificar cuales de las sustituciones acopladas que
ocurren generalmente en anfíbolas se encontran presentes, u ocurriendo, en los procesos que
dieron forma a dichos minerales.
La química de los feldespatos (plagioclasa) es también necesaria para la aplicación del
termobarómetro utilizado en este trabajo, que utiliza como base analítica el equilibrio
termodinámico entre anfíbolas y plagioclasas, por lo cual se incluye un capítulo con los análisis y
resultados obtenidos sobre tales minerales.
También se estudió los óxidos de hierro y titanio con el fin de conseguir estimaciones de
las fugacidades de oxígeno y poder implementar el uso de otro geotermómetro, independiente de
la composición de las anfíbolas.
3.1.3.2 COMPOSICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS ANFÍBOLAS
La clasificación de las anfíbolas y su fórmula estructural se calculó según las restricciones
y recomendaciones de Leake (1971, 1997) y Schumacher (1991) (Tabla 5), es decir, se
discriminó en base a contenidos de Si<7.5 cpfu (cationes por unidad de formula), Ca>1.6 cpfu ó
AlT>0.5 cpfu. Luego su fórmula estructural se construyó sobre la base de 23 oxígenos y
reasignando el fierro entre Fe3+ y Fe2+ bajo el factor de normalización 13eCNK (13 cationes sin
contabilizar al calcio, sodio y potasio). Exceptuando un caso, las anfíbolas corresponden en su
totalidad a magnesihornblenda (llamadas hornblendas en lo que resta del trabajo), según la
clasificación de Leake (1997) (Figura 12). Estas a su vez se agrupan dentro del campo según al
cual la muestra pertenece, quiere decir que distintos ejemplares de anfíbolas dentro de una
24
muestra poseen composiciones muy similares. Cabe acotar que tan sólo uno de los análisis de
anfíbolas fue descartado:
FO_0023_2.3: No existe Ti en el borde de la anfíbola, lo que se interpreto como pérdida del
mismo producto de alguna alteración (Las temperaturas calculadas a partir de estos datos
entregaron valores inferiores a los 540 ºC)
FO
0023 FO
0023 FO
0023 FO
0023 FO
0023 FO
0023 FO
0023 FO
0023 FO
0023 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 2.1 2.2 2.3 Tet = 8 Si 7.326 7.083 7.310 7.117 7.107 7.186 7.117 7.271 6.758 Al(IV) 0.674 0.917 0.690 0.883 0.893 0.814 0.883 0.729 1.242 suma T 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 C = 5 Al(VI) 0.245 0.253 0.248 0.243 0.228 0.311 0.327 0.383 0.562 Ti 0.078 0.172 0.075 0.175 0.120 0.111 0.145 0.113 0.000 Fe3+ 0.255 0.264 0.276 0.199 0.318 0.262 0.105 0.070 0.402 Mg 2.625 2.366 2.651 2.239 2.343 2.358 2.395 2.417 1.693 Fe+2 1.798 1.920 1.750 2.106 1.982 1.958 1.984 1.944 2.329 Mn 0.000 0.026 0.000 0.039 0.010 0.000 0.043 0.073 0.014 suma C 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 B = 2 Mg 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Fe+2 0.022 0.000 0.025 0.000 0.000 0.002 0.000 0.000 0.000 Mn 0.092 0.075 0.087 0.057 0.091 0.093 0.030 0.020 0.058 Ca 1.733 1.723 1.715 1.772 1.728 1.699 1.840 1.845 1.876 Na (NaM4) 0.154 0.201 0.172 0.171 0.181 0.206 0.130 0.135 0.066 suma B 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 A= 0 to 1.0 Na 0.084 0.125 0.091 0.125 0.157 0.086 0.151 0.077 0.178 K 0.089 0.132 0.096 0.138 0.133 0.139 0.139 0.108 0.167 suma A 0.173 0.258 0.188 0.263 0.289 0.225 0.290 0.185 0.345 Suma Total 15.173 15.258 15.188 15.263 15.289 15.225 15.290 15.185 15.345
Tabla 5 : Resumen de la fórmula estructural calculada para las anfíbolas12 de la muestra FO 0023
donde se puede apreciar que el punto de análisis 2.3 no contiene Ti Se interpreta esto como
pérdida del elemento en una etapa post cristalización, razón por la cual este análisis fue
descartado. Cationes en la fórmula estequiométrica v/s sitios de análisis.
12 Los análisis completos puede ser revisados en el ANEXO 7 : TABLAS CON ANÁLISIS DE MICROSONDA ELECTRÓNICA, al final del texto.
25
Figura 12 : Clasificación de anfíbolas según el diagrama de Leake (1997). Fórmulas
estructurales calculadas bajo las restricciones y observaciones de Leake (1971, 1997) y
Schumacher (1991). Muestras pertenecientes a la ZN.
Respecto del análisis de las anfíbolas es posible señalar cuales son las sustituciones
simples y acopladas que participaron en su proceso formativo analizando los gráficos siguientes
(Figura 13, Figura 14 y Figura 15), basados en el trabajo de Vhynal y otros (1991).
Figura 13 : Gráfico (Mn + Fe2+) v/s Mg para las anfíbolas de la ZN.
0,0
0,5
1,05,56,06,57,07,58,0
Si
Mg/
(Mg
+ Fe
2)
FO_0023FO_0003FO_0024FO_0094FO_0072MD_9808
Tremolita
Actinolita
Magnesihornblenda
Ferrohornblenda
Tschermakita
FerrotschermakitaFerroactinolita
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
2,5
3,0
0,0 1,0 2,0 3,0 4,0
Mg
Mn+
Fe2
FO_0023
FO_0003
FO_0024
FO_0094
FO_0072
MD_9808
26
Producto de la muy buena correlación lineal observada en la Figura 13, se entiende que
la existencia de la sustitución simple (Mn,Fe2+) Mg se encuentra presente en las seis
muestras analizadas13 lo que explicaría la dispersión que existe entre las muestras al graficar la
razón Mg/(Mg+Fe2+) v/s Si (Figura 14), que aún cuando la correlación es mucho más plana y los
datos más dispersos se puede apreciar que a mayor contenido de Si, el Mg disminuye respecto
del Fe2+.
Figura 14 : Gráfico Mg/(Mg + Fe2+) v/s Si para las anfíbolas de la ZN.
En la figura siguiente (Figura 15) se muestran cuatro gráficos que ayudan a determinar la
presencia de las sustituciones acopladas edenítica (S1), titano-tschermakítica (S2.), ferro-
tschermakítica (S3) y tschermakítica (S4) en la medida de que los valores respecto de cada
muestra muestren tendencias lineales.
[A] + [IV]Si A(Na, K) + [IV]Al Edenítica (S1)
2[IV]Si + [VI]Mg 2[IV]Al + [VI]Ti Titano-Tschermakítica (S2)
2[IV]Si + [VI]Mg 2[IV]Al + 2[VI]Fe3+ Ferro-Tschermakítica (S3)
2[IV]Si + [VI]Mg 2[IV]Al + [VI](Ti, Al, Fe3+) Tschermakítica (S4)
13 La inexistencia de esta sustitución simple invalida la reformulación 13eCNK. En este caso los cationes Mn y Fe2+ se encuentra estrechamente relacionados con Mg, no dando lugar a la sustitución dioctahédrica (2R3+=3R2+), la que podría mantener un balance de carga a partir de vacancias in sitios octahedrales (Vhynal y otros (1991)).
0,4
0,6
0,8
1,0
6,6 6,8 7,0 7,2 7,4
Si
Mg/
(Mg+
Fe2)
FO_0072
FO_0094FO_0024
FO_0003FO_0023
MD_9808
27
Figura 15 : Gráficos para anfíbolas de la ZN para discriminar la ocurrencia de posibles
sustituciones acopladas: (S1) edenítica, (S2) titanotschermakítica, (S3) ferro-tschermakítica,
(S4) tschermakítica.
Es claro que los gráficos (Figura 15) muestran la existencia de combinaciones lineales
entre las sustituciones edenítica y tschermakíticas puras. Tanto para MD_9808 como para
FO_0003 se aprecia que S2, S3 y S4 tuvieron influencia, siendo la mayor de estás S2 en
MD_9808 y S3 en FO_0003. En cambio, en FO_0024, FO_0072 y FO_0094 la sustitución
dominante es claramente S3. Caso aparte es el de FO_0023 donde la sustitución S1 es dominante
por sobre la S2.
Según el trabajo Vhynal y otros (1991), el hecho de que las tendencias lineales en el
gráfico A(Na + K) v/s [IV]Al no corten al eje del Al en cero demuestran el carácter secundario de la
sustitución edenítica. Esto se aprecia claramente para todas las muestras salvo para FO_0023,
cuya alineación posee un mayor ajuste estadístico lineal, junto con cortar al eje del aluminio en
un valor mucho más cercano a cero que las otras muestras (Ver S1 en Figura 15).
0,00,20,40,6
0,81,01,21,4
0,0 0,5 1,0 1,5
Al [IV]
Al [
VI] +
Ti +
Fe3
+ FO_0023
FO_0003
FO_0024
FO_0094
FO_0072
MD_9808S3
S1 S20,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,0 0,5 1,0 1,5
Al [IV]
(Na+
K) A
0,0
0,1
0,1
0,2
0,2
0,3
0,3
0,0 0,5 1,0 1,5
Al [IV]
Ti
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
0,0 0,5 1,0 1,5
Al [IV]
Fe 3
+
S1
S3 S4
S2
28
Esto es relevante respecto de la termobarometría pues el carácter edenítico de las
sustituciones acopladas está mayormente controlado por la temperatura (Spears, 1980) y la
sustitución tschermakítica (incluyendo a S2, S3) estaría controlada por la presión.
En este sentido las muestras de anfíbolas, y a su vez las rocas estudiadas, muestran un
carácter muy favorable para el análisis geobarométrico.
3.1.3.3 COMPOSICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS PLAGIOCLASAS
Otro factor relevante a tener en cuenta, como se mencionó anteriormente en las secciones
1.3 y 3.1.3, es la composición de las plagioclasas. Se realizó 37 análisis con microsonda
electrónica en plagioclasas para la ZN (se dio preferencia a aquellas que se encontraban en
equilibrio textural con anfíbolas) sobre los cuales se calcularon sus fórmulas estructurales
ajustadas a 8 oxígenos. Todos estos análisis entregaron buenos resultados por lo que ninguno fue
descartado. Los resultados se plotean en la Figura 16.
Figura 16 : Diagrama de clasificación de feldespatos alcalinos. El número que sucede al código
de la muestra indica un cristal individual analizado. El texto al final indica que parte del cristal
fue analizada y si este correspondía a una inclusión en hornblenda.
29
La mayor parte de las plagioclasas analizadas corresponden a andesinas, abarcando todo
su dominio composicional, y las demás clasifican como labradoritas en su rango más sódico,
salvo la muestra de FO_0072_5 la que plotea como una labradorita en su límite cálcico con
bitownita (Figura 16). Estos resultados son favorables tanto para el uso del geotermómetro
Blundy y Holland (1990, 1994) como para todos los geobarómetros de Al en hornblenda al
clasificar composicionalmente dentro del rango de calibración utilizado por sus autores.
Al plotear los resultados separadamente por muestra y origen del valor obtenido (bordes o
núcleos de cristales mayores o inclusiones en hornblendas) puede apreciarse en la Figura 17 y
Figura 18 que la composición química de los cristales es variada. Tomando en cosideración la
serie normal14 de cristalización de las plagioclasas se aprecian incluciones de cristales tardíos con
núcleos o bordes albíticos (FO_0094_11, FO_0021_1 respectivamente) como también de
cristales químicamente menos evolucionados con bordes anortíticos (FO_0072_4 respecto de
FO_0072_3). De la misma forma también se encuentran variaciones composicionales en los
cristales de plagioclasa cuyos bordes se encuentran en contacto con las hornblendas (FO_0094_3
y FO_0094_9). Esto implica que la critalización del par hornblenda-plagioclasa ocurrió en un
rango composicional y temporal amplio durante la cistalización del magma, por lo tanto debió
tenerse en cuenta para la selección de los análisis que posteriormente fueron usados en la
termobarometría, eligiéndose aquellos pares más evolucionados o tardíos como representativos
de la cristalización.
14 Primero cristalizan plagioclasas de composiciones anortiticas y evolucionan hacia composiciones albíticas.
30
Figura 17 : Ploteo de composición da
plagioclasas para las muestras
FO_0023, FO_0024 y FO_0094 según
origen del análisis.
31
Figura 18 : Ploteo de composición da
plagioclasas para las muestras FO_0003,
FO_0072 y MD_0098 según origen del
análisis.
32
3.1.3.4 FUGACIDAD DEL OXÍGENO
El último parámetro a considerar, para la validación del análisis termobarométrico,
corresponde a la fugacidad del oxígeno (fO2). Dado que esta ejerce un fuerte control sobre el
contenido de Al en hornblendas y la química de todos los silicatos máficos (Anderson y Smith,
1995) es necesario asegurarse que esta se encuentre dentro de los rangos de calibración de los
geotermobarómetros. Para establecer las condiciones de ese parámetro al momento de
cristalización de la hornblenda se trató de calcular la fO2 en base a la composición de los óxidos
de Fe y Ti (Figura 19), utilizando la fracción molar de UlvssMgtss e IlmssHmtss según el método
de Buddington y Lindsley (1964). Lamentablemente este no dio resultados positivos
obteniéndose valores por debajo de los 600ºC con los valores de Ilm85Hmt15 y Ulv<5Mgt>95
(Buddington y Lindsley, 1994, p.316 y p.344). Posiblemente las muestras utilizadas habrían
pasado por un estado de reequilibrio subsólido, lo cual es avalado por evidencias petrográficas de
seudo exsolución de ilmenita en la titanomagnetita (determinado por petrografía y confirmado
por análisis en microsonda, Figura 20) y por el rango de temperaturas obtenido.
Figura 19 : Clasificación de óxidos para las muestras de la ZN. Gráfico de fases en el sistema
FeO – Fe2O3 – TiO2 (Buddington, A. y Lindsley, D. 1964)
TiO2
FeTi2O5
FeTiO3
Fe2TiO4
Fe2TiO5
Fe2O3FeO Fe3O4
33
Figura 20 : Imagen de electrones retrodispersados donde se aprecia (derecha) la seudo exsolución
de ilmenita (más oscura) en una titanomagnetita.
Para solucionar este problema se utilizaron los criterios con los cuales trabajaron Schmidt
(1992) y Anderson y Smith (1995) para restringir el uso de sus geobarómetros. Esto corresponde
a calcular la cantidad de Fe3+ con respecto al Fe Total en la hornblenda. Si bien este método no
entrega resultados numéricos en cuanto al valor de la fugacidad del oxígeno permite comprender
si el estado de oxidación era alto o bajo (Figura 21).
Figura 21 : Grafico de los promedios (por cada muestra) de la razón Fe3+ / Fe total para las
hornblendas de ZN. Los límites entre alta fugacidad y baja fugacidad corresponden a las líneas
rojas. La línea segmentada es de Anderson y Smith (1995) y la línea punteada es de Schmidt
(1992)15. Figura modificada de Anderson y Smith (1995)
15 Los distintos autores definen valores estrechamente diferentes para este límite.
Fugacidades de Oxígeno (f O2) Relativas Promedio ZN
0,00
0,10
0,20
0,30
0,40
0,50
Fe 3
+ / F
e To
tal
FO 0023 FO 0003FO 0024 FO 0094FO 0072 MD 9808
ALTA
BAJA
FUGACIDAD DE OXIGENO RELATIVA PROMEDIO DE LA ZN
34
Solo una de las muestras, la FO_0023, se encuentra claramente bajo los límites16
establecidos por Anderson y Smith (1995). Esto posiblemente se deba a que la composición de
los volátiles estaba representada por más de una fase (Anderson y Smith ,1995).
Los relativamente altos valores de la fO2 encontrados en las muestras implica que la
entrada de [VI]Al a los cristales de horblendas se encontraba controlada por la presencia de Fe3+ y
Mg (Anderson y Smith ,1995), permitiendo así el uso de los geobarómetros de Al en hornblenda
como método para estimar la presión de cristalización de los plutones que las contienen.
16 La muestra FO_0003 se encuentra justamente en el límite.
35
3.1.3.5 TERMOBAROMETRÍA
Se usaron los geobarómetros de Schmidt (1992) y el de Anderson, y Smith (1995) con
corrección termal. El de Johnson y Rhutterford (1989) fue desestimado17 debido a que el rango
de temperaturas obtenido mediante los distintos geotermómetros no satisfacía a los límites de
calibración y validez establecidos por los autores.
Para el caso del geobarómetro con corrección termal, el factor temperatura (T) fue
calculado por dos formulaciones independientes de la presión (Otten, 1984; Colombi, 1989) y
por dos dependientes (Blundy y Holland, 1990, 1994). En todos los casos se obtuvo
sistemáticamente valores de presión más bajos que aplicando el geobarómetro sin corrección
termal acentuándose está diferencia cuando las temperaturas sobrepasan los 680ºC (Tabla 6),
mostrando a veces comportamientos erráticos. Por está razón se estimó qué las presiones
obtenidas por medio del método de Schmidt (1992) eran las más confiables (Figura 22).
Los métodos antes mencionados permitieron determinar temperaturas de valores muy
similares y dentro del rango de sus errores asociados. Se prefirió los resultados obtenidos por el
geotermómetro de Blundy y Holland (1990) (Figura 23) por su menor dispersión y por que sus
requerimientos se cumplían a cabalidad en todos los análisis. En cambio, las condiciones
necesarias para usar la formulación de Otten (1984) no se encontraban en algunas muestras
(ausencia de ilmenita, ver Tabla 2)
Se aprecia que las calibraciones de Otten y Colombi indican una correlación negativa
entre temperatura y presión (a menor presión mayor temperatura (Tabla 2)). Esto carece de
sentido puesto que se ha demostrado continuamente que esta correlación es positiva (las variables
presión y temperatura se relacionan positivamente, Blundy y Holland, 1990) salvo para magmas
saturados en agua, lo cual será analizado en el capítulo 4 DISCUSIÓN GENERAL. Por esta
razón, los resultados de presión obtenidos con el geobarómetro de Anderson y Smith (1995) en
los que se utilizaron temperaturas obtenidas por los métodos de Otten y Colombi, fueron
desestimados. Los valores obtenidos con el geobarómetro de Blundy y Holland (1990) muestra
una mejor correlación (en el sentido antes mencionado de proporcionalidad positiva entre
presión y temperatura).
En un sentido estadístico, el geobarómetro de Schmidt (1992) mostró comportamientos
estadísticamente más robustos frente al de Anderson y Smith (1995), esto junto a los parámetros
17 De todas maneras se utilizó, pero los valores obtenidos estaban por debajo del rango de validez estipulado por los autores.
36
de su calibración determinaron su elección para determinar los resultados definitivos de la
geobarometría.
VARIABLE MÉTODO FO 0023 FO 0003 FO 0024 FO 0094 FO 0072 MD 9808 UNIDAD Colombi 717 753 728 706 672 684 Otten 694 733 703 680 657 655 TEMPERATURA Blundy & Holland 1990 685 696 705 715 728 729
[ºC]
Schmidt 2,43 3,18 2,41 2,67 3,36 3,47 Anderson & Smith, (Otten) 1,89 2,36 2,08 2,48 3,35 3,60 Anderson & Smith, (Colombi) 1,66 2,07 1,80 2,25 3,13 3,36
PRESION
Anderson & Smith, (Blundy 1990) 2,21 3,23 2,16 2,29 3,13 2,96
[kbar]
Tabla 6 : Valores promedios de T y P, calculados para la termobarometría de la ZN.
Figura 22 : Presión de cristalización calculadas utilizando las hornblendas de la ZN.
Figura 23 : Temperaturas calculadas sobre hornblendas de la ZN.
Promedios de T ºC (Blundy y Holland, 1990)
600
650
700
750
Promedios 685 696 705 715 728 729
FO 0023 FO 0003 FO 0024 FO 0094 FO 0072 MD 9808
Promedios P [kbar] (Schmidt, 1992)
0,001,002,003,004,005,006,00
[Kbar]
Promedios 2,43 3,18 2,41 2,67 3,36 3,47
FO 0023 FO 0003 FO 0024 FO 0094 FO 0072 MD 9808
37
Los resultados obtenidos, resumidos en la Figura 24, muestran una buena correlación
lineal entre presión y temperatura para todas las muestras aún cuando dos de ellas aparecen
paralelamente desplazadas. Justamente esas muestras son las que presentan menores valores
relativos de fugacidad de oxígeno (Figura 21), pudiendo ser esta la razón de dicho
desplazamiento.
Figura 24 : Gráfico donde se resumen los resultados de la termobarometría de la ZN.
2,00
2,50
3,00
3,50
4,00
650 670 690 710 730 750
T [ºC]
P [k
bar]
FO_0023FO_0003FO_0024FO_0094FO_0072MD_9808
38
3.1.3.6 INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN
Dado que las temperaturas de cristalización obtenidas son cercanas a la temperatura del
solidus, se estima que las hornblendas corresponden a etapas tardías de cristalización, por lo tanto
las presiones obtenidas indicarían la profundidad de emplazamiento de los magmas.
Las profundidades a las que se habrían emplazado las rocas que constituyen el BSP no
superan los 11 Km18, correspondiendo a profundidades mesozonales de la corteza. Su rango va
desde los 7,2 km hasta los 10,4 km, encontrándose distribuidas de manera tal que las intrusiones
más someras aparecen más cercanas a la zona axial del BSP (Figura 25). Es importante hacer
notar que las presiones y temperaturas calculadas para las rocas del borde oriental concuerdan de
buena manera con las presiones y temperaturas observadas por Calderón y Hervé (2000),
estudiando el metamorfismo de contacto sobreimpuesto en Complejo Metamórfico Andino
Oriental asociado a la intrusión del BSP (loa autores calcularon presiones <3.5 kbar y
temperaturas cuyo máximo alcanza los 650 ºC, en muestras tomadas entre los 48º00’S y 50º30’S
en el extremo Oeste del CMAO). Un trabajo de Sepúlveda et al. (2003) hace buena relación con
la presión y temperatura calculada (en base a composición química de micas blancas) para el
margen occidental del BSP en la latitud de Isla Madre de Dios. En dicho trabajo determinó una
presión de entre 3 y 4 kbar para rocas que están en contacto intrusivo con el BSP.
La muestra FO 0023, una granodiorita de anfíbola y hornblenda, corresponde a una roca
miocena (Fanning y otros, 2001), que cristalizó a mediana profundidad en la zona axial del
batolito (Tabla 7 y Figura 25). Esto significaría una distribución lateral diferente a la que se
observa en el BNP, donde rocas más jóvenes (<45 Ma) se emplazan a profundidades mayores
(>15 km) hacia la parte central del batolito (Hervé y otros, 1996). Muestra Edad U-Pb en Zr Error Al-in-Hb (kbar) Profundidad (km)
MD 9808 - - 3,47 10,4 FO 0023 19,8 1,1 2,43 7,3 FO 0003 - - 3,18 9,5 FO 0024 - - 2,41 7,2 FO 0094 - - 2,67 8,0 FO 0072 114,0 3,36 10,1 FO 0326 18,8 0,5 1,34 4,0 FO 0328A 148,0 3,0 2,59 7,8
Tabla 7 : Edades de cristalización en muestras con análisis termobarométrico de la ZN. Las
muestras FO-0326 y 28A fueron obtenidas entre la ZN y ZS, cerca de 40 Km al sur de la ZN.
18 Calculadas en base a un gradiente de presiones de 3km/kbar, equivalente a una densidad de 3,1 gr/cm3 (densidad de la diorita)
39
Figura 25 : Distribución de las profundidades (km) de cristalización de las anfíbolas en la ZN.
Leyenda del mapa según Figura 8 y Figura 9.
Error Analítico
± 0,6 [kbar] ± 1,86 [km]
Presión calculada para el Peak Metamórfico Termal 3 a 4 [kbar] 9 a 12 [km]
Sepúlveda et al, 2003.
Presión calculada para el Peak Metamórfico Termal
< 3,5 [kbar] < 10,5 [km] Calderón y Hervé, 2000.
40
Las dos muestras fuera de la ZN (52º 25’S – 73º 45’W) fueron obtenidas durante la
campaña del año 2003 y se incluyen en la tabla debido a la cercanía con la ZN. Estas dan la
impresión de encontrarse mas cercanas al borde occidental del BSP pero hay que tener en cuenta
que a esa latitud el BSP se angosta y comienza a aflorar curvándose hacía el Este. En dicho
afloramiento, las rocas aparecían muy próximas19 y fue imposible determinar su relación de
contacto en terreno, pero los análisis de edades dejan en claro que FO 0326 es roca más reciente,
Mioceno Temprano, mientras FO 0328a es de edad Jurásico Medio. De esto se infiere que la
roca más joven y más félsica, cristalizó casi a la mitad de la profundidad a la cual cristalizó la
roca más antigua y más máfica. Este patrón de cristalización, si bien corresponde a un caso
puntual, muestra concordancia con el modelo de inflación magmática de Bruce et al. (1989).
Respecto de la relación que a menor edad de la roca la profundidad de cristalización también
disminuye (Figura 26), esta se ve de manera más patente en la ZS donde se posee un mayor
volumen de datos respecto de la edad de las rocas a las cuales se les realizó análisis
geobarométrico (ver 3.2.3.6 INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN)
Respecto de la litológica dentro del BSP, no queda evidenciada ningún tipo de relación
entre litología y distribución geográfica (Figura 27, Figura 28 y Figura 29). En cambio si parece
existir una relación entre litología y edad, puesto que la mayor parte de los intrusivos de edades
Jurásico Tardío - Cretácico Temprano corresponden a granitos y granodioritas (Tabla 8, Tabla 9
y Tabla 10).
Si bien una distribución de edades en franjas longitudinales norte-sur similares al BNP es
sugerida (Martin et al, 2001), los datos con los cuales se realizó este trabajo no permiten
determinar tal patrón de intrusión. Aún cuando existen rocas más jóvenes en la zona axial del
BSP (FO 0023, FO 0039: ver Figura 29 y Tabla 10), a semejanza del BNP, existe entre ellas una
gran diferencia: Las rocas más jóvenes en el BSP muestran valores de profundidades de
cristalización más someras.
19 Las muestras de tonalita (FO 0026) y Monzodiorita cuarcífera (FO 0028A) fueron recolectas separadas por una distancia < 700m.
3,5
4,5
5,5
6,5
7,5
8,5
9,5
10,5
050100150
Edad [Ma]
Prof
undi
dad
[km
]
FO 0023 FO 0072 FO 0326 FO 0328A
Figura 26 : La profundidad de
cristalización de las rocas presenta
un máximo en el Cretácico. Rocas
de edad Jurásico y Neógeno son
más someras.
41
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100 90 80 70 60 50 40 30 20 10
Qtz
K-Feld Pgl
FO 0003FO 0004FO 0009FO 00104AFO 0013SE 9806ASE 9807
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100 90 80 70 60 50 40 30 20 10
Qtz
K-Feld Pgl
CAN 9914CAN 9916CAN 9918FO 0035FO 0038FO 0087MD 9808
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100 90 80 70 60 50 40 30 20 10
Qtz
K-Feld Pgl
CAN 9919CAN 9931CAN 9936CAN 9937FO 0023FO 0024FO 0038FO 0039FO 0072FO 0094
Zona central (74º15’ – 74º45’ W)
Muestra Edad ErrorFO 0023 19.8 1.1FO 0038 141.0 2.0FO 0039 56.5 1.0FO 0072b 114.0
Tabla 10 : Edades de muestras de la
ZN entre los 74º15’W - 74º45’ W.
Figura 29: Muestras de la ZN entre
los 74º15’W - 74º45’ W.
Margen Occidental
Muestra Edad ErrorFO 0035 144.0 1.0FO 0038 141,0 2.0FO 0087 136,0 2.0
Tabla 9 : Edades de muestras de la
ZN al oeste de los 74º45’W
Figura 28 : Muestras de la ZN al
oeste de los 74º45’W. Colores y
leyenda según Figura 9.
Margen Oriental
Muestra Edad ErrorFO 0004 149.0 2.0FO 0009 150.0 1.0FO 0013 18.8 0.2
Tabla 8 : Edades de muestras de la
ZN al este de los 74º15’W.
Figura 27 : Muestras de la ZN al
este de los 74º15’W. Colores y
leyenda según Figura 9.
42
3.2 ZONA SUR (ZS) Extremo Occidental del Estrecho de Magallanes (EM)
La Zona Sur (ZS) comprendida entre los 52º 25’ S y el borde oriental del estrecho de
Magallanes hasta la Isla Carlos III (53º 40’ S, 72º 15’ W), esta compuesta por casi las mismas
bandas de rocas que la ZN, las que pueden ser incluidas en las unidades citadas en la figura 24.
3.2.1 UNIDADES DE ROCAS CIRCUNDANTES
A una escala regional se pueden apreciar las mismas franjas de rocas que acompañaban al
BSP en la ZN (Figura 30). Terrenos acrecionados (metasedimentos del paleozoico tardío) al oeste
del BSP y al este del BSP la Cordillera Darwin (CMAO), Rocas Verdes Cuenca Marginal
(Formación Tobífera y Formación Zapata)
Figura 30 : Geología regional de la ZS. Figura modificada de Hervé y otros (2002).
43
A una escala local (Figura 31, correspondiente al cuadro menor en Figura 30) las
observaciones de terreno permitieron encontrar dos nuevas (a la fecha de la campaña de terreno,
Marzo 2003) unidades de roca las cuales se denominaron Complejo Volcánico Punta Grup y
Complejo Ofioilítico Carlos III. Junto con ellas también afloran en la ZS la Formación Zapata,
Formación Tobífera y Metasedimentos de edad Paleozoico Tardío (Hervé, F. y otros, 2002).
20Metasedimentos del Paleozoico Tardío (Hervé et al, 2002): Afloran de manera extensa
unicamente en la porción occidental de la Isla Desolación. Corresponden a una sucesión de
turbiditas con clivaje bien desarrollado, con intercalaciones de chert radiolarítico rojo y blanco
(con estructuras de budines). Edades de U-Pb en zircones detríticos, indicaron una edad máxima
de depositación Pérmico Inferior, la cual resulta consistente con la edad indicada por los fósiles
de los radiolarios. Afloramientos más restringidos se aprecian en la costa oeste de la Isla Carlos
III, y en Bahía Parda, en la costa norte del Estrecho de Magallanes. En ambos casos las rocas,
metaturbiditas de bajo grado metamórfico, se encuentran altamente deformadas presentando
clivajes de crenulación, el cual afecta a los planos de foliación previos.
Formación Tobífera (Forsythe, 1982; Jurásico Medio, 168-178 Ma U- Pb SHRIMP en circón,
Pankhurst et al., 2000): Aflora en ambos márgenes del Canal Jerónimo, y está representada por
ignimbritas ácidas y cuerpos subvolcánicos, los cuales comúnmente se encuentran en contacto
con las rocas del Complejo Ofiolítico Carlos III, sugiriendo esto una relación de
contemporaneidad.
Formación Zapata (Yaghan) (Ceccioni, 1956; Katz, 1963; Wilson, 2001; Jurásico Superior –
Cretácico Inferior): Aflora en el área de Cutter Cove, donde se aprecia constituida por pizarras
negras con intercalaciones de arenisca. Presenta unas características concreciones limosas. Las
pizarras presentan una foliación de plano axial muy bien desarrollada.
Complejo Volcánico Punta Grup (Hervé et al, 2003; Post Cretácico Inferior): Aflora en el
extreme noroeste de la Isla Tamar, dentro del area donde aflora el BSP. Esta compuesto de
brechas volcánicas y rocas volcánicas y subvolcánicas de litología félsica. Presenta alteración
20 Para descripciones mas detalladas de las formaciones citadas ver: Wilson, T., (1991), para Formación Zapata y Formación Tobífera, Hervé, F. y otros (2002) para los metasedimentos del Paleozoico tardío y Hervé, F. y otros (2003) para las nuevas unidades Complejo Volcánico Punta Grup y Complejo Ofiolítico Carlos III.
44
hidrotermal y mineralización de pirita. Esta nueva unidad parece ser más joven que las rocas del
BSP que la rodean y su deformación, puesto que la foliación tectónica de estás últimas no parece
afectarle.
Complejo Ofiolítico Carlos III (Hervé et al, 2003): Correponde a metabasitas que afloran en la
Isla Carlos III y otras áreas circundantes, particularmente en el Canal Jerónimo. Las rocas
expuestas son mayormente basaltos almohadillados y diques básicos. Presentan leve deformación
y metamorfismo. Aún no sé ha establecido la edad de esta formación. Las localidades citadas y
otras referenciales aparecen representadas en la Figura 31.
Figura 31 : La línea verde muestra la trayectoria realizada durante la campaña de terreno de
Marzo 2003. La linea segmentada azul corresponde a la traza de la falla Magallanes- Fagnano.
Localidades mencionadas en el texto (junto con otras de ubicación general):
1.Punta Grup - 2.Bahía Vio - 3.Isla Carlos III - 4.Brazo Núñez - 5.Punta Arauz
6.Canal Jerónimo - 7.Bahía Parda - 8.Faro Félix. (Figura modificada de Hervé y otros (2002))
45
3.2.2 PETROLOGÍA DE LA ZONA SUR
Para los estudios petrográficos de la ZS se contó con 16 muestras de roca, de las cuales
solo 15 fueron analizadas y clasificadas en este trabajo. Pueden encontrarse las descripciones
detalladas de las mismas en la sección anexos. En la tabla siguiente (Tabla 11) se resumen los
resultados de la clasificación de su litología.
% MODAL % Q A P NOMBRE DE LA ROCA FO-0326 10 4 23 63 5 25 70 Tonalita
FO-0328A 62 4 4 30 10 10 80 Monzodiorita CuarcíferaFO-0329 5 29 48 19 30 50 20 Monzogranito
FO-0331A 13 13 44 30 15 50 35 Granodiorita FO-0332 17 25 17 42 30 20 50 Monzogranito
FO-0332B 57 0 15 28 0 35 65 Tonalita FO-0333A 21 36 20 24 45 25 30 Monzogranito FO-0334 15 34 43 9 40 50 10 Sienogranito FO-0345 23 12 4 62 15 5 80 Monzodiorita Cuarcífera
FO-0346A 40 6 18 36 10 30 60 Granodiorita FO-0350A 10 32 18 41 35 20 45 Monzogranito FO-0351A 27 13 5 55 18 7 75 Monzodiorita CuarcíferaFO-0351B 5 29 38 29 30 40 30 Monzogranito FO-0352 9 11 16 64 12 18 70 Monzodiorita Cuarcífera
FO-0353C 55 7 2 36 15 5 80 Monzodiorita Cuarcífera OTROS Feld-K Czo Plg Feld-K Czo Plg
Tabla 11 : Resumen de análisis modales y porcentajes de minerales en muestras, analizadas en
este trabajo, de la ZS del BSP. El nombre de la roca proviene de la clasificación de Streckeisen
(1974). Los porcentajes de minerales que componen la columna OTROS corresponden
principalmente a hornblenda, biotita, opacos y están estrechamente relacionados con el índice de
color de la roca.
Se puede apreciar que dentro de las muestras estudiadas las litologías dominantes son los
monzogranitos y las monzodioritas cuarcíferas (Figura 32)
En la ZS aparecen rocas con índices de color elevados, mayor a 55 (FO 0328A, FO
0332B y FO 0353C), en una proporción muestral (3 de 15 20%) mucho mayor que la
verificada en la ZN (1 de 24 ~ 4,5%).
Según se aprecia en la figura siguiente (Figura 33) no es posible distinguir algún tipo de
distribución preferencial de litologías respecto de su ubicación relativa a los afloramientos del
BSP. Dada la existencia de una estructura mayor (Falla Magallanes – Fagnano, Figura 30 y
46
Figura 31) en el estrecho de Magallanes podría esperarse que ambas costas (costa Norte y Sur del
EM, Figura 34) mostrasen algún tipo de diferencia o características distintas.
Si bien muchas de las muestras y afloramientos presentaban evidencias de tectonismo
(Hervé et al., 2003) tan solo en un sitio, Punta Arauz, se halló un afloramiento fracturado y
cizallado con zonas de cizalle en varias orientaciones (30/80; 50/80; 70/80; 170/80; 33/80;
203/70, azimuth de manteo/manteo).
El monzogranito de Punta Arauz (FO 0350A) tiene una edad de 85 Ma (Proyecto
Fondecyt 1010412) y es atravesada por un set de bandas anastomosadas subverticales, de ancho
variable entre 2 – 5 cm y con un espaciamiento de entre 10 – 20 cm, las cuales presentan clivaje
en bandas de cizalle de tipo S – C. Las bandas de roca corresponden a ultracataclasitas, con una
foliación que contiene indicadores cinemáticos de sentido sinistral en el plano 70/80. Esta habría
ocurrido en condiciones frágiles, por bajo de las condiciones de la facie esquistos verdes (Trouw,
Rudolph; comunicación escrita, 2005).
La descripción detallada de las muestras se encuentra en el capítulo 10 ANEXO 4:
DESCRIPCIONES MICROPETROGRÁFICAS DE ROCAS DE LA ZONA SUR.
Figura 32 : Clasificación litológica de las muestras de la ZS en diagrama de Streckeissen (1974)
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100 90 80 70 60 50 40 30 20 10
Czo
K-Feld Plag
FO 0326FO0328AFO 0329FO 0331AFO 0332FO 0332BFO 0333AFO 0346AFO 0350AFO 0351AFO 0351BFO 0352FO 0353CFO 0334FO 0345
47
Figura 33 : Distribución de muestras y sus litologías (colores según Figura 9) en la ZS.
Figura 34 : Detalle de la distribución de muestras y su litología (colores según Figura 9) en costas
Norte y Sur del EM.
48
3.2.3 GEOTERMOBAROMETRÍA DEL BSP EN LA ZONA SUR
3.2.3.1 INTRODUCCIÓN Para el análisis termobarométrico de la ZS se usó los mismos criterios y metodologías
descritos en el capítulo 3.1.3 por lo que se pasará directamente a describir los resultados
obtenidos.
3.2.3.2 COMPOSICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS ANFÍBOLAS
Las anfíbolas analizadas en la ZS corresponden mayoritaria pero no exclusivamente a
magnesihornblendas. También se encontraron tschermakitas y ferrohornblendas (Figura 35).
Figura 35 : Clasificación de anfíbolas según el criterio de Leake, B. (1997). Fórmulas
estructurales calculadas bajo las restricciones y observaciones de Leake, B. (1971, 1997)
y Schumacher, J. (1991). Muestras pertenecientes a la ZS.
En general se aprecia que los análisis químicos correspondientes a diversos puntos en
cada muestra son coherentes (se agrupan en torno a un valor). Para la muestra FO 0346 un
análisis cayó en el campo de la actinolita. Este valor fue registrado en un borde del mineral en
contacto con un circón. En ese contacto existe un incipiente crecimiento de epidota. Este análisis
0,0
0,5
1,05,56,06,57,07,58,0
Si
Mg/
(Mg
+ Fe
2)
FO 0329FO 0326FO 0328AFO 0346FO 0333aFO 0332FO 0350aFO 0351AFO 0352FO 0353C
Tremolita
Actinolita
Magnesihornblenda
Ferrohornblenda
Tschermakita
FerrotschermakitaFerroactinolita
49
fue utilizado como punto de control de la composición de la anfíbola y no fue considerado en la
termobarometría. La muestra FO 0353C (Tabla 12) corresponde a una monzodiorita porfídica,
proveniente de un dique de 8 metros de ancho, que contiene dos generaciones de anfíbolas: como
fenocristales y como cristales pertenecientes a la masa fundamental. Los fenocristales (con
tamaños de hasta de 5 cm en afloramiento y hasta 6 mm en la sección trasparente analizada) a
menudo contienen en sus núcleos a pequeños oikocristales de piroxenos y plagioclasas (ver
capítulo 10 ANEXO 4: DESCRIPCIONES MICROPETROGRÁFICAS DE ROCAS DE LA
ZONA SUR). Los grandes fenocristales corresponden a tschermakitas y los más pequeños, de la
masa fundamental, a magnesihornblendas. Estas variaciones pueden interpretarse como debido a
etapas de cristalización diferentes21, por la diferencia de tamaño y relaciones texturales con otros
minerales constituyentes de la roca. Se aprecia las diferencias en los contenidos de Ti, AlIV y Si
en los análisis de FO 0353C en que 1.1b y 1.2 corresponden a cristales de la masa fundamental y
2.3 a un fenocristal.
FO 0353C FO 0326 FO 0328A Tet = 8 1.1b 1.2 2.3 2.1 2.4 3.4 1.1 1.2 1.3 2.1 2.2 Si 6.011 5.954 6.588 7.173 7.436 7.154 7.070 6.955 7.037 7.001 6.983 Al(IV) 1.958 1.977 1.337 0.827 0.564 0.846 0.930 1.045 0.963 0.999 1.017 sum T 7.969 7.931 7.924 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 C = 5 Al(VI) 0.000 0.000 0.000 0.135 0.044 0.021 0.195 0.187 0.112 0.220 0.213 Ti 0.243 0.279 0.095 0.051 0.033 0.067 0.020 0.060 0.096 0.109 0.020 Fe3+ 0.924 0.881 0.852 0.540 0.411 0.647 0.630 0.701 0.630 0.528 0.706 Mg 3.221 3.301 3.604 3.106 3.134 3.255 2.832 2.981 2.920 2.792 2.862 Fe+2 0.612 0.539 0.449 1.169 1.377 1.010 1.322 1.071 1.242 1.351 1.199 Mn 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 sum C 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 B = 2 Mg 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Fe+2 0.072 0.089 0.109 0.139 0.061 0.137 0.128 0.100 0.065 0.065 0.147 Mn 0.028 0.020 0.044 0.085 0.150 0.078 0.056 0.029 0.045 0.049 0.053 Ca 1.854 1.915 1.886 1.614 1.701 1.631 1.747 1.770 1.817 1.814 1.734 Na (NaM4) 0.046 0.000 0.000 0.162 0.088 0.155 0.069 0.101 0.073 0.071 0.067 sum B 2.000 2.024 2.039 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 A= 0 to 1.0 Na 0.636 0.704 0.464 0.166 0.089 0.158 0.070 0.102 0.074 0.072 0.067 K 0.084 0.063 0.055 0.047 0.040 0.041 0.063 0.036 0.029 0.033 0.058 sum A 0.720 0.767 0.518 0.213 0.129 0.199 0.133 0.139 0.103 0.104 0.125 Vac 0.280 0.233 0.482 0.787 0.871 0.801 0.867 0.861 0.897 0.896 0.875 Sum Total 15.68 15.72 15.48 15.21 15.12 15.19 15.13 15.13 15.10 15.10 15.12
Tabla 12 : Resumen de fórmulas estructurales calculadas para algunas anfíbolas de la ZS. 21 Esto se verá reflejado en el análisis termobarométrico.
50
Como indicó anteriormente en el capítulo 3.1.3 GEOTERMOBAROMETRÍA DEL BSP
EN LA ZONA NORTE es interesante analizar las sustituciones acopladas que ocurren en las
anfíbolas analizadas. Al respecto, nuevamente se aprecia (Figura 36) que la existencia de la
sustitución simple (Mn,Fe2+) Mg se encuentra presente en todas las muestras analizadas,
validando el método de cálculo de sus formas estructurales.
Figura 36 : Gráfico (Mn + Fe2+) v/s Mg para las anfíbolas de la ZS.
En cuanto a las sustituciones acopladas se puede decir a partir de la Figura 37 que S1
(sustitución edenítica) se encuentra presente en la mayoría de las muestras, siendo quizá la menos
afectada FO 0329 (símbolos según Figura 36)
Figura 37 : Gráfico discriminador de sustitución edenítica según Vhynal (1991) para muestras de
la ZS.
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
2,5
3,0
3,5
0,0 1,0 2,0 3,0 4,0Mg
Mn+
Fe2
FO 0329
FO 0326
FO 0328A
FO 0346
FO 0333a
FO 0350a
FO 0332
FO 0351A
FO 0353C
0,00,10,20,30,40,50,60,70,8
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
Al [IV]
(Na+
K) A
S1
51
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
Al [IV]
Fe 3
+
0,00,10,10,20,20,30,3
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
Al [IV]
Ti
En cambio la misma muestra FO 0329 muestra una excelente correlación lineal positiva
para las sustituciones S2 y S3 (Figura 38). Cabe notar que ambas sustituciones se encuentran
también presentes en la mayoría de las muestras.
Figura 38 : Gráficos descriminadores de sustituciones (S2) titanotschermakítica
y (S3) ferro-tschermakítica (símbolos según Figura 36).
Al plotear AlVI + Fe3+ + Ti v/s AlIV (Figura 39) se observa que todas las muestras poseen
una buena correlación por lo que se puede inferir que la sustitución dominante corresponde a una
combinación lineal entre sustituciones acopladas para titanio, hierro y aluminio (Sustitución
tschermakitica). Esto hace que el set de datos muestre un sentido favorable para el uso de los
geobarómetros de Al en hornblenda, puesto que es la sustitución S4 la que presenta mayor
sensibilidad a la presión.
Figura 39 : Sustitución tschermakítica en muestras de la ZS. (Símbolos según Figura 36)
S2 S3
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
1.2
1.4
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5
Al [IV]
Al[V
I] +
Ti +
Fe3
+ S4
52
3.2.3.3 COMPOSICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS PLAGIOCLASAS
Las plagioclasa de la ZS muestran tener un rango de composiciones más variado que las
de la ZN (Figura 40, Figura 41 y Figura 42). El resultado de los 27 análisis se encuentra detallado
en el ANEXO 7 : TABLAS CON ANÁLISIS DE MICROSONDA ELECTRÓNICA.
Figura 40 : Diagrama de clasificación de feldespatos mostrando amplia gama de composiciones
de plagioclasa en las muestras de la ZS.
En todas las muestras analizadas se encontró zonación normal en plagioclasa, es decir,
núcleos más ricos en calcio y bordes más ricos en sodio. Existen ejemplares con altos valores de
componente anortítico (An > 70, Tabla 13) los cuales corresponden a núcleos de grandes
plagioclasas y/o a individuos incluidos en anfíbolas.
MUESTRA FO 0328A FO 0346 FO 0346 F0 0353C ANALISIS 2.3 1.2 3.4 2.2
NÚCLEO INCLUSIÓN INCLUSIÓN CENTRO % An 76,377 89,650 91,064 85,426 % Ab 23,291 10,265 8,838 14,340
Tabla 13 : Composición de plagioclasa con alto contenido anortítico.
53
Figura 41 : Composición de plagioclasas
de la ZS en los distintos análisis
realizados, distinguiéndose núcleos o
bordes de cristales libres o inclusiones.
54
Figura 42 : Composición de plagioclasas
de la ZS en los distintos análisis
realizados, distinguiéndose núcleos o
bordes de cristales libres o inclusiones.
55
Fugacidades de Oxígeno (f O2) Relativas Promedio ZS
0,00
0,10
0,20
0,30
0,40
0,50
0,60
0,70
Fe 3
+ / F
e To
tal
FO 0329 FO 0326 FO 0328A FO 0346 FO 0333a
FO 0350a FO 0332 FO 0351A FO 0352 FO 0353C
3.2.3.4 FUGACIDAD DEL OXÍGENO
Al igual que en la ZN se pudo apreciar texturas de exsolución y reequilibrio en los óxidos
de Fe – Ti (Figura 43), por lo cual se utilizó directamente el método de fugacidades relativas
mencionado en el capítulo 3.1.3.4. FUGACIDAD DEL OXÍGENO. Los datos se resumen en la
Figura 44.
Figura 43 : Dos ejemplares de titanomagnetitas que presentan exsolusión en bordes y reequilibrio
subsólido (Imagen de electrones retrodispersados).
Nuevamente se aprecia (como en la figura 18) que las fugacidades de oxigeno son
relativamente altas.
Figura 44 : Grafico de los promedios de la razón Fe3+ / Fe total para las hornblendas de la ZS.
(Mismas indicaciones que Figura 21)
ALTA
BAJA
56
3.2.3.5 TERMOBAROMETRÍA
Dado que las características (litología, petrografía, composición de los minerales) de la
ZS muestran una gran similitud con las de la ZN, el estudio termobarométrico se llevó a cabo
bajo los mismos parámetros, teniendo especial cuidado con aquellas muestras de plagioclasa
cuya composición se encuentra en el límite del rango válido (Tabla 2) para la utilización del
geotermómetro de hornblenda-plagioclasa (en negrita resultados escogidos, Tabla 14, Figura 45 y
Figura 46).
VARIABLE MÉTODO FO 0326
FO 0328A
FO 0346
FO 0333a
FO 0350a
FO 0332
FO 0351A
FO 0352
FO 0353C UNIDAD
Colombi 610 603 714 792 686 659 761 709 856 Otten 616 618 685 781 670 638 742 679 859 T Blundy & Holland 1990 817 731 808 665 704 762
[ºC]
Schmidt 1.34 2.59 2.80 4.57 4.13 6.48 4.81 1.28 6.35 Anderson & Smith, (Otten) 1.46 2.68 2.72 2.80 4.05 6.83 3.73 1.26 1.95
Anderson & Smith, (Colombi)
1.42 2.30 2.41 2.54 3.81 6.61 3.41 1.01 2.08 P
Anderson & Smith, (Blundy 1990)
-0.91 2.22 0.54 3.96 3.89 0.32
[kbar]
Tabla 14 : Valores promedio calculados para la termobarometría de la ZS.
Figura 45 : Presión de cristalización calculadas según anfíbolas ZS.
0.001.002.003.004.005.006.007.00
Kbar
Promedios 1.34 2.59 2.80 4.57 4.13 6.48 4.81 1.28 6.35
FO 0326 FO 0328A FO 0346 FO 0333a FO 0350a FO 0332 FO 0351A FO 0352 FO 0353C
57
Para algunos análisis no se pudo contar con la temperatura calculada a partir del
geotermometro Hb-Plag, debido a que los datos recolectados en la plagioclasa no estaban dentro
de los rangos de validez (Tabla 2, ANEXO 2: RESPECTO DEL GEOTERMÓMETRO DE
ANFÍBOLA PLAGIOCLASA y ANEXO 7 : TABLAS CON ANÁLISIS DE MICROSONDA
ELECTRÓNICA). En tales casos (FO 0033A, 32, 53C) se utilizó la temperatura dada por el
geotermómetro de Colombi.
Teniendo en cuenta que FO 0353C corresponde a un dique, se puede ver que (Figura 46)
las muestra restantes, pertenecientes a plutones, presentan un buen ajuste con una curva de
similares características a la curva de cristalización del sólido saturado en agua (decreciente y
convexa en el plano P-T), sugiriendo que los plutones de la zona sur podrían haber cristalizado
bajo esta condición.
Figura 46 : Gráfico donde se resumen los resultados de termobarometría de la ZS.
(Valores promedio por muestra)
Geobarometría Zona Sur (Est. Magallanes)
1,00
2,00
3,00
4,00
5,00
6,00
7,00
650 700 750 800 850 900
T [ºC]
P [K
bar]
FO 0326
FO 0328A
FO 0346
FO 0333a
FO 0350a
FO 0332
FO 0351A
FO 0352
FO 0353C
58
3.2.3.6 INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN
Los pares de valores temperatura – presión resumidos en la figura anterior (Figura 46) no
muestran una tendencia lineal clara contrastando valores de altas temperaturas y bajas presiones
con valores de bajas temperaturas y altas presiones.
Esto no parece concordar con la linealidad propuesta por la formulación de un
geobarómetro, aún cuando los análisis composicionales muestran una tendencia favorable a que
este funcione bien, puesto que las sustituciones catiónicas acopladas se encuentran
preferentemente gobernadas por la presión.
Puede que esta situación se deba en parte a las altas fugacidades relativas de oxígeno
estimadas, haciendo que algunos de los análisis caigan fuera de las calibraciones que validan el
rango de uso del geobarómetro.
Aún cuando se puedan cuestionar algunos datos, la experiencia valida el método por
ejemplo con la muestra FO 0353C. En ella se encuentran presentes dos generaciones de anfíbolas
con diferencias sustanciales en tamaño. Las anfíbolas más grandes (hasta 6 cm) se habrían
formado a una profundidad de 19.4 km y 850º C de temperatura. En cambio las más pequeñas
sólo se habrían formado cuando la profundidad disminuyó hasta los 10.2 km y temperatura
descendió a 650º C (Tabla 15).
En esta parte del BSP no se puede hablar de distribuciones longitudinales N-S dada su
disposición espacial, estas comparaciones podrían hacerse respecto de su posición a la costa N y
S del EM. En este sentido no se aprecia ninguna relación entre posición y profundidad de
emplazamiento (Figura 47).
Figura 47 : Geobarometría de la ZS. Profundidad de cristalización de la hornblenda en km. (los
colores indican litología según Figura 9)
59
Pero lo que si se puede apreciar es que existe una relación entre la edad de la roca y la
profundidad de cristalización de la anfíbola. En este sentido se tiene que las rocas del Cretácico
Superior cristalizaron a profundidades mucho mayores tanto que las rocas de edades Jurásico
Superior – Cretácico Inferior y que las mucho más jóvenes y más someras rocas de edades
cenozoicas.
Muestra RIBERA Edad U-Pb Circón Error Presión (Al-in-Hb)
[kbar] Profundidad
[km] FO 0326 - 18,8 0,5 1,34 4,0 FO 0328A - 148,0 3 2,59 7,8 FO 0346 N - - 2,80 8,4 FO 0333A S 81,0 1 4,57 13,7 FO 0350A N 85,0 1 4,13 12,4 FO 0332 S 85,0 2 6,48 19,4 FO 0351A N 95,0 2 4,81 14,4 FO 0352 N 18,1 0,6 1,28 3,8 FO 0353C(1) N - - 6,35 19,1
FO 0353C(2) - - - 3,35 10,1
Tabla 15 : Relación entre edades de cristaliación (Proyecto Fondecyt 1010412) y presiones de
cristalización de anfíbolas en la ZS (este trabajo)
60
4 DISCUSIÓN GENERAL
Distribución de Edades
Distintos autores plantean similitudes en cuanto al patrón de las intrusiones, entre los dos
segmentos del BP, basándose principalmente en cuanto en que existe una distribución de edades
en franjas longitudinales N-S. Esto es bien conocido en el BNP y parece tener una analogía real
en el BSP (Figura 48) encontrándose rocas de edad Jurásico Superior en el margen oriental,
Cretácico inferior y Cretácico Superior hacia el margen Occidental para dar paso finalmente a
intrusiones cercanas a la zona axial del BSP durante el Paleógeno y Neógeno.
Bruce et al (1989) sugiere que el modelo de construcción del BSP correspondería al
modelo de inflación magmática que contempla sucesivas intrusiones por largos períodos de
tiempo en una zona espacial restringida. Las edades con las que ahora se cuenta indican que el
locus de las intrusiones habría migrado de manera variable primero hacia el oeste (Jurásico –
Cretácico Inferior) y luego hacia el este (Cretácico Inferior - Neógeno), por lo que el modelo
debería recibir algún tipo de ajuste respecto de cómo variaría la conducta del plano nodal
(superficie teórica del modelo de inflación magmática. Esta determina una profundidad sobre la
cual la masa de las adiciones magmáticas iguala la masa removida por la erosión) conforme al
desplazamiento del locus de las intrusiones. Además este plano nodal se encuentra estrechamente
relacionado a la tectónica, la cual se entiende que es diferente en los segmentos norte y sur del
BSP.
Figura 48 : Distribución de edades en el BSP correspondiente a las edades U-Pb SHRIMP del
Proyecto FONDECYT 1010412.
61
Distribución de Presiones
Si bien existe esta similitud de distribución espacial de edades entre el BSP y el BNP, los
datos obtenidos en este trabajo indican que esta relación solo tendría un carácter horizontal,
puesto que las profundidades de emplazamiento (estimadas en base a la termobarometría de Al
en hornblenda) de los plutones constituyentes, de edad Cenozoico, varía de manera sustancial.
En el caso del BNP las rocas más jóvenes tienden a alojarse en la zona axial del batolito,
en niveles mesozonales profundos de la corteza (superando los 20km de profundidad), en cambio
los plutones de edades más recientes (Neógeno) en el BSP alojados en la zona axial no superan
en ningún caso (de los valores obtenidos en este trabajo) los 10km como profundidad de
cristalización.
Edades de trazas de fisión (TF) en apatito y zircón con un amplio rango de edades
(entre 5 – 127 Ma)22 han sido registradas en el BSP. Estás dan muestra de que la actividad
plutónica miocena puede haber ejercido un efecto de reseteo de las edades de TF en algunos
plutones de edad cretácico y jurásico (Thomson et al, 1999; Fanning et al, 2001). Esto quiere
decir que si bien los afloramientos de plutones de edad Neógeno aparecen restringidos, su
influencia termal a nivel regional puede ser considerable. Esto puede implicar la existencia de
material magmático adicionado por debajo del plano nodal, lo que no ha permitido su
exhumación23 (Shallowing en Bruce et al, 1991; Bruce et al, 1989).
La petrografía de las muestras, tanto en la ZN como en la ZS, se encontró que las biotitas
de plutones cretácicos generalmente presentaban una particular textura de mosaicos de pequeños
cristales, la que fue interpretada como producto de un metamorfismo termal débil24 pudiendo
deberse esto a la influencia térmica de intrusiones más jóvenes. La influencia termal de los
plutones neógenos, que puede haber superado los 310º C (la temperatura de la zona de reseteo
parcial para circones está entre los 230 ± 30º C, ocurriendo un borrado total a los 310 ± 20º C,
según Thomson et al., 1999; Thomson y Hervé, 2002(a)), podría afectar de alguna manera a las
anfíbolas, pudiendo esto ejercer una distorsión en los resultados obtenidos.
Finalmente cabe decir que se desconoce el motivo por el cual la distribución de
profundidades de cristalización de la anfíbola tiene la relación mencionada con la edad de la roca.
Sin embargo, las edades obtenidas (y las que entregan los estudios anteriores) indican un mayor 22 Entre 5 – 116 Ma para la ZS, entre los 50ºS y 52ºS. 23 Disminución de la distancia entre el cuerpo intrusivo y la superficie terrestre. 24 También se apreció la presencia de mineral como prenhita, epidota y en algunos casos actinolita. Los feldespatos
se encontraban, en algunos casos, alterados de manera pervasiva por micas blancas y minerales de arcilla. Numerosas texturas de reequilibrio subsólido fueron descritas. (ANEXO 4: DESCRIPCIONES MICROPETROGRÁFICAS DE ROCAS DE LA ZONA SUR, AANEXO 5: MICROFOTOGRAFÍAS DE ROCAS DE LA ZONA NORTE y ANEXO 6: MICROFOTOGRAFIAS DE ROCAS DE LA ZONA SUR)
62
número intrusiones en el Cretácico, siendo las rocas de esta edad las que muestran también una
mayor profundidad de cristalización. Esto podría deberse a que existiera un volumen tal de
adiciones magmáticas que forzara a los plutones a cristalizar en zonas más profundas (Figura 49).
Se sugiere realizar un estudio que recopile un mayor volumen de datos respecto a
termobarometría, junto con realizar mayor investigación de la tectónica de las zonas involucradas
en este trabajo, para poder determinar, como se ha hecho en el BNP, en que sentido el régimen y
las configuraciones tectónicas de la zona han controlado las profundidades de emplazamiento en
el BSP. Es recomendable hacer notar el que la variación en los valores de la profundidad de
cristalización de la anfíbola calculados es producto directo de que estás se hicieron sobre
distintos cuerpos plutónicos.
Figura 49 : Distribución de profundidad de cristalización de la anfíbola respecto de la edad de la
roca. La discontinuidad de edades es producto de falta de edades y presiones para rocas del
cretácico Inferior. En ningún caso indica un cese en la actividad plutónica en la zona estudiada.
Tasas de Exhumación
Utilizando los resultados de termobarometría obtenidos en este trabajo y las edades del
poyecto FONDECYT 1010412, tanto de cristaliazación como de trazas de fisión, es posible
realizar ciertos alcances respecto de las tasas de exhumación que ha experimentado el BP. Se
cuenta con datos de edades totales de cristalización para nueve de las muestras utilizadas en este
trabajo (7 de la ZS y 2 de la ZN, ver tabla 12). Estás dan cuenta, asumiendo tasas de exhumación
constantes, que las rocas del Neógeno se habrían exhumado a una velocidad mayor que las de
edad cretácico superior (promediando 0,264 [mm/a] y 0,174 [mm/a] respectivamente) y ambas
mucho más rápidas que las de edad cretácico inferior y jurásico (0,071 [mm/a] en promedio).
Resumen
01234567
0 50 100 150 200
Edad U-Pb en Zircón SHRIMP [Ma]
Pres
ión
[kba
r]
FO 0023
FO 0072
FO 0326
FO 0328A
FO 0333A
FO 0350A
FO 0332
FO 0351A
FO 0352
63
Las edades exhumación de TF pueden agruparse en franjas longitudinales N-S (Figura 6 y
Figura 7) con edades similares. Al calcular la edad promedio de cada una de las franjas se
encuentra que estás se habrían ido exhumando de manera diferencial, siendo las primeras y más
lentas las del borde occidental y las más tardías y más rápidas las del borde oriental del BSP
(Tabla 16).
Muestra Edad U-PB SHRIMP [Ma]
Profundidad [km]
Tasa promedio de exhumación [mm/a] Período
FO 0352 18,1 3,8 0,210 NEO FO 0326 18,8 4,0 0,213 NEO FO 0023 19,8 7,3 0,369 NEO FO 0333A 81,0 13,7 0,169 CRE SUP FO 0350A 85,0 12,4 0,146 CRE SUP FO 0332 85,0 19,4 0,228 CRE SUP FO 0351A 95,0 14,4 0,152 CRE SUP FO 0072 114,0 10,1 0,089 CRE INF FO 0328A 148,0 7,8 0,053 JUR
Tabla 16 : Tasas de exhumación en base a edades totales U-Pb SHRIMP.
(NEO: Neógeno, CRE SUP: Cretácico Superior, CRE INF: Cretácico Inferior, JUR: Jurásico)
En negrita las únicas dos muestras de la ZN.
RANGO DE TEMPERATURA DE ZBP EN TRAZAS DE FISIÓN ZBP de TF en apatito [ºC] ZBP de TF en circón [ºC] MAX MIN PROM MAX MIN PROM 120 60 90 290 230 260 GRADIENTE
GEOTÉRMICO [ºC/km]
RANGO DE PROFUNDIDADES [km] CORREPONDIENTE A LA ZBP DE TRAZAS DE FISIÓN
MAX = 45 2,67 1,33 2,00 6,44 5,11 5,78 MIN = 23 5,22 2,61 3,91 12,61 10,00 11,30 PROM = 34 3,53 1,76 2,65 8,53 6,76 7,65
Tabla 17 : Estimación de profundidades para el cierre de los sistemas de TF en apatito y circón
para la ZN del BSP. En rojo y azul valores máximos y mínimos de profundidad de la ZBP (zona
de borrado o reseteo parcial) para cada uno de los sistemas. En negrita y sombreado el valor
promedio utilizado para el cálculo de tasas de exhumación para cada uno de los sistemas.
Datos de TF según Thomson et al. (1999). Gradiente geotérmico según Muñoz (1999).
64
Asumiendo los parámetros resumidos en la Tabla 17 fue posible calcular tasas de
exhumación para cada una de las franjas con al menos dos intervalos: entre el cierre del sistema
de TF en circón y el cierre del sistema de TF en apatito (ZR → AP), y entre este último y su
situación actual (AP → HOY). Es posible determinar que las tasas de exhumación fueron
mayores en el borde occidental durante el intervalo ZR → AP y que posteriormente se invirtieron
en su etapa de exhumación final, puesto que estas son mayores en el borde oriental durante el
tramo AP → HOY (Tabla 18).
Edad promedio de TF (entre los 50ºS y 52ºS) por franjas longitudinales N-S, distribuidas de W-E
Circón Apatito
98,0 17,3 82,5 59,4 46,3 25,6 16,2 10,7 AP -> HOY 0,03 0,04 0,06 0,10 0,16 0,25 ZR -> AP 0,32 0,13 0,10 0,07 4,53 - U-Pb -> ZR - - 0,15 - 0,22 -
Tabla 18 : Tasas de exhumación calculadas en base a las edades de TF y U-PB SHRIMP del
proyecto FONDECYT 1010412 y datos de la tabla 13. En negrita y color negro datos de la
muestra FO 0072. En negrita y color rojo los datos de la muestra FO 0023. La columna
sombreada corresponde a tasas de exhumación de rocas aledañas al margen oriental del BSP.
Si bien los datos presentados aquí son los primeros datos termobarométricos de la zona,
cabe de esperar que más estudios se lleven a cabo para comprobar o descartar las conclusiones
que se detallan a continuación en el Capítulo 5 CONCLUSIONES.
Respecto de la Presencia de Epidota en los Plutones del BSP
Hubo un tema que trató de abarcarse en este trabajo, pero de manera infructuosa: La
epidota magmática. Lamentablemente, la definición de objetivos para microsonda no fue
desarrollada de buena manera, por lo cual solo se obtuvieron resultados analíticos fuera de los
rangos de interés, por lo cual se decidió no incluirlos dentro del cuerpo principal de este trabajo
(se creó el ANEXO 1: EPIDOTA MAGMÁTICA con el fin de dar a conocer los análisis y
resultados). Dado que este tema suscita gran interés para los petrólogos, vale la pena citar que la
65
abundancia de este mineral en las rocas del BSP es sumamente alta (ver anexo, descripciones
petrográficas) por lo que podría llevarse a cabo un estudio acucioso respecto de este tema.
66
5 CONCLUSIONES
El análisis termobarométrico realizado en este trabajo fue llevado a cabo bajo todas las
consideraciones previstas por los autores que desarrollaron los distintos métodos, por lo cual
tanto la toma de datos como el análisis y resultados obtenidos tienen gran validez.
Los resultados fueron contrastados cono otros trabajos relativos a profundidades de
emplazamiento del BSP calculadas de manera indirecta respecto del metamorfismo de contacto
generado por la intrusión plutones en los márgenes del BSP, dando una excelente correlación.
Se realizó análisis a modo de prueba en anfíbolas de distintas generaciones dentro de una
misma muestra obteniendo resultados que avalan el buen comportamiento del geobarómetro
elegido.
Se podrían mejorar el cálculo más preciso de las fugacidades de oxígeno, para tener una
mayor certeza respecto de cómo esta podría afectar los resultados de la termobarometría, pero el
método de fugacidades relativas utilizado en este trabajo, dio buenos resultados para otros
autores, por lo que no debiese ser esta la excepción.
Se puede criticar que el volumen de datos es insuficiente para extraer conclusiones, pero
los resultados no sólo parecen tener validez por si mismos, ya que al contrastarlos con los datos
de las edades fue posible obtener una interesante conclusión para este trabajo. En este mismo
sentido, este trabajo recopiló información de manera tal que los futuros científicos que
desarrollen trabajos en el área puedan acceder de manera expedita a esta.
Los plutones jóvenes en el BSP, como en el caso del BNP, también tienden a
concentrarse en la zona axial y hacia el borde oriental, pero estos siempre lo hacen a
profundidades epizonales, es decir, mucho más someras que en el BNP. Más aún, existe una
distribución en cuanto a la edad de la roca y la profundidad de cristalización, pudiendo verse esta
en la figura 39. Al menos en la ZS puede concluirse que las rocas de edad cretácico superior
cristalizaron a grandes profundidades (~ 20km) mientras que las rocas del Cenozoico lo hicieron
a niveles mucho más someros. Es interesante notar también que las rocas de edad cretácico
superior se encuentran preferentemente en la ZS y las de edad cretácico inferior se hayan
preferentemente en la ZN y en el borde occidental del BSP (Figura 48). Fueron estás rocas, de
edad cretácico, las que se exhumaron primero y con tasas que superaron los 0,3 [mm/a] para
luego aminorar su ritmo. En cambio las rocas del borde oriental, con edades neógenas y jurásicas,
lo hicieron a tasas que alcanzan los 0,16 [mm/a]. Las rocas de edad Jurásica posiblemente hayan
visto reseteadas sus edades de TF producto de la influencia termal neógena.
67
Los resultados obtenidos al calcular presión y temperatura de cristalización muestran distintos
ajustes gráficos para los plutones de las distintas zonas estudiadas. Estos indicarían que los
plutones de la zona sur habrían cristalizado en condiciones saturadas de agua en contraste con los
plutones de la zona norte los que posiblemente habrían cristalizado en condiciones más anhidras,
posiblemente asociado a diferencias en la geometría (oblicuidad de la convergencia) de la
subducción
68
6 REFERENCIAS
Anderson, J. and Smith D., 1995, “The effects of temperature and fO2 on the Al-in-hornblend
barometer”: American Mineralogist, Vol. 80, p. 549-559.
Blundy, J. and Holland, T., 1990, “Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-
plagioclase geothermometer”: Contributions to Mineralogy and Petrology, v.104, p.208-224.
Bell, C., De la Cruz, R., Suárez, M., 1999, “The tectonic evolution of Mesozoic and Cenozoic
Austral Basin of Southern South America.”: Fourth ISAG, Goettingen (Germany), 04-
06/10/1999.
Bruce, R., Nelson, E., Weaver S., 1989, “Effects of synchronous uplift and intrusion during
magmatic arc construction.”: Tectonophysics, v. 161, p.317-329
Bruce, R., Nelson, E., Weaver S., Lux, D., 1991, “Temporal and Spatial Variations in the
Southern Patagonian Batholith ; Constraints on Magmatic Arc Development”. In R. S. Harmon
and C. W. Rapela (eds.) “Andean Magmatism and its Tectonic Setting.” Geological Society of
America, Special Paper 265, p. 1-12, Boulder.
Buddington, A. and Lindsley, D., 1964, “Iron-Titanium Oxide Minerals and Synthetic
Equivalent”: Journal of Petrology, v.5, part 2, p.310-357.
Calderón, M. y Hervé, F., 2000, “Metamorfismo de contacto en el margen oriental del Batolito
Sur Patagónico (48º - 50º 30’ S)”: IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, Chile. Actas
v.2, p. 707-711.
Calderón, M., Hervé, F., Fildani, A., Cordani, U., Herrera, C., Rapalini, A., Piquer, J.,
2003, “Reconnaissance field study of the sarmiento ophiolite with emphasis of the geological
meaning of leucogranites dikes at Peninsula Taraba” X Congreso Geológico Chileno,
Concepción. Sesión Temática 5.
Ceccioni, G., 1956, “Leopoldia? Payensis Favre: Sua posizione stratigrafica in Patagonia”:
Societa Italiana della Sciencia Naturale s, Alti., v. 95, p. 135-143; “Cretaceous flysch and
molasse in Depto. Última Esperanza, Magallanes Province, Chile.” American Association of
Petroleum Geologist Bulletin, v. 41, p. 538-564.
Cembrano, J., Hervé, F., Lavenu, A., 1995, “The Liquiñe-Ofqui fault zone: a long-lived intra-
arc fault system in Southern Chile”: Tectonophysics 259 (1996), p.55-66.
69
Cembrano, J., Lavenu, A., Arancibia, G., López, G., Sanhueza, A., 1999, “Crustal-scale pop-
up structure at southern andes plate boundary zone: a kinematic response to Pliocene
transpression”: Fourth ISAG, Goettingen (Germany), 04-06/10/1999.
Colombi, A., 1989, « Métamorphisme et géochimie des roches mafiques des Alpes ouest-
centrales (géoprofil viège-domodossola-locarno) » : Mémoires de géologie (lausanne) nº 4.
Coutand, I.; Diraison, M.; Cobbold, P.R.; Gapais, D.; Rossello, E.A.; Miller, M. 1999.
Structure and kinematics of a foothills transect, Lago Viedma, southern Andes (49º30'S). Journal
of South American Earth Sciences, v. 12, p. 1-15.
Dawes, R:, and Evans, B., 1991, “Mineralogy and geothermobarometry of magmatic epidote-
bearing dikes, Front Range, Colorado”: Geological Society of American Bulletin, v.103, p.1017-
1031.
Dahlquist, J., 2001, “Low-pressure emplacement of epidote-bearing metaluminous granitoids in
the Sierra de Chepes (Famatiniam Orogen, Atgentina) and relationships with the magma source”:
Revista Geológica de Chile, v.28, n.2, p.147-161.
Dalziel, I; De Wit, M y Palmer, K., 1974, “Fossil marginal basin in the southern Andes”:
Nature, v. 250, p. 291 – 294.
Douglas, R.G.; Nestell, M.K. 1976. “Late Paleozoic Foraminifera from Southern Chile.” U.S.
Geological Survey, Professional Paper, n. 858, p. 47.
Fanning, C., Hervé, F., Pankhurst, R., Thomson, S. and Faúndez, V., 2001, “Late cenozoic
magmatism in the South Patagonian batholith: SHRIMP U-Pb age evidence.”: III South
American Symposium on Isotope Geology, Pucón, Chile, CD-ROM, SERNAGEOMIN.
Farrar, E., Clark, A., Haynes, Quirt, Conn, Zentilli,M., 1970, “K-Ar evidence for the post
Paleozoic migrations of granitic intrusion foci in the Andes of Northern Chile.” Earth and
Planetary Sciences Letters v.9, p.17-28.
Faúndez, V., 2000, “Análisis de proveniencia de las rocas sedimentarias del Complejo Duque de
York, Región de Magallanes, Chile.” Memoria (Geólogo). Santiago, Chile. Universidad de Chile,
Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, 2000. 152 h.
Faúndez, V; Hervé, F y Lacassie, J. P., 2002 “Provenance and depositional setting of pre-Late
Jurassic turbidite complexes in Patagonia, Chile” New Zealand Journal of Geology &
Geophysics, 2002, v. 44, p.411 – 425.
Forsythe, R., 1982, “The late Paleozoic to early Mesozoic evolution of Southern South America;
a plate tectonic interpretation.”: Journal of Geological Society of London, v.139, p.671-682.
70
Gorring, M.L.; Kay, S.M.; Zeitler, P.K.; Ramos, V.A.; Rubiolo, D.; Fernández, M.I.;
Panza, J.L. 1997. Neogene Patagonian plateau lavas. Tectonics, v. 16, p. 1-17
Halpern, M., 1973, “Regional Geocronology of Chile South of 50º Latitude”: Geological
Society of America Bulletin, v.84, p.2407 – 2422.
Hammarstrom, J., and Zen, E., 1986, “Aluminium in Hornblende: an empirical igneous
geobarometer”. American Mineralogist, Vol. 71, p. 1297-1313.
Hervé, M., Suarez, M., Puig, A. 1984, “The Patagonian Batholith South of Tierra del Fuego,
Chile; Timing and tectonic implications”: Journal of the Geological Society of London, v. 141, p.
877-884.
Hervé, F., Pankhurst, R., Demant, A., Ramirez, E., 1996, “Age and Al-in-Horblende
geobarometry in the North Patagonian Batholith, Aysen, Chile”: Third ISAG, St Malo (France),
17-19/9/1996.
Hervé, F., Prior, D., López, G., Ramos, V., Rapalini, A, Thomson, S., Lacassie, J., Fanning,
C., 1999, “Mesozoic blueschists from Diego de Almagro, southern Chile”: In Proceedings of the
Second South American Symposium of Isotope Geology, p. 318-321. Córdoba, Argentina.
Hervé, F., Bradshaw, J., and Pankhurst, R., 2002, “Low grade Early Permian (?)
metasedimentary complexes at the western entrance of the Strait of Magellan”: Expanded
abstract, IV International Symposium on Andean Geodynamics (ISSAG), Toulouse.
Hervé, F. y Fanning, M., 2003, “Early Cretaceous subduction of continental crust at the Diego
de Almagro archipelago, southern Chile” Episodes, v. 26, n. 4, p. 285 – 289.
Hervé, F., Pankhurst, R., Trouw, R., Fanning, M., Dzogolyk, E., Solari, M., and Suarez, M.,
2003, “Geological observations at the western portion of the Scotia – South America plate
boundary: results of the ‘Penguin’ 2003 cruise” : X Congreso Geológico Chileno, Concepción.
Sesión Temática 5.
Hervé, F., Calderón, M., Pankhurst, R., and Fanning, M., 2005, “Temporal and isotopic
variations within the Jurassic to Neogene Patagonian Batholith”: 6th International Symposium on
Andean Geodynamics, ISAG 2005, Barcelona, Extended Abstracts, p. 376-378.
Herron, M., Cande, S., Hall, B., 1981, “An active spreading center collides with a subduction
zone: A geophysical survey of the Chile triple junction”: Geological Society of America Memoir
154, p.683-701.
Holland, T. and Blundy, J., 1994, “Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their
bearing on amphibole-plagioclase thermometry”: Contributions to Mineralogy and Petrology,
v.116, p.433-447.
71
Hollister, L., Grissom, G., Peters E., Stowell, H. and Sisson, V., 1987, “Confirmation of
Empirical Correlation of Al-in-Hornblende with pressure of Solidification of Calc-Alkaline
Plutons”: American Mineralogist, Vol. 72, p. 231-239.
Johnson, M. and Rutherford, M., 1989, “Experimental calibration of the aluminium-in-
hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California) volcanic rocks”:
Geology, v.17, p.837-841.
Katz, H. R., 1963, “Revision of Cretaceous stratugraphy in Patagonian Cordillera of Última
Esperanza, Magallanes Province, Chile.””: American Association of Petroleum Geologist
Bulletin, v. 47, p. 506-524.
Larson, R. & Pitman, W., 1992, “World-wide correlation of Mesozoic magnetic anomalies and
its implications”: Geological Society of America Bulletin, V.83, p.3645-3662.
Leake, B., 1971, “On aluminous and edenitic amphiboles”: Mineralogical Magazine. v. 68,
p.477-493.
Leake, B., 1997, “Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcommittee on the Amphiboles
of the International Mineralogical Association, Comission on New Minerals and Minerals
Names”: American Mineralogist, v. 82, p.1019-1037.
Ling, H. y Forsythe, R. 1987, “Late Paleozoic pseudoalbaillellid radiolarians from
Southernmost Chile and their geological significance.” In Gondwana Six: Structure, tectonics
and geophysics (McKenzie, G.D.; editor). American Geophysical Union, Geophysical
Monograph, No. 40, p. 253-260.
Martin, M., Pankhurst, R., Fanning, M., Thomson, S., Calderón, M. y Hervé, F., 2001, “Age
distribution of plutons across the Southern Patagonian Batolith: New U-Pb data on zircons”:
Third South American Symposium on Isotope Geology, Pucón, Chile, CD-ROM,
SERNAGEOMIN, p. 585-588.
Mpodozis, C. & Forsythe, R., 1983, “Stratigraphy and geochemistry of accreted fragments of
the ancestral Pacific floor in Aoutjern South America”: Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology. v. 41, p.103-124.
Muñoz, M., 1999, “Techtonophysics of the Andes region: Relationships with heat flow and
thermal structure”: Fourth ISAG, Göttingen, abstract volume, p. 532-534.
Otten, M., 1984, “The origin of brown hornblende in the Artfjället gabbro and dolerites”:
Contributions to mineralogy and petrology, v.86, p.189-188.
Pankhurst, R., 1990, “The Paleozoic and Andean magmatic arcs of West Antarctica and South
America”: Geological Society of America Special Paper 241
72
Pankhurst, R., Hervé, F., 1994, “Granitoid age distribution and emplacement control in the
North Patagonian Batholith in Aysen (44º-47º S)”: 7º Congreso Geológico Chileno, Universidad
de Concepción, Actas Volúmen 2, p.1409-1413.
Pankhurst, R., Riley, T., Fanning, M. and Kelley, S., 2000, “Episodic Silicic Volcanism in
Patagonia and the Antarctic Peninsula: Chronology of Magmatism Associated with the Breackup
of Gondwana.”: Journal of Petrology, v. 41, n. 5, p.605-625.
Pankhurst, R., Hervé, F., Fanning, M., Suárez, M., 2003, “Coeval plutonic and vocanic
activity in the Patagonian Andes: The Patagonian Batholith and the Ibañez and Divisadero
formations, Aysen, Southern Chile.” 10º Congreso Geológico Chileno, Universidad de
Concepción. Simposio 5.
Poli, S. y Schmidt, M., 1992, comentario sobre “Calcic amphibole equilibria and a new
amphibole-plagioclase geothermometer”: Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 111, p.
273-282.
Rapela, C., Pankhurst, R., Fanning, C., 2003, “The early Jurassic subcordilleran plutonic belt
of Patagonia (42º-44º S): Proto-Pacific subduction coeval with the Karoo mantle plume” 10º
Congreso Geológico Chileno, Universidad de Concepción.
Riley, T., Leat, P., Pankhurst, R. and Harris, C., 2001, “Origins of Large Volume Rhyolitic
Volcanism in the Antarctic Peninsula and Patagonia by Crustal Melting”: Journal of Petrology, v.
42, n. 6, p.1043-1065.
Schmidt, M., 1992, “Amphibole composition in tonalite a sa afunction of pressure: an
experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer”: Contributions to Mineralogy and
Petrology, v.110, p.304-310.
Schmidt, M., and Thompson, A., 1996, “Epidote in calc-alkaline magmas: An experimental
study of stability, phase relationships, and the role of epidote in magmatic evolution: American
Mineralogist, v.81, p.462-474.
Schmidt, M., Poli, S., 2004, “Magmaic Epidote”: Reviews in Mineralogy and Geochemistry,
v.56, ch.9, p.339-430.
Schumacher, J., 1991, “Empirical ferric iron corrections: necessity, assumptions and effects on
selected geothermobarometers”: Mineralogical Magazine, v. 55, p.3-18.
Sepúlveda, F., Hervé, F., Lacassie, J. y Aguirre, L, 2003, “Nuevos antecedentes acerca de la
mineralogía de los metabasaltos almohadillados del Complejo Denaro, Archipiélago Madre de
Dios, XII Región.”: X Congreso Geológico Chileno, Concepción. Sesión Temática 5.
73
Sepúlveda, F., 2004, “Metamorfismo de bajo grado en rocas del Complejo Denaro, Archipiélago
Madre de Dios, XII Región”. Memoria (Geólogo). Santiago, Chile. Universidad de Chile,
Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, 2004. 66 h.
Spears, F., 1981, “Amphibole-Plagioclase equilibria: an empirical model for the reaction albite +
tremolite = edenite + 4quartz.”: Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 77, p.355-364.
Streckeissen, A., 1974, “Classification and nomenclature of plutonic rocks”: Geologische
Rundschau, v. 63, p.773-786
Thomson, S.N., Hervé, F., Brix, M.R. and Stöckhert, B., 1999, “Fission-Track
thermochronology of the southern Chilean Andes (42º S to 48ºS)”: Fourth ISAG, Goettingen,
Germany, 04-06/10/1999.
Thomson, S.N., Hervé, F., Stöckhert, B., Brix, M.R. and Adriasola, A., 2001, “Late Cenozoic
tectonic and geomorphic evolution of the Patagonian Andes between 42°S and 52°S, southern
Chile assessed using fission-track thermochronology”: III South American Symposium on
Isotope Geology, Pucón, Chile, CD-ROM, SERNAGEOMIN
Thomson, S. and Hervé, F., 2002 (a), “New time constraints for the age of metamorphism at the
ancestral Pacific Gondwana margin of southern Chile (46-52ºS)”, Revista Geológica de Chile,
Vol. 29, Número 2.
Thomson, S.N. and Hervé, F., 2002(b), “An extensive new fission-track thermochronological
database from the coastal Patagonian Andes (47°S To 53°S): a record of Cenozoic denudation
and magmatismo”: 5th International Symposium on Andean Geodynamics, Toulouse, France,
Extended Abstracts, p. 637-640.
Thomson, S. N., Tomkin, J.H., Brandon, M.T. and Reiners, P.W., 2006, “Late Cenozoic
erosional history of the Patagonian Andes: a key to understanding the importance of climate
change and glacial erosion in controlling mountain development.”: GSA Backbone of the
Americas Meeting, Mendoza, Argentina.
Tulloch, A., Moench, R., Zen, E., and Hammarstrom, J., 1986, “Comments and reply on
‘Implications of magmatic epidote-bearing plutons on crustal evolution in the accreted terranes
of northwestern North America’ and ‘Magmatic epidote and its petrological significance.’ ”:
Geology, v.14, p.186-187.
Vyhnal, C., McSween, H. and Speer, J., 1991, “Hornblende chemistry in southern Appalachian
granitoids: Implication for aluminium hornblende thermobarometry and magmatic epidote
stability”: American Mineralogist, v.76, p.176-188.
74
Wilson, T., 1991, “Transition from back-arc to foreland basin development in the southernmost
Andes: stratigraphic record of the Ultima Esperanza District, Chile.”: Geological Society of
America Bulletin, v. 103, p.98 – 111.
Zen, E-an, and Hammarstrom, J., 1984, “Magmatic epidote and its petrological significance”:
Geology, v.12, p.515-518
75
7 ANEXO 1: EPIDOTA MAGMÁTICA
Se ha postulado que la presencia de epidotas de origen magmático en plutones es una
consecuencia de que la cristalización de estos cuerpos ígneos se produjo a grandes
profundidades, cuyas presiones equivaldrían a un rango superior a los 8 kbar (Zen y
Hammarstrom, 1984; Schmidt y Thompson, 1996; Dawes y Evans, 1991).
Este, sin embargo, ha sido un tema de controversia entre los petrólogos, dando pie a una
discusión acerca de la veracidad inequívoca de que la cristalización de este mineral, siendo su
origen ígneo, represente en todos los casos una etapa de cristalización profunda (Tulloch,
Moench, Zen y Hammarstrom, 1986, comentarios y réplica).
Sin embargo existen trabajos en los que se demuestra, si no bien lo contrario, que la
existencia de epidota magmática está vinculada a cristalización de plutones en profundidades
epizonales a mesozonales, con presiones entre los 2,2 kbar a 4,1 kbar (Dahlquist, 2001) bastante
más someras que las descritas en la mayor parte de los trabajos.
Schmidt y Poli (2004) realizaron un exhaustivo trabajo para dejar claramente establecido
criterios y parámetros sobre los cuales una epidota debiera considerarse formada por
cristalización directa desde un magma, esto con el fin de limitar posibles interpretaciones
erróneas a partir de individuos generados o afectados por otros procesos tales como
metamorfismo, alteración y reequilibrios subsólidos. En este mismo trabajo se citan lugares
típicos de ocurrencia de este mineral, sin incluir ningún caso documentado dentro del Batolito
Patagónico25.
Para que una epidota sea considerada como de origen magmático es necesario que
cumpla, por ejemplo, con los siguientes requisitos (Schmidt y Poli, 2004):
Presentar zonación con núcleos ricos en allanita. (La ausencia de estos núcleos no
descarta la posibilidad de un origen magmático.)
Crecimiento en texturas ofíticas.
Embahiada al estar en contacto con masa fundamental cuarzo-feldespática.
(Desequilibrio en etapas tardías de cristalización)
Inclusiones euhedrales en cuarzo o texturas de intercrecimiento de cuarzo y
feldespato.
25 Se citan más de treinta casos en Norte América, seis en Europa, uno en Nueva Zelanda, uno en Africa, uno en Centro América y dos en Sur América.
76
Ausencia de alteración de la biotita por clorita y plagioclasa de apariencia fresca
(para descartar un origen hidrotermal o metamórfico tardío en retrogrado de la
facie esquistos verdes)
Junto con esto, habrá que tener en cuenta que se puede estar estudiando individuos que
han cristalizado a grandes profundidades, o sea, en etapas tempranas del proceso total de
cristalización, y que sin embargo dan la impresión de haber cristalizado tardíamente y en
equilibrio, por ejemplo por (Schmidt y Poli, 2004):
Que el estudio termobarométrico indique profundidad de cristalización parcial
mayor que la profundidad final de cristalización (contraste entre resultados
termobarométricos de aureolas de contacto y de cristales en los cuerpos
intrusivos).
Enfriamiento rápido. Esto implicaría que la cinemática de la disolución de la
epidota no le permita reaccionar con el fundido remanente.
Inclusiones en minerales de cristalización tardía pueden prevenir el reequilibrio de
epidotas tempranas al momento de la cristalización definitiva del magma.
El campo de estabilidad de las epidotas se haya ampliado producto de una alta
fugacidad del oxígeno, fO2.
Composición total de la roca muy por fuera del rango TTG (Throndjemita,
tonalita, granodiorita).
También se deteminaron restricciones respecto de rangos composicionales permitidos
para epidotas magmáticas (Liou, 1973; Tulloch, 1986; Zen 1988, Smichdt y Poli, 2004), epidotas
provenientes de reequilibrios subsólidos por alteración de plagioclasa y biotitas (Tulloch, 1986)
los cuales son mostrados en la Figura 51.
77
7.1 Epidotas en el Batolito Sur Patagónico
Al ir observando las muestras con la cuales se trabajo en esta tesis, se pudo constatar la
existencia de epidotas que se interpretaron como epidotas magmáticas por sus características
texturales y sus relaciones espaciales y temporales con otros minerales.
Bajo las consideraciones anteriores fueron descartados muchos casos inmediatamente,
pero muchos otros fueron clasificando como epidotas de origen magmático. Las más claras y
espectaculares corresponden a allanitas (Figura 52), pero la abundancia de este mineral es tal que
se encuentra presente en un alto porcentaje de las muestras analizadas (ver Anexo Descripciones
Petrográficas).
7.2 Muestras analizadas
Al momento de uso de la microsonda electrónica, lamentablemente, solo se había
detectado una única muestra con abundantes epidotas de las cuales se sospechó podían tener un
origen magmático. Cinco cristales individuales fueron analizados. Sus composiciones pueden
verse en la tabla 15, y algunas imágenes de los mismos fueron tomadas directamente desde la
microsonda (Figura 50)
1.1
3.1
1.2
Figura 50 : Imágenes de epidotas
desde microsonda electrónica. Los
números bajo ellas representan la
escala (izquierda) y la magnificación
(derecha). Las muestras corresponden
todas epidotas de FO 0331A.
78
Tabla 19 : Resultados de los análisis realizados con microsonda electrónica a cinco individuos de
las muestra FO-0331A. La última fila muestra la proporción de pistacita (Fe+3/( Fe+3 + Al))
constituyente de cada uno.
En el punto 1.2 se midió en epidotas subhedrales (Figura 50) incluidas en plagioclasa
pensando ciertamente en un origen magmático. De manera contraria se midió en 1.1, 2.1 y 3.1,
para contrastar los resultados, suponiendo estos individuos como alteración de plagioclasa, las
dos primeras, y biotita. En los puntos 4.1 y 5.1 se supusó un origen magmático de las epidotas,
subhedrales a euhedrales incluidas totalmente (4.1) y parcialmente (5.1) en cuarzo incluido y en
contacto, respectivamente, con hornblenda.
MUESTRA FO 0331A Punto 1.1 1.2 2.1 3.1 4.1 5.1 En Plg En Plg En Plg En Bt En Czo En Czo SiO2 38,00 38,46 37,92 37,23 36,68 36,13 Al2O3 25,48 27,23 25,89 26,09 23,78 23,11 FeOt 9,42 7,10 8,00 9,41 13,19 12,10 Fe2O3 10,46 7,88 8,88 10,45 14,64 13,43 MnO 0,54 1,53 0,98 0,98 0,58 0,41 MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 CaO 23,20 21,83 23,29 23,48 24,42 23,65 Na2O 0,02 0,03 0,04 0,00 0,00 0,09 K2O 0,00 0,00 0,03 0,02 0,03 0,02 TiO2 0,08 0,13 0,32 0,35 0,17 0,05 Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Total 97,77 97,09 97,32 98,60 100,29 96,87 Si 2,64 2,66 2,64 2,58 2,54 2,58 Al 2,09 2,22 2,13 2,13 1,94 1,94 Fe3 0,55 0,41 0,47 0,54 0,76 0,72 Mn 0,03 0,09 0,06 0,06 0,03 0,02 Mg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Ca 1,73 1,62 1,74 1,74 1,81 1,81 Na 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Ti 0,00 0,01 0,02 0,02 0,01 0,00 Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Total 7,04 7,02 7,05 7,07 7,10 7,09 Ps % 20,77 15,59 17,95 20,35 28,21 27,06
79
FO 0331A
3.1
4.15.1
1.1
1.2
2.1
1415161718192 02 12 22 32 42 52 62 72 82 93 03 13 23 33 43 53 63 73 8
Epidota Analizada
Ps %
7.3 Conclusión
A partir de los análisis se pudo descartar que las epidotas 1.2 tuvieran un origen
magmático, ya que ellas caen en el campo de las epidotas formadas por alteración de plagioclasa.
Para el caso de 3.1, el resultado fue similar aún cuando esta aparece incluida en biotita26. Para 1.1
y 2.1 se pudo constatar su proveniencia a partir de alteración de plagioclasa.
Para las epidotas 4.1 y 5.1 el resultado fue exactamente el esperado, cayendo ambos
análisis en el campo de las epidotas magmáticas.
De estos resultados es posible concluir que no basta con la rigurosidad de las
observaciones petrográficas para determinar con certeza el origen de la epidota presente en rocas
ígneas.
Figura 51 : Gráfico donde se delimitan los campos de proveniencia de epidotas respecto del
porcentaje molar de pistacita en su composición: azul (<24%), alteración de plagioclasa (Tulloch,
1986); verde (>37), alteración de biotita (Tulloch, 1986); rojo (>25% y <29%), epidota
magmática (Tulloch, 1986); naranja, epidota magmática (rango ampliado por las variaciones en
la fugacidad del oxígeno (Tulloch, 1986; Zen, 1988).
26 La biotita que incluye a la epidota es a su vez una inclusión en plagioclasa.
80
7.4 Discusión
La presencia de epidota magmática se supone como indicador de cristalización de la roca
a profundidades asociadas a presiones superiores a los 8 kbar. Esto ha sido cuestionado y
discutido por largo tiempo. En este trabajo se demostró cuan complejo puede llegar a ser el
determinar con exactitud la proveniencia de la epidota en rocas ígneas.
Las epidotas analizadas mostraron tener orígenes distintos a los esperados luego de la
inspección petrográfica, por lo cual, dichos criterios no son concluyentes.
En las rocas del BSP es muy común encontrar epidotas y muchas de ellas parecen tener
origen magmático (ver anexo Descripciones Petrográficas, por ejemplo: FO-0333A, 31A, 32 y 29
en la Zona Sur y CAN-9918, 9936, 9937, FO-0003, 04, 09, 38, 39, 35, y 72). Aún cuando no a
todas las muestras con epidotas se les hizo termobarometría de Al en hornblenda, ninguno de los
plutones estudiados indicó haber cristalizado a presiones mayores a los 6,5 kbar, incluyendo a
FO-0333A, 32 y a FO-0072 y 03. Esto podría deberse a que todas las muestras de epidotas
magmáticas no cristalizaron en equilibrio con la anfíbola en una etapa tardía o a que las epidotas
magmáticas del BSP cristalizarón a presiones menores a los 6,5 kbar, a profundidades meso-
epizonales.
Figura 52 : Microfotografías de alanitas recrecidas por epidota en muestras FO-0333A
(izquierda) y CAN-9937 (derecha)
81
8 ANEXO 2: RESPECTO DEL GEOTERMÓMETRO DE ANFÍBOLA
PLAGIOCLASA
De todos los geotermómetros utilizados, se basan en la composición de la anfíbola para
estimar la temperatura de su cristalización, cabe señalar que este es el que posee un mayor
sustento termodinámico, pues no se basan en una calibración empírica (como la mayoría de los
geobarómetros de contenido de Al en anfíbola), si no en estudios respecto de la termodinámica
propia de la anfíbolas en equilibrio con plagioclasa.
En su primera formulación, de 1990, el trabajo recibió críticas respecto de su sobre
simplicidad (Poli y Schmidt, 1992) junto con mostrar resultados muy erráticos al tratar de
utilizarse en rocas cuya composición estaba por fuera de las utilizadas en la calibración original
(hasta 400º C en el peor de los casos, aplicado en anfíbolas aluminosas en anfíbolitas de granate).
Los autores, demuestran que tal inesperado comportamiento puede ser atribuido a:
1. Suponer la existencia de idealidad en la mezcla de cationes en sitios cristalográficos de
las anfíbolas.
2. Asumir que la relación entre el sodio en el Sitio-A el aluminio en sitio tetraédrico
observadas en sus muestras (naturales y experimentales) eran permanentes en todo tipo
de anfíbolas.
Aunque los autores discutieron en su trabajo de 1990 sobre la no idealidad de las
reacciones en las anfíbolas, sus análisis avalaban el comportamiento de solución ideal. Esto se
debió a un limitado set de datos los cuales poseían un rango composicional de anfíbolas muy
restringido (dejando fuera, por ejemplo, a anfíbolas ricas en aluminio).
Para su nueva formulación (del año 1994) utilizaron un mucho más amplio set de datos,
incluyendo anfíbolas de muy distintas paragénesis, lo cual les permitió demostrar que existe una
fuerte no idealidad en la mezcla catiónica en las anfíbolas. Con el fin de dar cuenta de la no
idealidad generaron un nuevo formalismo simple que no requiere de asumir variables entrópicas
respecto del acoplamiento relativo de las sustituciones entre los sitios catiónicos.
Vale decir los autores señalan (1990) que los geobarómetros empíricos de Al en
horblenda (Hammarstrom y Zen, 1986; Hollister et al, 1987; Jonson y Rutherford, 1988) solo
pueden trabajar de manera correcta a una temperatura asumida y constante; únicamente si la
82
temperatura de solidus de todas las rocas pudiesen asumirse similares y hubiesen “congelado”
su composición de anfíbolas en el sólidus.
Finalmente cabe aclarar que en este trabajo de termobarometría de aluminio en
hornblenda la primera versión del geotermómetro funcionó de manera casi idéntica a la versión
revisada, debido, probablemente, a que las composiciones de las anfíbolas utilizadas tanto en la
calibración del geotermómetro de 1990 como las registradas en este trabajo fueran similares.
Formulas correspondientes a la calibración del geotermómetro (1994)
Para asociaciones en rocas saturadas en sílice (TA):
Yab = 0 si Xab > 0.5 en otro caso Yab = 12.0 x (1 - Xab)2 – 3.0 [kJ]
Para asociaciones en rocas subsaturadas en sílice (TB):
Yab – an = 3.0 [kJ] si Xab > 0.5 en otro caso Yab – an = 12.0 x (2Xab - 1)2 + 3.0 [kJ]
83
9 ANEXO 3: DESCRIPCIONES MICROPETROGRÁFICAS DE ROCAS DE LA
ZONA NORTE.
84
SE 9807 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isótropa, homogénea.
Cuarzo 38% Anhedral, hasta 1,6 mm. Moda: 0,4 mm.
50% fracturados y casi la totalidad presenta extinción ondulosa.
Plagioclasa 29% Subhedral, hasta 4x3 mm2. Moda: 1 mm. Los cristales mayores a 1 mm presentan zonación múltiple en un 60% de los casos. Tan solo el 30% de los cristales menores a 1 mm presenta zonación simple, el resto no presenta.
Feldespato Potásico 17% Subhedral, hasta 1,5 mm. Moda: 0,8 mm. 80% de los individuos corresponde a microclina.
Biotita 10% 40% Subhedral hasta 2,2 mm. Moda: 1,5 mm. 60% Cristales anhedrales menores a 0,4 mm. Todos presentan alteración a clorita en distintos grados.
Epidota 5% Subhedral a anhedral. Moda: 0,1 mm. Aparecen en cúmulos rodeando a biotitas de tamaño inferior a 1 mm.
Opacos 1% Subhedral, hasta 1,4 mm. Moda: 0,8 mm. Su ocurrencia siempre es en contacto con biotita (magnetitas).
Accesorios Circón, menores a 0,1 mm. Apatito, menores a 0,1 mm.
Observaciones
85
CAN 9918 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isótropa, inhomogénea.
Cuarzo 18% Anhedral, hasta 0,4 mm. Moda: 0,2 mm.
Se presenta en mosaicos de cristalización probablemente tardía, debido a que estos a parecen intersticialmente.
Plagioclasa 34% Subhedral a anhedral, hasta 2 mm. Moda: 1,5 mm. Solo un 20% de los cristales muestran zonación. Dominios cumulados agrupan el 70% de los cristales.
Feldespato Potásico 23% Subhedral a anhedral, hasta 1,5 mm. Moda: 1,0 mm. 70% corresponde a ortoclasa y 30% a microclina (distinguida por su macla de Tartan). El 60% aparece entre los dominios cumulados de plagioclasa en forma subhedral.
Anfíbola 20% Subhedral, hasta 4 mm. Moda: 2 mm. 70% son oikocristales con inclusiones de feldespatos subhedral, cuarzo y magnetitas. El 20% presenta núcleos de piroxenos relictos, viéndose estos alterados a sericita desde un 30% a totalmente
Biotita 5% Subhedral, hasta 3,2 mm. Moda: 2,0 mm. Se encuentra totalmente alterada de manera fibrosa, por clorita, epidota y prenhita.
Accesorios Epidota (Pistacita), aparte de encontrarse como mineral secundario se aprecian cristales subhedrales (al menos tres en el corte) de hasta 0,3 mm como inclusiones en hornblenda. Circón, magnetita.
Observaciones El total de los feldespatos se encuentra alterado en 60% a sericita, llegando esta alteración a obliterar los cristales. Se distinguió entre feldespatos potásicos y plagioclasas por la imagen relicta de la macla de albita en estas últimas. La alteración de clorita, epidota y prenhita, se encuentra concentrada en zonas que atraviesan de forma paralela al corte, posiblemente asociada a fracturas en la roca. La alteración fibrosa en biotitas muestra formas curvas, por lo cual se infiere un grado de deformación en la roca.
86
CAN 9916 MONZODIORITA CUARCIFERA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isótropa, homogénea.
Cuarzo 16% Anhedral, hasta 0,3 mm. Moda: 0,2 mm.
Se aprecian texturas de intercrecimiento con feldespatos (indistinguibles)
Plagioclasa 50% Subhedral, hasta 4 mm. Moda: 0,8 mm. 80% de los cristales se encuentra casi totalmente alterado (80% arcillas, 20% sericita). Se distingue, preferentemente en los cristales mayores anillos de zonación multiple.
Feldespato Potásico 18% Subhedral, hasta 3,5 mm. Moda: 0,6 mm. 90% de los cristales se encuentra casi totalmente alterado (80% sericita, 20% arcillas)
Anfíbola 10% 30% cristales subhedrales, hasta 2mm. Moda: 1,0 mm (60% cloritizados). 70% cristales euhedrales, hasta 0,6 mm. Moda: 0,4 mm (30% cloritizados).
Biotita 5% Subhedral, hasta 3,0 mm. Moda: 2,0 mm. 70% se aprecia en cúmulos de hasta 4x3 mm2 los cuales se encuentran totalmente alterados a clorita.
Opacos 1% Magnetita, subhedral, hasta 1,0 mm. Siempre aparece en los cúmulos de biotitas cloritizados.
Accesorios Pirita, circón, apatito, calcita.
Observaciones La roca presenta alteración pervasiva de feldespatos por sericita y arcillas. También se aprecian los minerales ferromagnesianos alterados de manera importante por clorita (en un grado marginal, por epidota). La presencia de pirita y calcita, podría indicar algún tipo de actividad hidrotermal.
87
CAN 9914 MONZODIORITA CUARCIFERA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isótropa, inhomogénea.
Cuarzo 16% Anhedral, hasta 0,5 mm. Moda: 0,2 mm.
Se encuentra como cristales individuales aislados.
Plagioclasa 50% Subhedral, hasta 3 mm. Moda: 1,0 mm. La mayor parte forma texturas cumuladas de cristales alargados 3:1. La totalidad de los cristales se encuentra alterados hasta en un 60% por: arcillas (60%), epidota (30%) y sericita (10%).
Feldespato Potásico 18% Subhedral, hasta 1,5 mm. Moda: 1,0 mm. Alterado hasta un 60% a: arcillas (50%), sericita (35%), epidota (15%).
Piroxeno 10% Subhedral, hasta 1,0 mm. Moda:0,4 mm. Correponden a ortopiroxenos fracturados. En los bordes de dicha fracturas se aprecian alterados a clorita (70%) y epidota (30%).
Clorita 5% Subhedral, hasta 1,0 mm. Moda: 0,3 mm. Estos cristales podrían corresponder a un reemplazo total de otros minerales no presentes en la roca (Posiblemente biotita).
Titanita 1% Euhedral a subhedral, Moda: 0,3 mm.
Accesorios Anfíbolas euhedrales de 0,3 mm., zircón, apatito, titanomagnetitas (siempre en contacto con titanitas).
Observaciones La mineralogìa de esta roca es poco común en las rocas del BSP (por la presencia de ortopiroxenos y ausencia conjunta de biotitas y casi total de anfíbolas.
88
SE 9806A GRANODIORITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isótropa, homogénea.
Cuarzo 16% Anhedral, hasta 1,0 mm. Moda: 0,4 mm.
Se presenta en mosaico de cristales rellenando el espacio intercristalino entre los demás minerales presentes. El tamaño de grano llega a ser muy fino (<0.05 mm) a menudo junto con biotitas de tamaño similar. Se presenta con extinción ondulosa moderada.
Plagioclasa 50% Subhedral (60%) a anhedral (40%), hasta 6,0 mm. Moda: 1,5 mm. Los cristales mayores a 3,0 mm evidencian un evento de reabsorción en un anillo interno, el cual está sistemáticamente alterado por arcillas (70%), sericita (25%) y epidota (5%).
Feldespato Potásico 18% Anhedral a Subhedral, hasta 9,0 mm. Moda: 1,5 mm. 80% microclina anhedral en cúmulos sin orientación característica. 20% ortoclasa (megacristales subhedrales) con inclusiones de anfíbola anhedral (hasta 0,5 mm) en un 60% de los individuos. También incluyen a zircones y apatitos (hasta 0,2 mm)
Anfíbola 10% Subhedral, hasta 3,0 mm. Moda: 1,2 mm. Fracturados y alterados (hasta un 25%) por clorita (60%) y epidota (40%). Suele presentar inclusiones de biotita subhedral como cúmulos y cristales individuales de hasta 0,2 mm.
Biotita 5% Subhedral, hasta 4,0 mm. Moda: 1,0 mm. Suele aparecer en contacto con anfíbola y escasamente, como cúmulos, en ausencia de esta. 40% de los cristales presenta deformación y se encuentra un 35% alterada por clorita.
Accesorios Circón, apatito, óxidos de Fe-Ti.
Observaciones Los mosaicos de cuarzo y biotita de grano muy fino (<0,05 mm) rellenando gran parte del espacio inetrcristalino, junto con la deformación de biotitas y cuarzo, podrían indicar un proceso de recristalización moderada en la roca.
89
CAN 9919 GRANODIORITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, equigranular, isótropa, inhomogénea.
Cuarzo 16% Anhedral, hasta 0,3 mm. Moda: 0,15 mm.
Plagioclasa 50% Subhedral a anhedral, hasta 0,4 mm. Moda: 0,2 mm.
Se encuentran alterados a arcilla hasta en un 30%.
Feldespato Potásico 18% Subhedral a anhedral, hasta 0,4 mm. Moda: 0,2 mm. 85% corresponde a ortoclasa y el 15% a microclina. Se encuentra alterado hasta un 20% por arcillas.
Anfíbola 10% Anhedral, hasta 0,5 mm. Moda:0,2 mm. Alterada a clorita hasta en un 15%.
Biotita 5% Anbhedral, hasta 0,5 mm. Moda: 0,2 mm. 70% corresponde a oikocristales con inclusiones de cuarzo anhedral y ocasionalmente plagioclasa subhedral.
Piroxeno 1% Subhedral, hasta 0,2 mm. 30% reemplazados parcialmente (30%) por anfíbola; alterados por epidota hasta un 20%.
Opacos Cristales subhedrales menores a 0,2 mm. 80% óxidos de fierro-titanio y 20% pirita.
Accesorios Circón, apatito.
Observaciones Se aprecian microdominios aislados, que representan el 2% de la roca, formados por cúmulos cristalinos de individuos de mayor tamaño. En estos cúmulos el feldespato potásico se encuentra ausente. La mineralogía de los cúmulos corresponde a: plagioclasa subhedral hasta 0,5 mm, cuarzo anhedral hasta 2,8 mm, anfíbola subhedral, hasta 1,2 mm con inclusiones de cuarzo y plagioclasa anhedrales (2:1), biotita subhedral hasta 1,2 mm, piroxeno subhedral hasta 0,8 mm (70% alterado por epidota, 10% por arcilla).
90
CAN 9937 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, seriada, hipidiomórfica.
Cuarzo 26% Anhedral, hasta 1,2 mm. Moda: 0,3 mm.
El 15% corresponde a cristales <0,05 mm. Que circundan a otros minerales de mayor tamaño. Presenta extinción ondulosa moderada.
Plagioclasa 30% Subhedral, hasta 6,0 mm. Moda: 1,5 mm. Presenta abundantes inclusiones de hasta 1,0 mm. de biotita cloritizadas y epidotas secundarias anhedrales de hasta 0,6 mm. Ocasionalmente presenta textura de intercrecimiento con cuarzo y probable láminas de exsolución antipertítica.
Feldespato Potásico 30% Subhedral, hasta 7,0 mm. Moda: 1,0 mm. 70% corresponde microclina con exsolución pertítica en 60% de los cristales. La ortoclasa de tamaño menor a 0,5 mm. posee, en un 40% de los cristales, un total intercrecimiento con cuarzo, el cuál solo se aprecia en bordes del 15% de los cristales mayores a 1,0 mm. Posee inclusiones de biotita cloritizadas (hasta 0,2 mm.) y epidotas.
Biotita 10% Anhedral, hasta 1,5 mm. Moda 0,3 mm. Aparece como inclusión en feldespatos (5%), como cristales diseminados (30%), en cúmulos (50%) y como cristales menores a 0,05 mm. (15%) 60% alterada por clorita y epidota (en proporción 2:1)
Epidota 4% Subhedral a anhedral, hasta 0,45 mm. Moda: 0,3 mm. 20% corresponden a allanitas las cuales presentan recrecimiento por epidotas de otro tipo.
Accesorios Circón, titanita y piroxeno.
Observaciones Cristales, que no superan los 0,05 mm., de cuarzo y biotita (90% cloritizada), anhedrales, rodean junto a micas blancas y epidotas, a cristales de mayor tamaño. La presencia de abundantes epidotas magmáticas (principalmente alanita) contrasta con la ausencia total de anfíbola.
91
CAN 9936 MONZODIORITA CUARCIFERA Textura Holocristalina, seriada, hipidiomórfica, anisótropa, inhomogénea.
Cuarzo 10% Anhedral, hasta 2,0 mm. Moda: 1,0 mm.
70% correponde a oikocristales que incluyen a todas las demás fases presentes. El 30% restante aparece en el espacio interno de los feldespatos con textura esqueletal y rellenando intersticios entre cúmulos de plagioclasa.
Plagioclasa 51% Anhedral a subhedral, hasta 3,5 mm. Moda: 0,6 mm. 80% de los cristales mayores a 1,0 mm. presentan “zonación a parches “ o esqueletal y bordes muy irregulares. Esta textura también se encuentra en el 60% de los cristales menores a 1,0 mm. aún cuando estos son mayormente subhedrales. El 10% con biotita y anfíbola anhedrales en su interior. 70% de los cristales menores a 1,0 mm. se encuentran orientados. 10% se ven alterados (90%) por arcillas y mica blanca (en proporción 2:1).
Feldespato Potásico 24% Subhedral a anhedral, hasta 3,5 mm. Mda: 0,8 mm. 65% corresponde a microclina y el 35% a ortoclasa. Textura esqueletal en el 80% de los cristales. Oikocristales (5%) don inclusiones de biotita y anfíbola subhedrales de hasta 0,6 mm. 30% de los cristales presentan láminas de exsolución pertítica. 15% se ven alterados (90%) por arcillas y mica blanca (en proporción 2:1).
Biotita 10% Subhedral a anhedral, hasta 1,6 mm. Moda 0,5 mm. El 60% son oikocristales con inclusiones de todas las demás fases presentes (incluyendo anfíbolas subhedrales de hasta 0,5 mm.) El 90% se encuentra alterado a micas blancas y clorita (en proporción 2:1).
Anfíbola 5% Subhedral, hasta 1,0 mm. Moda: 0,6 mm. Se aprecian núcleos piroxénicos relictos en el 40% de los cristales. 70% alterados a clorita. Se aprecia crecimiento conjunto con biotita y el 60% presenta inclusiones de hasta 0,1 mm. de cuarzo y feldespatos.
Biotita 10% Subhedral a anhedral, hasta 1,6 mm. Moda: 0,5 mm. 60% son oikocristales con inclusiones de todas las demás fases presentes, incluidas horblendas subhedrales de hasta 0,5 mm. La alteración por clorita y micas blancas (en proporción 1:2) ocurre en el 90% de los individuos.
Accesorios Epidota ehuedral (espécimen único de alanita), magnetita.
92
CAN 9936 MONZODIORITA CUARCIFERA Observaciones
Los feldespatos muestran haber pasado por distintas fases de equilibrio (textura esqueletal, bordes irregulares producto de reabsorción). El feldespato potásico presenta inclusiones mientras que en la plagioclasa el espacio interno generado por su reequilibrio es aprovechado por otros minerales. Se aprecian (menor al 10%) núcleos piroxénicos en las anfíbolas.
93
MD 9808 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, seriada, hipidiomórfica, isótropa, inhomogénea.
Cuarzo 28% Anhedral a subhedral, hasta 6,0 mm. Moda: 0,6 mm.
Existen zonas donde todos los individuos superan los 3,0 mm. junto a feldespatos potásicos del mismo orden de tamaño. En estos es posible apreciar inclusiones de epidota subhedrales menores a 0,1 mm. (4 individuos)
Plagioclasa 38% 50% subhedral, hasta 4,5 mm 50% anhedral, hasta 3,5 mm. Moda: 0,7 mm. 30% de los cristales presenta zonación en anillos con bordes difusos e irregulares. Algunos de ellos se encuentran comletamente reemplazados por 50% mica blanca (sericita), 40% arcilla y 10% epidota anhedral. 20% de los cristales presenta zonación a parches. 10% incluye cristales de biotita subhedrales menores a 3,0 mm. 90% cloritizadas. 10% muestra bordes de intercrecimiento con cuarzo.
Feldespato Potásico 24% Subhedral hasta 7,5 mm. Moda: 0,4 mm. Corresponde exclusivamente a ortoclasa. Se presenta en similar condicón a la plagioclasa (en cuanto a porcentajes y minerales de alteración). 10% presenta bordes de intercrecimiento con cuarzo, ocurriendo este en la zona de grandes cristales.
Biotita 7% Anhedral, hasta 1,8 mm. Moda: 0,4 mm. Se encuentra diseminada homogeneamente en el corte, excepto en las zonas de grandes cristales de cuarzo y feldespato. Esta alterada por clorita en intesidad variable entre 20% y 90%.
Anfíbola 3% Anhedral a subhedral, hasta 1,2 mm. Moda: 0,6 mm. Aparece siempre acompañada de biotitas (generalmente de menor tamaño) conformando cúmulos de cristales. Los individuos presentan un pleocroismo muy fuerte entere verde amariillento a verde oscuro.
Accesorios Epidota, óxidos de fierro (magnetita y hematita), circón.
Observaciones La existencia de zonas con grandes cristales de feldespatos que presentan zonaciones complejas indica que la roca pasó por distintas etapas de equilibrio. La etapa de mayor nucleación (probablemente, la final) incluye a los minerales máficos.
94
CAN 9931 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, seriada, hipidiomórfica, inhomogenea, isótropa.
Cuarzo 40% Anhedral hasta 2,0 mm. Moda: 1,0 mm.
Los cristales presentan abundantes fracturas y extinción ondulosa moderada.
Plagioclasa 29% Subhedral hasta 4,0 mm. Moda 1,0 mm. El 70 de los cristales presentan zonación múltiple y bordes irregulares producto de reabsorción. Es posible apreciar muy escasas y pequeñas (menores a 0,5 mm.) inclusiones de biotita.
Feldespato Potásico 20% Subhedral hasta 2,0 mm. Moda: 0,5 mm. 10% presenta láminas de exsolución pertítica y el 30% está argilizado.
Biotita 5% Anhedral a subhedral hasta 1,6 mm. Moda: 0,7 mm. Aparece diseminada por toda la muesta, estando alterada por clorita en un 60% de los casos (hasta un 60%). Aparece como única inclusión en plagioclasa.
Anfíbola 3% Subhedral hasta 1,2 mm. Moda: 0,6 mm. Aunque más escasa que esta, suele ocurrir junto a biotita. El 40% delos cristales se aprecia alterado por clorita entre 10% y 60%.
Opacos
3% Magnetita.
Accesorios Apatito, circón, titanita y espinela
Observaciones La roca presenta encláves macroscópicos centimétricos, holocristalinos, equigranulares, alotromórficos. Están constituidos por: 60% plagioclasa anhedral hasta 0,6 mm. de moda 0,3 mm. 12% piroxenos hasta 0,4 mm. de moda 0,2 mm. 10% biotita anhedral hasta 0,5 mm. de moda 0,3 mm. 10% anfíbola subhedral hasta 0,5 mm de moda 0,3 mm. 8% minerlaes opacos (magnetita e titanomagnetita) Ausencia total de feldespato potásico. El enclave se ve afectado por un fuerte proceso de uralitización. Se aprecia un mayor nivel de alteración en elos minerales que rodean al enclave. .
95
FO 0013 GRANODIORITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isótropa, homogenea.
Cuarzo 40% Anhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,8 mm.
Se presenta moderadamente fracturado. Excepcionalmente es posible apreciar inclusiones de biotita (<0,8 mm.), hornblenda (<0,6 mm.), feldespato (<0,2 mm.) y epidota (<0,05 mm).
Plagioclasa 28% Subhedral hasta 6,0 mm. Moda: 1,8 mm. Todos los individuos presentan zonación múltiple con varios (hasta cinco) episodios de reequilibrio, evidenciado por bordes de anillos reabsorbidos. 40% son oikocristales que incluyen a otras plagioclasas subhedrales (hasta 1,0 mm.), hornblendas subhedrales (hasta 1,6 mm.) y cuarzo anhedral de hasta 1,0 mm. La alteración, sobre un 40% de los cristales, es por 35% mica blanca, 25% arcillas (pricipalmente en sus núcleos), 15% epidota, 15% clorita y 10% de calcita.
Feldespato Potásico 12% Anhedral hasta 2,2 mm. moda 2,0 mm. Corresponde a cristales de microclina 70% de los cuales presenta láminas de exsolución pertítica. 10% presenta inclusiones de biotita subhedral hasta 0,8 mm. La alteración presente en un 60% de los cristales está formada principalmente por arcillas (50%), calcita (30%) micas blancas (10%) y epidota (10%)
Biotita 10% Subhedral hasta 4,0 mm. Moda 1,0 mm. 50% presenta inclusiones (60% feldespatos hasta 1,0 mm., 15% cuarzo, 10% hornblenda y 5% minerales opacos). El 80% de los individuos se encuentra alterado entre un 405 y 90% por epidota, clorita y calcita.
Anfíbola 5% Subhedral hasta 1,2 mm. Moda 1,0 mm. 90% se encuentra alterado entre un 70% y totalmente por epidota, clorita y calcita.
Epidota
5% Epidota aparece como mineral de alteración generalizado en toda la muestra. La epidota recrece y reemplaza los bordes de allanitas. Se aprecian dos individuos de piedmontita (< 0,05 mm).
Accesorios Circón, apatito, óxidos de fierro y titanio.
Observaciones Las epidotas incluidas en el cuarzo son anhedrales, lo que se sugiere la posibilidad de que no tengan un origen magmático.
96
FO 0009 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, homogénea, isótropa.
Cuarzo 38% Primario (80%) : Cristales hasta 12,0 mm. subhedrales. Moda: 2,0 mm.
Bordes nítidos con feldesptos, textura granofírica en 5% de los cristales. Presenta extinsión ondulosa fuerte. Secundario (20%) : Cristales hasta 2,0 mm anhedrales. Moda 0,1 mm. Diseminado en mosaico en los espacios intercristalinos y fracturas homogeneamente distribuidos en la muestra.
Plagioclasa 21% Subhedral hasta 1,8 mm. Moda 1,0 mm. Cristales muy alterados entre 40% y 80% por micas blancas y hasta 15% por arcilla. Dos individuos presentan patchy zonation de plagioclasa.
Feldespato Potásico 36% Subhedral hasta 18,0 mm. Moda 1,2 mm. Los megacristales aparecen maclados según la macla de Carsbal, casi completamente euhedrales, con algunos y escasos bordes corroidos, donde se aprecia cuarzo recristalizado. Presentan inclusiones de plagioclasa y feldespato potásico subhedrales de hasta 2,0 mm. y curao anhedral de hasta 1,0 mm. La totalidad de los cristales presenta láminas de exsolución petítica muy abundantes (hasta 40% del volúmen). Es común apreciar texturas de intercrecimiento con cuarzo en 10% de los cristales. Alterado hasta un 20% por arcilla y 5% por micas blancas.
Biotita 5% Cristales subhedrales hasta 1,0 mm. Se presenta esencialmente en cúmulos y está 90% alterada (60% epidota y 40% clorita). Algunos de estos cúmulos aparecen dentro de cristales mayores. Se interpreta este tipo de cristal como producto de una segunda generación de biotita en estado sólido. 40% de los cristales se encuentra deformado.
Opacos Hematita diseminada y amorfa en cúmulos de biotita. Cuando la biotita aparece deformada la hematita toma formas alargadas.
Accesorios Allanita, euhedrales y titanita subhedral.
Observaciones Roca fuertemente alterada (arcillas, epidota, micas blancas, prenhita), moderadamente deformada (biotita, hematita y cuarzo) y afectada por metamorfismo trmal (recristalización de biotita y cuarzo). Se aprecian venas en toda la muestra compuestas por: micas 55%, prenhita 20%, epidota 10%, calcita 10% y clorita 5%.
97
FO 0023 GRANODIORITA Textura Holocristalina, seriada, hipidomórfica, isótropa, homogenea.
Cuarzo 20% Anhedral hasta 1,5 mm. Moda: 0,8 mm.
Critalización tardía rellenando intersticios. Los únicos individuos subhedrales corresponden a inclusiones en hornblenda y biotita.
Plagioclasa 51% Subhedral hasta 2,5 mm. Moda: 1,0 mm. (1 individuo de tamaño 6,0 mm.) Su abundancia hace que este en contacto con otros cristales de plagioclasa pero no forma dominios exclusivos. El 80% presenta anillos de zonación múltiple e irregulares (los de mayor tamaño poseen inclusiones de biotitas subhedrales epidotizadas en anillos específicos). El 20% presenta inclusiones de plagioclasa, feldespato potásico, hornblenda y biotita (hasta 0,7 mm. subhedrales). Alterada en un 10% por arcillas y 5% por mica blanca.
Feldespato Potásico 8% Anhedral hasta 2,0 mm. Moda: 1,0 mm. Los cristales de mayor tamaño presentan inclusiones de plagioclasa y cuarzo de bordes irregulares (posiblemente reabsorbidos), biotita anhedral hasta 3,0 mm.
Biotita 12% Subhedral hasta 2,0 mm. Moda 1,0 mm. Generalmente se presenta junto a hornblendas y presenta inclusiones de minerales opacos y cuarzo. La alteración se encuenra presente en un 60% de los cristales y está compuesta por clorita y epidota entre un 20% y 80%.
Anfíbola 8% Subhedral hasta 1,8 mm. Moda: 0,8 mm. Oikocristales con inclusiones de minerales opacos abundantes. Titanita subhedral (hasta 0,7 mm.) siempre en contacto con ella. Se aprecian dos individuos con núcleos piroxénicos relictos.
Opacos 1% Öxidos de Fe-Ti.
Accesorios Titanita, circón, piroxeno.
98
FO 0024 TONALITA Textura Holocristalina, alotromórfica, seriada, anisótropa, inhomogénea.
Cuarzo 20% Anhedral hasta 1,4 mm. Moda: 0,6 mm.
Homogéneamente distribuido en la muestra. El 40% presenta inclusiones de plagioclasa subhedral (60%), biotita (20%) y hornblenda (20%) ambas subhedrales.
Plagioclasa 55% 15% entre 2,0 y 6,0 mm. Anhedral a subhedral. Presenta patrones de cristalización complejos y bordes reabsorbidos. El 30% se aprecia maclado (además de la macla de albita, casi siempre presente) según la macla de Carsbald. 70% presenta inclusiones <0,1mm. de piroxenos (60%), biotita (20%) y hornblenda (20%) 85% hasta 2,0mm. subhedrales. Presentan patrones de cristalización más simples que los anteriores. Suelen formar pequeños dominios orientados (ortocumulados) no exclusivos, apreciándose biotitas con sus ejes mayores orientados en igual sentido que las plagioclasas. Estos dominios no se aprecian alineados entre si.
Feldespato Potásico 4% Anhedral hasta 0,6 mm. Moda 0,4 mm. De carácter subordinado en la muestra..
Biotita 12% Anhedral a subhedral hasta 1,6 mm. Moda: 0,8 mm. Se aprecia en cúmulos (cristales subhedrales) y cristales aislados. Aparece de manera intersticial y alineada en dominios de plagioclasa. Oikocristales (15%) con inclusiones plagioclasa y cuarzo subhedrales. Alterada por clorita (hasta 60%) y << epidota.
Anfíbola 10% Subhedral a anhedral hasta 2,0 mm. Moda: 1,0 mm. Oikocristales con abundantes inclusiones de plagioclasa (70%) y cuarzo (30%). La alteración no supera el 10% de los cristales y esta compuesta por clorita (85%) y epidota (15%).
Opacos Titanomagnetita.
Accesorios Circón ~0,01 mm., titanita.
99
FO 0004 SIENOGRANITO Textura Holocristalina, alotromórfica, isotropa, inhomogenea.
Cuarzo 27% Anhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,5 mm.
Grandes cristales anhedrales formando texturas de intercrecimiento con feldespato potásico. Muestra extinción ondulosa de mediana intensidad. Se aprecian también cristales pequeños (~0,1 mm.) en venas inter e intracristalinas, a veces acompañado por biotita subhedral del mismo tamaño.
Plagioclasa 9% Anhedral a subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,2 mm. Los cristales mayores presentan bordes reabsorbidos y relictos de zonación oscilatoria intensa. En general los bordes intercrecen con cuarzo teniendo contactos muy irregulares, formando ocasionalmente myrmekitas. Presenta escasas (1%) inclusiones de biotitas <0,05 mm. Se encuentra argilizada hasta un 20%.
Feldespato Potásico 54% Anhedral hasta 6,0 mm. Moda: 2,0 mm. La totalidad de los cristales presenta texturas de exsolución pertítica (60%) y mesopertítica (40%). Se aprecian texturas de intercrecimiento granofírico (cuarzo dominante). Maclado de Carsblad presente en 5% de los individuos.
Biotita 10% Subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 0,2 mm. Aparecen en cúmulos de hasta 4,0 x 2,0 mm. Se aprecian también recreciendo bordes muy irregulares de feldespatos.
Accesorios Allanita con recrecimiento de epidota.
Obesrvaciones Es característico de esta roca el grano grueso de los minerales primarios (cuarzo y feldespatos) y su escaso desarrollo de caras propias. También lo son las texturas de intercrecimiento y exsolución, así como las venillas intracristalinas de cuarzo-biotita, el crecimiento de biotita en bordes de feldespato y la extinsión ondulosa del cuarzo. Estas características podrían ser evidencias de un calentamiento y deformación débil. Otra cualidad particular de esta muestra es la ausencia total de hornblendas.
100
FO 0003 GRANODIORITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, in homogénea, isótropa.
Cuarzo 17% Anhedral hasta 1,5 mm. Moda: 0,6 mm.
Los individuos de mayor tamaño aparecen sin inclusiones y presentan extinción ondulosa de moderada a fuerte, en forma de cuadrículas.
Plagioclasa 59% 60% subhedral hasta 2,2 mm. Moda: 1,5 mm. Presentan patrones complejos de cristalización (zonación múltiple, a parches, maclado Albita-Carsbald) y conforman dominios adcumulados (sin orientación preferencial de los cristales). El 10% de los cristales presentan argilización y sauritización. 40% anhedral a subhedral hasta 1,0 mm. Moda 0,6 mm. Aparecen distribuidos por toda la muestra y escasamente en los dominios adcumulados de los cristales mayores (donde tienden a ser más subhedrales). Como inclusiones en hornblendas y grandes feldespatos potásicos son siempre anhedrales y de bordes redondeados.
Feldespato Potásico 8% Anhedral a subhedral hasta 1,6 mm. Moda: 0,6 mm. Los cristales anhedrales >1,2 mm. (10% del total) son oikocristales con inclusiones anhedrales de plagioclasa (80%) y cuarzo (20%) muy redondeadas. Los cristales menores son en su mayoría inclusiones en hornblendas presentando también bordes muy redondeados.
Biotita 10% Anhedral a subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,0 mm. El 80% de los cristales son anhedrales y posiblemente de cristalización tardía pues aparecen como parches rellenando intersticios y escasamente como oikocristales. Afectada por cloritización entre un 10% y 60%.
Anfíbola 5% Subhedral a anhedral hasta 4,0 mm. Moda 2,0 mm. 90% corresponde a oikocristales con inclusiones de plagioclasa (60%) cuarzo (25%) y feldespato potásico (15%), muy redondeados. Cloritizadas hasta un 50%.
Opacos 1% 10% pirita y 90% óxidos de Fe-Ti.
Accesorios Circón, apatito, titanita, epidota
Observaciones Presencia de epidota euhedral hasta 0,2 mm. como inclusión en plagioclasa perteneciente a los dominios adcumulados. (4 ejemplares).
101
FO 0038 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, alotromórfica, seriada, heterogénea, anisótropa.
Cuarzo 43% Anhedral hasta 2,5 mm. Moda: 0,8 mm.
Se presenta en todos los tamaños, formando cúmulos de grandes y pequeños (hasta 0,2 mm) cristales. La muestra se ve atravesada por vetillas de cristales en mosaico, las cuales alojan minerales opacos (<0,2 mm)
Plagioclasa 19% Subhedral hasta 1,2 mm. Moda 1,0 mm. Aparece en cúmulos equigranulares de hasta 5 individuos. Presenta seritización débil.
Feldespato Potásico 33% Anhedral hasta 2,5 mm. Moda: 0,6 mm. Homogéneamente distribuido en la muestra se presenta argilizado y sericitizado (hasta un 30%). Presenta abundantes inclusiones de biotita (85% < 0,1 mm, alteradas en 90% a epidota y 15% < 0,3 mm totalmente alterada a clorita). Muy escasa ocurrencias de prenhita.
Biotita 5% Subhedral a euhedral hasta 0,8 mm. Moda: 0,2 mm. Se presenta en cúmulos de hasta 8,0 mm2. entre ellos y sus vecindades se concentra un mayor número de minerales opacos (hasta 0,5 mm) Clorita (75%) y epidota (25%) alteran el 50% de los cristales.
Accesorios Allanita en cúmulo de biotita (zonada), ox Fe-Ti.
Observaciones Muestra muy similar a FO 0004.
102
FO 0039 GRANODIORITA Textura Holocristalina, alotromórfica, seriada, homogénea, isótropa.
Cuarzo 18% Anhedral hasta 1,6 mm. Moda: 1,0 mm.
Plagioclasa 44% Anhedral a subhedral hasta 2,4 mm. Moda: 1,0 mm.
80% de los cristales mayores a 1,5 mm están maclados según albita-Carsbald y presentan zonación continua (muy escasos anillos muestran reabsorción). 30% de sus núcleos se ven fuertemente alterados por mica blanca (sericita) Los más pequeños son mayormente anhedrales sin zonación abundante. Presentan inclusiones de óxidos de Fe-Ti subhedrales.
Feldespato Potásico 11% Anhedral hasta 1,2 mm. Moda: 0,8 mm. Se ven muy poco afectados por alteración
Biotita 12% Anhedral hasta 1,5 mm. Moda: 1,3 mm. El 15% de los individuos poseen escasas inclusiones de feldespatos y cuarzo en proporción similar a la constitución de la muestra. 40% alterada por epidota y 20% por clorita.
Anfíbola 8% Anhedral hasta 2,0 mm. Moda 0,5 mm. 40% de los individuos poseen abundantes inclusiones de feldespatos y cuarzo en proporción similar a la constitución de la muestra, junto con minerales opacos. 30% de los cristales están maclados. Se aprecia cloritizada hasta un 40%.
Opacos 5% Anhedral hasta 0,6 mm. Moda: 0,3 mm. Óxidos de Fe-Ti.
Epidota 2% Subhedral a anhedral hasta 0,2 mm. Moda: 0,1 mm. Subhedral con inclusiones de plagioclasa y anhedral adosada a biotita y opacos (opacos también como inclusiones). También rellenando intersticios.
Accesorios Circón, rutilo, apatito.
103
FO 0035 SIENOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, homogénea, isótropa, grano grueso.
Cuarzo 47% Anhedral a subhedral hasta 4,5 mm. Moda: 1,5 mm.
Los cristales mayores a 1,0 mm se presentan aislados con incipientes texturas gráficas en un 60% de los casos. 10% son oikocristales con inclusiones de biotita subhedral de hasta 0,4 mm. Los cristales de tamaño inferior a 1,0 mm. forman mosaicos en los espacios intercristalinos preferentemente rodeando a feldespato potásico.
Plagioclasa 9% Anhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,0 mm. Los bordes de contacto con feldespato potásico son muy irregulares y levemente irregulares al estar en contacto con cuarzo. Ocasionalmente ocurre como inclusiones anhedrales (con textura esqueletal) en feldespato potásico. Esta alterada por arcilla (70%) y mica blanca (30%)
Feldespato Potásico 30% Subhedral a anhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,2 mm. La totalidad de los cristales presentan láminas de exsolución pertítica. Inclusiones anhedrales de cuarzo, plagioclasa y ocasionalmente biotita en no más del 5% de los cristales. El 40% está maclado según macal de carsbald y el 70% está alterado a minerales de arcilla. Cristales de cuarzo anhedral, menores a 0,1 mm, rodean al 60% de los cristales. En tales casos el contacto es difuso.
Biotita 4% Subhedral hasta 1,0 mm. Moda: 0,4 mm. Alterada por clorita entre un 60% hasta totalmente y epidota hasta un 20%.
Accesorios Allanita, circón.
Observaciones Destaca de esta muestra la ausencia tanto de hornblendas como de minerales opacos y el gran tamaño de los cristales. Similar a los casos de FO 0004 y FO 0038. Existe un crecimiento particular de clorita sobre prenhita que junto con epidota y albitización se asocian a una facie de metamórfismo de esquisto verde.
104
FO 0094 TONALITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, equigranular, inhomogénea, isótropa.
Cuarzo 29% Anhedral hasta 4,5 mm. Moda 1,8 mm.
Presenta extinción ondulosa muy fuerte con fracturas perpendiculares a las zonas de extinción. Aparece como inclusiones redondeadas (anhedrales) de hasta 0, 6 mm. en biotita y hornblenda. También en minerales opacos (hasta 0,3 mm.) Escasamente como oikocristal alojando plagioclasa subhedral de hasta 0,6 mm.
Plagioclasa 62% Subhedral hasta 4,0 mm. Moda 1,4 mm. Los cristales mayores presentan complejas zonaciones a parches sobreimpuesta a una zonación oscilatoria compleja. Esta característica disminuye hasta no aparecer en los cristales más pequeños. Suele formar dominios adcumulados con escaso cuarzo intersticial. La alteración presente en casi todos los cristales alcanza hasta un 40% de su volumen compuesta por 70% mica blanca y 30% arcillas.
Feldespato Potásico 5% Anhedral hasta 1,0 mm. Moda 0,8 mm. Muy escasos cristales junto a cuarzo y plagioclasa. Raramente se aprecia como inclusión en hornblenda.
Biotita 10% Subhedral hasta 4,0 x 4,0 mm2. Moda 2, 0 mm. Se aprecia en grandes cristale sy cúmulos de ellos. El 80% son oikocristales con inclusiones de plagioclasa (60%), cuarzo (30%), feldespato potásico (5%) y minerales opacos (5%, los cuales a suvez presentan inclusiones cuarzo). Está alterada a clorita entre un 40% y un 80% y presenta una extinción pseudo ondulosa relativa al desarrollo de pliegues tipo kink-band (formando 45º con las fracturas en el cuarzo)
Anfíbola 5% Subhedral hasta 2,5 mm. Moda: 1,3 mm. La totalidad corresponde a oikocristales con inclusiones de plagioclasa (60%), cuarzo (20%) y biotita (10%) subhedrales de hasta 1,0 mm. Las inclusiones de plagioclasa están alteradas a sericita hasta un 70%. La alteración corresponde a epidota (hasta 35%) y clorita subordinada.
Accesorios Rutilo, titanita, óxidos de Fe-Ti, circón.
105
FO 00104A MONZOGRANITO Textura Holocristalina, alotromórfica, porfírica, isótropa, homogénea.
FENOCRISTALES Cuarzo
10%
42%
Anhedral hasta 2,0 mm. Moda: 1,4 mm. Los bordes de los cristales (similarmente a feldespatos) son muy irregulares cuando el contacto es con la masa fundamental. Suelen presentar inclusiones de microclima subhedral de hasta 0,4 mm. Está afectado por extinción ondulosa fuerte.
Plagioclasa 24% Subhedral a anhedral hasta 1,4mm. Moda: 1,0 mm. Presenta zonación en anillos y una a parches sobre impuesta (textura esqueletal). Aparecen conformando cúmulos con feldespato alcalino (20% plagioclasa) con contactos mucho más nítidos que aquellos respecto d ela masa fundamental. Está alterada por sericita hasta un 40%.
Feldespato Potásico 29% Subhedral a anhedral hasta 2,0 mm. Moda 1,0 mm. El 80% corresponde a microclina con láminas de exolución pertítica a mesopértítica. Maclado según Carsbald en 50% de los casos. En los cúmulos con plagioclasa (80% feldespato potásico) los contactos son mucho más nítidos que con la masa fundamental. También se aprcian fenocristales aislados. Ocasionalmente se presenta como oikocristales con inclusiones subhedrales de biotita (50%), plagiocalsa (25%) y feldespato potásico (25%) de hasta 0,3 mm.
Biotita 5% Anhedral a subhedral hasta 1,2 mm. Moda 0,6 mm. Se encuentra alterada a epidota hasta un 60%.
MASA FUNDAMENTAL 90% Todos los cristales anhedrales, equigranular hasta 0,2 mm. Moda 0,1 mm. Cuarzo
70%
Palgiocalasa 10%
Feldespato Potásico
15%
Biotita 5%
OBSERVACIONES Este tipo de textura porfírica representa una recristalización fuerte en la roca. Precisamente esta muestra fue toda de una zona de contacto entre unidades plutónicas.
106
FO 0072 TONALITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isotrópica, homogénea.
Cuarzo 16%
Anhedral a subhedral hasta 5,0 mm. Moda: 1,0 mm. Los grandes cristales anhedrales aparecen en contacto con todos los demás minerales presentes en la roca. A veces incluyen a otros cristales de cuarzo en discontinuidad óptica. Todos los cristales presentan extinción ondulosa, a cuadrículas, muy fuerte.
Plagioclasa 62%
Subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,0 mm. La totalidad de los cristales presenta patrones de cristalización complejos, con zonación concéntrica discontinua y a parches, siendo esta última más intensa en los cristales de tamaño inferior a 1,0 mm. La alteración afecta al 60% de los cristales mayores a 1,0 mm. Está compuesta por arcillas (60%), micas fengíticas o sericita (30%) y sauritización (10%). El 60% de ellos presenta inclusiones de hornblenda (60%), biotita (30%) y minerales opacos (10%). Las inclusiones máficas están alteradas a epidota (70%) y clorita (30%)
Feldespato Potásico 4% Subhedral hasta 0,5 mm. Moda: 0,3 mm.
Biotita 5%
Subhedral hasta 3,2 mm. Moda: 0,8 mm. 75% de los cristales aparecen en contacto con hornblenda, el resto son cristales intersticiales totalmente anhedrales y occionalmente ocurre como inclusión en plagioclasa. Está 70% alterada a epidota y 30% a clorita, alcanzando el reemplazo casi total de los cristales.
Anfíbola 10% Subhedral hasta 3,0 mm. Moda 1,0 mm. Casi la totalidad son oikocristales con inclusiones de cuarzo (45%), plagioclasa (35%), biotita (10%) y opacos (10%). La alteración afecta hasta el 40% de los cristales (70% a clorita y 30% epidota).
Epidota 2% Anhedral a subhedral hasta 0,5 mm. Moda: 0,3 mm Cristales intersticiales, de bordes muy nítidos, entre plagioclasa y hornblenda. Un cristal subhedral como inclusión en hornblenda y cristales masivos en bordes de biotita.
Opacos 1% Pirita rodeada de hematina y titanomagnetita.
Accesorios Titanita, rutilo, circón.
107
FO 0088 GRANODIORITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, porfírica, isótropa, homogénea.
FENOCRISTALES Cuarzo
20%
60%
Anhedral hasta 8,0 mm. Moda: 3,0 mm. Los contactos con la masa fundamental son en un 70% muy irregulares, al contrario de lo que ocurre con los fenocristales. Presenta extinción ondulosa fuerte.
Plagioclasa 40% Subhedral a anhedral hasta 6,0 mm. Moda 2,5 mm. Se distinguen al menos 4 etapas de reequilibrio por la discontinuidad de la zonación concéntrica (bordes irregulares) y el 10% presenta zonación a parches. Inclusiones muy escasas de cuarzo anhedral, máficos totalmente reemplazados por epidota y minerales opacos. La alteración es variada, afecta entre un 10% y el 90% de los cristales, atacando indistintamente núcleo, anillos específicos o todo el cristal. Se compone por sericita y epidota. Es posible encontrar bordes de intercrecimiento con cuarzo.
MASA FUNDAMENTAL 80% Cuarzo
30%
Anhedral. Moda: 0,6 mm.
Palgioclasa 40%
Subhedral. Moda: 0,6 mm. 40% con zonación compleja y 20% presenta bordes de intercrecidos con cuarzo.
Feldespato Potásico
20% Microclima anhedral a subhedral. Moda 0,4 mm. 80% con maclado de tartan y 40% con exsolución pertítica.
Biotita 8% Anhedral a subhedral hasta 0,5 mm. Moda 0,3 mm. Intersticial y en cúmulos. Alterada hasta un 30% por clorita.
Anfíbola 1% Subhedrales de moda 0,4 mm.
Opacos 1% Subhedrales de moda 0,2 mm.
Accesorios Epidota intersticial.
108
FO 0087 MONZODIORITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isotrópica, homogénea.
Plagioclasa 65% Subhedral hasta 4,0 mm. Moda 1,0 mm.
Los individuos casi no presentan zonación, excepto en los cristales subhedrales mayores a 1,5 mm. que presentan (60%) zonación a parches. El 40% de los casos tienen maclado compuesto de albita-carsbald. La alteración presente corresponde a sauritización (70%) y a clorita en fracturas (30%). Ocasionalmente ocurre como oikocristales con inclusiones de hornblendas y opacos.
Feldespato Potásico 11% Subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,0 mm. El 70% de los individuos esta maclado según macla de carsbald. Se presenta en situación muy similar a plagioclasa.
Anfíbola 25% Anhedral subhedral hasta 4,0 mm. Moda: 2,0 mm. El total de los cristales son oikocristales con inclusiones de plagioclasa (50%), feldespato potásico (30%) y minerales opacos (20%). Los colores de los cristales son muy pálidos tanto a nícoles cruzados como paralelos.
Opacos 5% Anhedral. Moda 0,5 mm. Siempre junto a hornblendas o como inclusiones en ella y en feldespatos potásicos. Suele estar rodeado por cristales de epidota
Epidota 5% Anhedral a subhedral hasta 0,3 mm. Rellenando intersticios y en fracturas de minerales. También formando finos bordes alrededor de minerales opacos. Es un mineral de alteración.
Clorita Aparece en fracturas de minerales.
109
10 ANEXO 4: DESCRIPCIONES MICROPETROGRÁFICAS DE ROCAS DE LA
ZONA SUR
110
FO 0326 TONALITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, isótropa, heterogénea.
Cuarzo 23% Anhedral a subhedral hasta 3,5 mm.Moda 1,2 mm.
Oikocristales mayores a 3,0 mm. suelen incluir plagioclasa (90%) y biotita (10%). Presenta fracturas y extinción ondulosa media a fuerte.
Plagioclasa 63% Subhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,0 mm. Los cristales presentan zonación compleja, oscilatoria, y los cristales mayores a 2,0 mm también con zonación a parches. Suele presentarse formando textura adcumulada. Los cristales se ven afectados por alteración (entre un 5 % y 20%) en anillos específicos y a lo largo de fracturas (60% de los cristales se encuentra fracturado). Aparece también como inclusión en biotita, hornblenda y cuarzo.
Feldespato Potásico 4% Subhedral hasta 1,5 mm. Moda 0,6 mm. Suele aparecer en márgenes de cúmulos de plagioclasa.
Anfíbola 4% Subhedral hasta 3,0 mm. Moda 0,6 mm. El 70% son oikocristales con inclusiones subhedrales de hasta 1,0 mm. (moda 0,1 mm.) de plagioclasa, biotita y minerales opacos. Se encuentra alterada a epidota (15%) y clorita (10%).
Biotita 6% Subhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,0 mm. El 50% son oikocristales con inclusiones subhedrales de hasta 0,5 mm. (moda 0,1 mm.) plagioclasa, cuarzo y opacos. La alteración varía entre un 10% y un 70% por clorita y entre un 10% y 40% por epidota. Presenta deformación débil con desarrollo de pliegues tipo kink-band.
Accesorios Titanita euhedral hasta 0,2 mm., circón de tamaño menor a 0,05 mm. y epidota intersticial.
111
FO 0328A MONZODIORITA CUARCIFERA Textura Holocristalina, alotromórfica, seriada, isótropa, homogénea.
Cuarzo 4% Anhedral hasta 2,0 mm. Moda: 0,8 mm.
60% de lso cristales presenta inclusiones de hornblendas subhedrales de hasta 0,6 mm. El 80% de los cristales presenta extinsión ondulosa fuerte.
Feldespatos 34% Subhedrales hasta 4,0 mm. Moda: 1,0 mm. La alteración correspondiente a 40% sericita (afectando preferentemente a núcleos de cristales), 30% epidota, 20% minerales de arcillas (preferentemente en bordes de cristalres) y 10% a clorita, afecta a los cristales entre un 70% y 100%, lo que hace difícil la cuantificación y distinción entre tipos de feldespatos. En base a criterios texturales (forma de la alteración, evidencias de zonación relicta) se determinó que el 30% corresponde a plagioclasa y el restante 4% a feldespato potásico.
Anfíbola 35% Subhedral a anhedral hasta 2,5 mm. Moda: 0,6 mm. El 60% son oikocristales con inclusiones de biotita subhedral hasta 0,4 mm. (60%) y feldespatos alterados (40%). Tanto inclusiones como cristales se ven sumamente alterados. Las hornblendas se encuentran alteradas entre un 40% y 80% por clorita y epidota (en igual proporción) y por biotita alojada directamente en los clivajes.
Biotita 25% Subhedral hasta 2,0 mm. Moda: 0,6 mm. Se aprecia como cristales aislados y como cúmulos de pequeños (~0,2 mm.) cristales asociados con minerales opacos (titanomagnetita). 10% presenta inclusiones de plagioclasa. Alterada entre un 80% y 100% por epidota (60%) y clorita (40%)
Opacos 2% Titanomagnetita subhedral. Moda 0,4 mm.
Accesorios Titanita
Observaciones Se aprecian vetillas de epidota (70%) y clorita (30%) de hasta 6,0 mm. de longitud. La alteración es muy fuerte en la muestra lo que dificulta su clasificación.
112
FO 0329 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, alotromórfica, seriada, heterogénea, isótropa.
Cuarzo 48% Anhedral hasta 2,3 mm. Moda: 1,0 mm.
El 60% de los cristales presenta bordes muy irregulares, formando comúnmente intercrecimiento con feldespatos e incluso otros cuarzos. Presenta extinción ondulosa de moreda a fuerte.
Plagioclasa 19% Subhedral hasta 5,5 mm. Moda: 1,2 mm. 50% de los cristales con zonación oscilatoria compleja. El 30% de ellos presenta sobre impuesta zonación a parches. 40% de los cristales presentan bordes muy irregulares, comúnmente rodeados por cristales de cuarzo anhedrales menores a 0,2 mm. También se aprecian cúmulos cristales con similares características. Alterada hasta un 20% por arcillas e incipiente seritización a través de fracturas.
Feldespatos Potásico 29% Anhedral a subhedral hasta 1,6 mm. Moda: 1,0 mm. La totalidad de los cristales presenta texturas pertíticas y 10% presenta myrmekitas en sus bordes. 10% de los cristales incluyen a plagioclasa anhedrales con zonación compleja y bordes muy irregulares. Escasas inclusiones de biotita. Se encuentra argilizado en un 20%.
Anfíbola 1% Subhedral a anhedral hasta 0,6 mm. Moda: 0,4 mm. Oikocristales con inclusiones de cuarzo y minerales opacos. 40% alterada por clorita.
Biotita 4% Anhedral a subhedral hasta 1,5 mm. Moda: 0,8 mm. 70% se presenta en cúmulos y 30% de manera intersticial. Estos cúmulos suelen albergar minerales opacos y hornblendas. Alterada hasta un 30% por clorita (60%) y epidota (40%).
Opacos Titanomagnetita
Accesorios Titanita. Epidotas magmáticas subhedrales (menores a 0,1 mm.) como inclusiones en cuarzo y biotita dentro de hornblenda y adosadas a biotita. Apatito y circón (tamaño menor a 0,05 mm.).
Observaciones Dado lo complejo de las zonaciones en plagioclasa, está parecen haber tenido una génesis compleja habiendo pasado por varios episodios de reequilibrio.
113
FO 0331A GRANODIORITA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, homogénea, anisótropa.
Cuarzo 44% Anhedral hasta 3,2 mm. Moda: 1,2 mm.
Lo irregular de sus bordes se acentúa al estar en contacto con otros cristales de cuarzo. Todos presentan extinción ondulosa, algunos (15%) presenta extinción muy fuerte formando cuadrículas. También se aprecian cristales pequeños (menores a 0,1 mm.) en venillas y en el espacio intercristalino.
Plagioclasa 30% Subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,0 mm. Los cristales de mayor tamaño (20% de los individuos) muestran patrones de cristalización complejos (zonación múltiple) y formas casi completamente anhedrales. Presenta inclusiones de biotita (epidotizada) subhedral hasta 0,2 mm. Se encuentra fracturada (incluso algunas maclas de albita se ven deformadas) y alterada entre un 30% y un 60% a minerales de arcilla. Menos del 5% presenta sauritización junto a incipiente desarrollo de prenhita.
Feldespatos Potásico 13% Anhedral hasta 2,0 mm. Moda 0,8 mm. El 40% aparece como myrmekita y el resto presenta láminas de exsolución pertítica. Sus bordes son muy irregulares, presenta abundantes fracturas y deformación débil. Está alterado a minerales de arcilla entre un 20% y un 60%.
Biotita 10% Subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,0 mm. Este mineral genera la anisotropía de la roca. Se presentan alineados, de manera intercristalina, cristales de tamaño menor a 0,1 mm. hasta 1,0 mm. y suelen alojar a epidotas. Esta disposición conecta ,en una especie de red, a cúmulos de cristales de tamaño superior a 1,0 mm. El 40% esta epidotizada.
Epidota 3% Anhedral a subhedral hasta 0,6 mm. Moda 0,3 mm. Siempre asociada a biotita, se presenta como alteración y como neoformada (mineral desarrollado en la foliación dada por biotita)
Accesorios Rutilo, apatito, circón y prenhita.
Observaciones La roca presenta una deformación moderada con una foliación débil desarrollada por biotita. Esta deformación también afecta a otros cristales.
114
FO 0332 MONZOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, heterogénea, anisótropa.
Cuarzo 17% Anhedral hasta 3,5 mm. Moda: 1,0 mm.
Forman grandes cúmulos de hasta 12,0 x 5,0 mm2. con bordes muy irregulares. Estos presentan extinción ondulosa fuerte.
Plagioclasa 42% Subhedral a euhedral hasta 5,0 mm. Moda: 2,0 mm. Si bien la totalidad de los cristales presenta zonaciones complejas (concéntrica oscilatoria y a parches) un 60%, incluyendo a todos los individuos euhedrales, muestra un último estado de cristalización en equilibrio con zonación concéntrica continua. 30% son oikocristales con inclusiones de biotita (70%), hornblenda, minerales opacos, y circón. Ocasionalmente cuarzo anhedral. Máficos totalmente epidotizados. Sauritización afecta hasta un 30% de los oikocristales y hasta 5% de los cristales sin inclusiones Se aprecian fracturas que alojan alteración por sericita (75%) y minerales de arcilla (25%).
Feldespato Potásico 25% Subhedral hasta 5,0 mm. Moda: 1,5 mm. Se presenta muy similarmente a la plagioclasa, salvo la ausencia de inclusiones de minerales opacos y una disminución en la proporción de oikocristales alcanzando solo el 15% de los individuos.
Anfíbola 2% Subhedral hasta 1,0 mm. moda: 0,4 mm.
Biotita 5% Anhedral hasta 2,0 mm. Moda: 1,0 mm. Aparecen cristales alineados formando cúmulos alargados de hasta 8,5 mm. También forma cúmulos sin orientación preferencial. Se encuentra alterada entre un 40% hasta totalmente por epidota (70%) y epidota (30%).
Epidota 10% Subhedral hasta 0,7 mm. moda 0,3 mm. Se alojan abundantemente entre la biotita y dentro de plagioclasa.
Accesorios Circón < 0,1 mm, minerales opacos.
Observaciones Los cristales aparecen poco deformados, pero macroscópicamente pueden apreciarse alineados (principalmente el cuarzo). El cuarzo anhedral dentro de la plagioclasa puede deberse a removilización de sílice a través de fracturas en la plagioclasa. Lo mismo se aplica para los grandes cúmulos de cuarzo.
115
FO 0032B TONALITA Textura Holocristalina, alotromórfica, porfírica, isótropa, heterogénea.
FENOCRISTALES Anfíbola
50%
65%
(mayores a 0,2 mm.) Subhedral hasta 2,0 mm. Moda: 0,6 mm. Ocasionalment son oikocristales con inclusiones de plagioclasa anhedral hasta 0,2 mm. Existen zonas donde la alteración por clorita alcanza el reemplazo total de los cristales y aumenta la concentración de hematina de 1% a 5%.
Biotita 30% Subhedral hasta 2,0mm. Moda: 0,5 mm. Se encuentra en una situación muy similar a la anfíbola.
Opacos 5% Subhedral hasta 0,6 mm. Moda 0,3 mm. Corresponde en su totalidad a hematita.
MASA FUNDAMENTAL 50% (menores a 0,2 mm. Moda: 0,1 mm.) Cuarzo
30%
Anhedral
Plagioclasa 55%
Anhedral. En las zonas de mayor alteración aparece hasta un 90% alterada a sericita, disminuyendo hasta un 20%.
Anfíbola
10% Subhedral a euhedral. Se encuentra alterada a clorita entre 30% y 100%.
Epidota 5% Anhedral intersticial.
Accesorios 5% Apatito menor a 0,05 mm.
OBSERVACIONES Entre los fenocristales se distinguen dos cristales de plagioclasa (de tamaño 3,0 mm. y 4,0 mm.) ambos con inclusiones, de biotita subhedral y cuarzo anhedral, menores a 0,2 mm. Las biotitas están totalmente epidotizadas. Los oikocristales están alterados por mica blanca (60%) y sauritizados hasta un 20%. Se aprecia un cristal de cuarzo anhedral de tamaño 1,0 mm. Los minerales opacos, accesorios en la muestra, llegan a ser el 5% del volumen en las zonas de mayor alteración.
116
FO 0333A MONZOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, heterogénea, levemente anisótropa.
Cuarzo 20% Anhedral hasta 7,0 mm. Moda: 1,5 mm.
Presenta extinción ondulosa fuerte e inclusiones, aunque escasas (menos del 10%), de feldespatos, biotita y hornblendas.
Plagioclasa 24% Subhedral hasta 5,5 mm. Moda: 2,0 mm. Los cristales presentan zonaciones complejas (concéntrica oscilatoria y a parches) hacía sus núcleos. La última parece ser una prolongada cristalización en equilibrio, representada por un ancho borde de zonación continua. Presenta fracturas por donde se ha movilizado sílice, alojándose en cavidades. La alteración, hasta un 60% del cristal, corresponde a minerales de arcilla (60%), sericita (20%), sauritización (10%), clorita (5%) y prenhita (5%).
Feldespato Potásico 36% Subhedral hasta 6,0 mm. Moda 2,0 mm. El 80% de los cristales presentan láminas de exsolución pertítica. 15% son oikocristales con inclusiones de biotita subhedral, hasta 0,6 mm., completamente cloritizada. Ocasionalmente incluye también a plagioclasa subhedral de hasta 1,0 mm. La alteración, compuesta por minerales de arcilla, no supera el 30% de cada individuo. Presenta fracturas, las cuales están rellenas por epidota (40%), cuarzo (30%), clorita (20%) y prenhita (10%).
Biotita 5% Subhedral hasta 1,0 mm. Moda: 0,6 mm. 70% en cúmulos, 20% intersticial y 10% como inclusiones. Se encuentra deformada con pliegues de tipo kink-band, fuertemente cloritizada (más del 70% de cada individuo). 15% aloja a minerales opacos (magnetita) y entre los cúmulos es posible apreciar a los dos únicos cristales de hornblenda (subhedral, 0,2 mm.) de la muestra.
Epidota 2% Anhedral a subhedral 80% está asociada a biotita. Existen dos cristales de allanita zonada, uno de los cuales presenta un halo a su alrededor.
1% Pequeños cúmulos de clorita y prenhita anhedrales.
Accesorios Circón, apatito, rutilo, magnetita, titanita y horblenda Observaciones
117
FO 0334 SIENOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, homogénea, anisótropa.
Cuarzo 43% Anhedral a subhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,2 mm.
Los bordes de los cristales presentan recrecimiento por pequeños curazos anhedrales. Los mosaicos que forman estos pequeños cristales entrecrucen con bordes lobulados de feldespatos. Se aprecian vetillas de estos curzos en mosaico junto a epidotas (70% epidota y 30% cuarzo)
Plagioclasa 9% Subhedral a anhedral hasta 1,5 mm. Moda: 0,7 mm.
Feldespato Potásico 34% Subhedral a anhedral hasta 3,5 mm. Moda: 1,2 mm. 10% presenta intercrecimiento con cuarzo (textura gráfica) y 40% presenta láminas de exsolución pertítica. 30% de los cristales está alterado a epidota.
Epidota 15% Subhedral hasta 0,7 mm. Moda: 0,2 mm. Los cristales mayores aparecen hacia el contacto con roca de grano muy fino (en la que aprecia un 10% de fenocristales de piroxeno). También se encuentra como alteración de feldespatos y en vetillas junto a cuarzo.
Accesorios Circón, apatito.
Observaciones La muestra corresponde a un contacto entre FO 0334 y una roca de grano fino que la intruye. Las vetillas de epdota y cuarzo son paralelas al contacto. La roca presenta una ausencia total de silicatos máficos y opacos.
118
FO 0345 MONZODIORITA CUARCIFERA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, homogénea, anisótropa.
Cuarzo 4% Anhedral hasta 0,5 mm. Moda: 0,35 mm.
Todos presentan bordes sumamente irregulares.
Plagioclasa 62% Subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,2 mm. 30% de los cristales presenta zonación a parches. 20% de los cristales está deformado. 15% se halla alterado por epidota y actinolita.
Feldespato Potásico 12% Subhedral hasta 0,8 mm. Moda: 0,5 mm. Todos presentan láminas de exsolución pertítica.
Anfíbola 5% Euhedral hasta 1,5 mm. Moda: 0,4 mm. Se aprecian alteradas hasta un 80% por epidota. 60% se ve alterada en bordes y recrecida por actinolita.
Biotita 3% Subhedral hasta 1,5 mm. Moda: 0,7 mm. Completamente reemplazada por epidota.
Titanita 5% Euhedral a subhedral hasta 1,7 mm. Moda: 0,8 mm. Aparecen siempre rodeadas de actinolita.
Actinolita 10% Crecimiento fibroso de largo hasta 4,0 mm. Se sobre impone a cristales de feldespatos, recrece anfíbolas y corta cristales de cuarzo.
Accesorios Allanita, circón.
Observaciones La muestra presenta fuerte actinolitización y recristalización de cuarzo moderada. A su vez las plagioclasa muestran violenta zonación a parches y deformación moderada.
119
FO 0346A GRANODIORITA Textura Holocristalina, alotromórfica, seriada, heterogénea, isótropa.
Cuarzo 18% Anhedral hasta 2,5 mm. Moda: 1,0 mm.
Se presenta como grandes cristales de bordes irregulares. El 60% de los contactos con feldespatos son lobulados y ocasionalmente también lo son con anfíbolas. El 15% presenta inclusiones de cristales anhedrales (60% plagioclasa, 30% feldespato potásico y 10% anfíbola) de hasta 0,5 mm. Presenta extinción ondulosa de moderada a fuerte.
Plagioclasa 36% Anhedral a subhedral hasta 1,4 mm. Moda: 0,6 mm. Los cristales <0,8 mm. (70%) son alotromórficos de bordes muy irregulares. Suelen formar cúmulos con cuarzo y feldespato potásico, creando dominios con textura porfírica (dando la heterogeneidad a la muestra) Se encuentra como inclusiones de hasta 0,6 mm. en hornblenda y biotita. Los cristales >0,8 mm. (30%) son hipidiomórficos y también presentan bordes muy irregulares. Esta alterada hasta un 20% por 60% sericita, 25% epidota, 15% arcillas y clorita de manera accesoria, alojándose estos minerales preferentemente en fracturas.
Feldespato Potásico 6% Anhedral hasta 1,0 mm. Moda: 0,6 mm. Los cristales mayores a 0,6 mm. están maclados según carsbald en el 80% de los casos. 30% presenta incipientes láminas de exsolución pertítica. La alteración alcanza hasta el 50% de los cristales y se compone de sericita (40%), arcillas (35%), clorita (15%) y epidota (10%).
Anfíbola 20% Subhedral hasta 0,8 mm. Moda: 0,6 mm. 70% de los cristales mayores a 0,6 mm. son oikocristales con inclusiones de plagioclasa subhedral (70%), feldespato potásico (20%) y cuarzo (10%). La alteración no supera el 10% y se compone de clorita (80%) y epidota (20%).
Biotita 20% Subhedral hasta 2,0 mm. Moda: 0,5 mm. El 40% corresponde a oikocristales con inclusiones de plagioclasa (40%), feldespato potásico (20%), cuarzo (20%) y minerales opacos (20%). El 60% restante corresponde a cristales, de hasta 0,5 mm., que se presentan en cúmulos y de manera intersticial. Todos se encuentran fuertemente alterados (hasta 70%) por epidota (70%) y clorita (30%). Los cristales pequeños tienden a estar orientados y los mayores presentan deformación (ondulaciones del clivaje y ocasionalmente pliegues tipo kink-band).
Accesorios Rutilo, titanita, titanomagnetita.
Observaciones Los cúmulos que crean dominios porfíricos son el 10% de la muestra y se componen de cristales anhedrales, entre 0,2mm. y 0,1 mm. de cuarzo (50%), plagioclasa (30%) y feldespato potásico (20%).
120
Se observan vetillas de cuarzo (50%), prenhita (30%) y sericita (20%). FO 0350A MONZOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, homogénea, isótropa.
Cuarzo 18% Anhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,0 mm.
Presenta extinción ondulosa muy fuerte y cristales en mosaicos de bordes irregulares.
Plagioclasa 41% Subhedral hasta 2,0 mm. Moda: 1,0 mm. Texturas cumuladas sin orientación preferencial (adcumuladas) comúnmente intercrecida con cuarzo. Los individuos de mayor tamaño corresponen a fragmentos de cristales con zonación oscilatoria compleja. La alteración afecta hasta el 50% de cada individuo y se compone por arcillas (60%) y mica blanca (40).
Feldespato Potásico 32% Subhedral hasta 1,5 mm. Moda: 0,6 mm. Corresponde a ortoclasa (80%) y microclina (20%). Se encuentra sumamente alterado, hasta un 80%, por arcillas (80%) y mica blanca (20%).
Anfíbola 5% Subhedral hasta 2,5 mm. Moda: 0,5 mm. El 60% de los cristales presenta textura esqueletal y los de mayor tamaño están completamente epidotizados.
Biotita 5% Subhedral hasta 6,5 mm. Moda 2,0 mm. Los cristales mayores se aprecian deformados, incluso con pliegues tipo kink-band. Desarrollan textura esqueletal con crecimiento de epidota y prenhita en los espacios. Poseen abundantes inclusiones (hasta 50% del cristal) de plagioclasa subhedral < 0,75mm. La alteración general se compone de epidota y clorita.
Accesorios Magnetita
Observaciones La muestra se presenta sumamente alterada, con cuarzo en mosaicos posiblemente recristalizado y deformación mineral (frágil y dúctil).
121
FO 0051A MONZODIORITA CUARCIFERA Textura Holocristalina, hpidiomórfica, porfírica, isótropa, homogénea.
FENOCRISTALES Anfíbola
45%
90%
Cristales mayores a 1,5 mm. Subhedral hasta 4,5 mm. Moda: 2,0 mm. Todos los individuos son oikocristales cuyas inclusiones ocupan entre un 20% y 70% del cristal. Se encuentra alterada a clorita hasta un 15%. DETALLE DE INCLUSIONES: 75% Plagioclasa subhedral hasta 1,2 mm. Moda: 0,6 mm. 15% Feldespato potásico subhedral hasta 0,8 mm. Moda: 0,5 mm. 5% Cuarzo anhedral de moda 0,2 mm. 3% Biotita subhedral hasta 0,5 mm. Cúmulos de hasta 0,8 mm. Cristales de 0,1 mm. 80% cloritizados. 1% Titanita hasta 0,4 mm. Moda: 0,2 mm.
Biotita 10% Subhedral hasta 3,5 mm. Moda 2,0 mm. Son oikocristales cuyas inclusiones ocupan entre un 20% y 40% del cristal. Las inclusiones están en igual porcentaje que en hornblendas (salvo la ausencia de cuarzo, 5% magnetita y titanita ocasional). Tienen carácter alotromórfico y son de menor tamaño que en hornblendas (< 0,5 mm.)
MASA FUNDAMENTAL 55% Cristales menores a 1,5 mm. Cuarzo
5%
Anhedral hasta 0,6 mm. Moda: 0,4 mm.
Plagioclasa 65% Subhedral de moda 0,8 mm. forman textura adcumulada. Los cristales mayores a 1,0 mm. muestran zonación múltiple en anillos de bordes muy nítidos.
Feldespato potásico 15% Anhedral a subhedral hasta 1,0 mm. Moda: 0,6 mm. Intersticial.
Anfíbola 10% Subhedral de moda 1,0 mm. 40% oikocristales muy similares a los fenocristales, 50% cristales aislados sin inclusiones y 10% de manera intersticial.
Biotita 4% Subhedral hasta 0,8 mm. Moda: 0,1 mm. 80% en cúmulos, alterada a clorita entre un 30% y un 70%.
Titanita 1% Subhedral a euhedral hasta 1,2 mm. Moda 0,9 mm.
Accesorios Apatito <0,125 mm., circón <0,200 mm, rutilo <0,125 mm.
OBSERVACIONES Solo ocasionalmente se aprecian plagioclasas que superan los 1,5 mm. La titanita es un mineral de relativa alta abundancia en la muestra.
122
FO 0351B MONZOGRANITO Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, homogénea, levemente anisótropa.
Cuarzo 38% Anhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,0 mm.
Se presenta como cristales aislados y como pequeños cristales en cúmulos de mosaico intersticiales. Es común apreciar intercrecimiento en bordes de feldespato. Muestra extinción ondulosa moderada.
Plagioclasa 29% Subhedral hasta 4,0 mm. Moda: 1,0 mm. Los cristales mayores a 1,0 mm. presentan núcleos con zonación compleja (concéntrica de bordes muy irregulares y a parches), rodeados por una zonación continua que termina habitualmente intercreciendo con cuarzo y feldespato potásico. Los núcleos se hallan alterados hasta 70% por arcillas y presentan cristales de hematita <0,02 mm. La macla de albita se aprecia levemente deformada.
Feldespato Potásico 29% Subhedral hasta 3,0 mm. Moda: 1,0 mm. 60% de los cristales presenta bordes intercrecidos con de cuarzo y plagioclasa. 90% presenta láminas de exsolución pertítica (5% del cristal). Aunque escasas, 5% de los cristales presentan inclusiones de biotita anhedral a subhedral <0,5 mm.
Biotita 5% Subhedral hasta 1,0 mm. Moda: 0,4 mm. 5% de los cristales presentan deformación débil en sus largos. El 80% de la biotita se encuentra en una veta (Ver Microdominio)
Accesorios Rutilo <0,250 mm., circón <0,150 mm., epidota euhedral <0,125 mm. como inclusión en plagioclasa y feldespato potásico.
MICRODOMINIO VENA: Ancho entre 3,0 mm. y 8,0 mm.
85% biotita subhedral hasta 0,6 mm. Moda: 0,1 mm. Se encuentra alterada por epidota entre un 10% y 50%. 15% minerales opacos anhedrales hasta 0,8 mm. Moda 0,15 mm. Corresponde a titanomagnetita con posible exsolución de illmenita. De manera accesoria cristales subhedrales de epidota.
Observaciones La muestra presenta evidencias de recristalización: cuarzo intercristalino muy fino e intercrecimiento entre la casi totalidad de los cristales. El espacio intercristalino se ve ocupado por un mineral no determinado (hematita o biotita muy fina) que también se aloja en las fracturas de algunos cristales. Los complejos y alterados núcleos de plagioclasa contrastan con la última etapa de cristalización (prologado equilibrio) sin alteración.
123
FO 0352 MONZODIORITA CUARCIFERA Textura Holocristalina, hipidiomórfica, seriada, homogénea, isótropa.
Cuarzo 16% Anhedral hasta 2,0 mm. Moda 1,0 mm.
Ocasionalmente presenta inclusiones de feldespato potásico, anfíbola y biotita.
Plagioclasa 64% Subhedral hasta 5,0 mm. Moda: 1,2 mm. Los cristales mayores a 2,0 mm. presentan núcleos con zonación compleja (concéntrica irregular y a parches) rodeados por una zonación continua que se hace mayor a mayor tamaño del grano mineral. 20% presenta alteración en anillos específicos con abundante epidota, prenhita y mica blanca. Esta misma alteración ataca al 20% de sus núcleos.
Feldespato Potásico 11% Anhedral hasta 4,5 mm. Moda: 0,5 mm. Los cristales presentan láminas de exsolución pertítica (no muy bien definidas) y una alteración por minerales de arcilla que afecta entre un 30% y 60% del cristal.
Anfíbola 3% Subhedral hasta 1,8 mm. Moda: 0,8 mm. Se presenta de manera muy similar a la biotita, salvo que el tamaño de los cúmulos es <2,0 mm. La alteración muestra una transición a biotita.
Biotita 5% Subhedral hasta 1,5 mm. Moda: 0,8 mm. 60% son oikocristales con inclusiones de plagioclasa (30%), opacos (60%) y hornblendas (10%). Aparecen tanto en cúmulos, hasta 4,0 mm., como cristales individuales. La concentración de opacos es mucho mayor en los cúmulos que en la muestra en general (tres veces mayor) Está alterada a epidota entre un 5% y un 40%.
Opacos 1% Titanomagnetita subhedral hasta 0,5 mm. 80% aparecen como inclusiones en hornblenda y biotita.
Accesorios Titanita, circón.
Observaciones Pumpellita intersticial junto a biotitas. La presencia de este mineral sugiere que la roca ha estado sometida a condiciones de metamorfismo de bajo a muy bajo grado.
124
FO 0053C MONZODIORITA CUARCIFERA Textura Holocristalina, hpidiomórfica, porfírica, isótropa, homogénea.
FENOCRISTALES Anfíbola
30%
99%
Cristales mayores a 0,6 mm. Subhedrales hasta 6,0 mm. Moda: 2,0 mm. 50% presenta inclusiones de plagioclasa subhedral a euhedral de tamaño menor a 0,6 mm e inclusiones de piroxenos de tamaño menor a 0,2mm. Está alterada por epidota entre un 5% y un 15%.
Plagioclasa 1% Ocasionalmente, subhedral de moda 0,8 mm.
MASA FUNDAMENTAL 70% Cristales menores a 0,6 mm. Cuarzo
2%
Anhedral de moda 0,3 mm.
Plagioclasa 36% Subhedral de moda 0,4 mm.
Feldespato potásico 7% Subhedral de moda 0,3 mm. 30% presenta bordes myrmekiticos.
Anfíbola 45% Subhedral a euhedral de moda 0,4 mm. Forman con piroxeno y plagioclasa una masa de cristales homogénea e isótropa (cristales sin orientación preferencial).
Piroxeno 10% Subhedral moda 0,15 mm.
Accesorios Calcita hasta 2,0 mm.
OBSERVACIONES Esta muestra presenta cristales de hornblenda (hornblenda marrón) de dos generaciones distintas.
125
11 ANEXO 5: MICROFOTOGRAFÍAS DE ROCAS DE LA ZONA NORTE
126
MD-9808: Megacristal de plagioclasa con zonación compleja.
NicC MD-9808: Feldespato potásico con macla de carsbald y
alteración incipiente. 20x NicC
FO-0013: Biotita alterada por epidota con desarrollo de calcita. 50x NicC
CAN-9916: Titanomagnetitas. 50x NicP Luz Reflejada.
CAN-9918: Veta lentiforme de moscovita y prenhita. 50x NicC.
CAN-9919: Enclave; notar la diferencia en el tamaño del grano y composición. Los opacos son piritas. 50x NicC.
127
CAN-9936: Núcleo piroxénico relicto en cristal de hornblenda. 100% NicC.
CAN-9937: Cristal de alanita con recristalización de epidota en sus bordes entre feldespatos y biotita cloritizada. 100x NicC
CAN-9939: Zonación oscilatoria débil en plagioclasa. 50x NicC CAN-9939: Idem anterior. 50x NicC
FO-00104A: Exsolución de cuarzo en feldespato. Notar
diferencia en tamaño de grano. 50x NicC. FO-0094: Cristal euhedral de hornblenda. Bordes levemente corroídos. 50x NicC.
128
FO-0072: Calcopirita alterada en los bordes a Calcosina. Implica un proceso de oxidación. 100x NicP Luz Reflejada.
FO-0072: Misma imagen. Se aprecia Hmt y Epidotas en los bordes. La oxidación parece no afectar a las Mgt en el corte. 100x NicC.
FO-0023: Megacristal zonado de plagioclasa. 50% NicC. FO-0024: Oikocristal de hornblenda. 50x NicC.
129
12 ANEXO 6: MICROFOTOGRAFIAS DE ROCAS DE LA ZONA SUR
130
FO-0326B: Textura adcumulada 40x NicC FO-0326B: Textura adcumulada 40x NicP
FO-0326B: Circones en biotita 100x NicC FO-0326B: Hornblenda tardía 40x NicC
FO-0332: Bt rodeada por Ep. Cristal de Pd central (Rojo
oscuro, subhedral) 40x NicC FO-0332: Hornblendas tardías entre cuarzo y feldespatos.
Circón (verde euhedral) 40x NicC
131
FO-0333A: Alanita zonada recrecida por Ep. 100x NicC FO-0333A: Cristales de epidota. 20x NicC
FO-0346A: Hornblenda anhedral. 40x NicC FO-0350A: Hornblenda subhedral, cuarzo con extinción
ondulosa. 40x NicC
FO-0351A: Titanita y epidotas. 40x NicC FO-0351A: Oikocristal de hornblenda con inclusiones de
feldespatos y cuarzo. 40x NicC
132
FO-0351B: Recristalización de biotita. 20x NicC FO-0352: Biotita, hornblenda y circones. 100x NicC
FO-0352: Zonación compleja en plagioclasas. 40x NicC FO-0353C: Fenocristales de hornblenda con núcleos
piroxénicos relictos alterados por clorita
133
13 ANEXO 7 : TABLAS CON ANÁLISIS DE MICROSONDA ELECTRÓNICA
CALCULO DE LA FORMULA ESTRUCTURAL DE ANFIBOLAS UTILIZADAS EN EL ANALISIS TERMOBAROMETRICO.DATOS DE OXIDOS CONSTITUYENTES DE LOS MINERALES OBTENIDOS CON MICROSONDA ELECTRONICA
Sample FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003sample/mark 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 2.1 2.2 2.3 1.1 1.3 1.4 2.1 2.3 2.5 2.8 3.1 3.2 3.3 3.4
SiO2 51,192 49,307 50,927 48,731 48,714 49,044 48,712 50,070 45,018 46,204 46,474 46,789 47,571 47,471 47,679 47,320 47,953 47,191 46,889 47,068TiO2 0,722 1,592 0,695 1,591 1,092 1,007 1,322 1,032 0,000 1,929 2,235 1,413 1,112 1,364 1,063 1,419 1,012 1,132 1,362 1,629Al2O3 5,447 6,911 5,541 6,540 6,520 6,517 7,024 6,497 10,200 7,976 7,551 7,559 7,267 7,779 7,464 7,715 7,256 7,360 7,546 7,889Fe2O3 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000FeO 17,337 18,175 17,094 18,875 18,854 18,130 17,103 16,585 21,757 18,235 18,392 19,081 17,928 19,461 17,839 18,389 16,568 19,389 19,400 17,372MnO 0,755 0,833 0,717 0,770 0,816 0,753 0,587 0,755 0,564 0,504 0,518 0,537 0,623 0,677 0,511 0,561 0,671 0,507 0,511 0,457MgO 12,302 11,048 12,386 10,283 10,772 10,796 10,997 11,164 7,566 11,480 11,621 11,557 11,057 11,205 11,191 11,191 11,791 11,367 10,811 11,637CaO 11,304 11,199 11,153 11,328 11,057 10,824 11,757 11,858 11,665 10,895 11,262 11,197 11,673 11,405 11,488 11,376 11,738 11,789 11,534 11,436Na2O 0,857 1,173 0,947 1,046 1,193 1,028 0,990 0,755 0,838 1,340 1,121 1,052 0,996 1,170 1,045 1,235 1,061 0,980 1,094 1,317K2O 0,487 0,722 0,527 0,739 0,713 0,742 0,745 0,581 0,873 0,854 0,732 0,727 0,658 0,771 0,666 0,806 0,698 0,660 0,752 0,788H2O 0,000 0,000 0,013 0,096 0,601 1,158 0,763 0,704 1,519 0,582 0,094 0,089 1,114 0,000 1,055 0,000 1,251 0,000 0,100 0,408Total 100,403 100,960 100,000 99,999 100,332 99,999 100,000 100,001 100,000 99,999 100,000 100,001 99,999 101,303 100,001 100,012 99,999 100,375 99,999 100,001
Final FormulaTet = 8
Si 7,326 7,083 7,310 7,117 7,107 7,186 7,117 7,271 6,758 6,755 6,758 6,791 6,991 6,825 6,987 6,887 7,020 6,835 6,852 6,856Al(IV) 0,674 0,917 0,690 0,883 0,893 0,814 0,883 0,729 1,242 1,245 1,242 1,209 1,009 1,175 1,013 1,113 0,980 1,165 1,148 1,144sum T 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000
C = 5Al(VI) 0,245 0,253 0,248 0,243 0,228 0,311 0,327 0,383 0,562 0,129 0,052 0,084 0,250 0,143 0,276 0,210 0,272 0,092 0,152 0,211Ti 0,078 0,172 0,075 0,175 0,120 0,111 0,145 0,113 0,000 0,212 0,244 0,154 0,123 0,147 0,117 0,155 0,111 0,123 0,150 0,178Fe3+ 0,255 0,264 0,276 0,199 0,318 0,262 0,105 0,070 0,402 0,469 0,511 0,660 0,279 0,528 0,302 0,348 0,237 0,611 0,453 0,310Mg 2,625 2,366 2,651 2,239 2,343 2,358 2,395 2,417 1,693 2,502 2,519 2,501 2,423 2,402 2,445 2,428 2,573 2,454 2,355 2,527Fe+2 1,798 1,920 1,750 2,106 1,982 1,958 1,984 1,944 2,329 1,687 1,674 1,600 1,924 1,780 1,860 1,859 1,791 1,719 1,890 1,773Mn 0,000 0,026 0,000 0,039 0,010 0,000 0,043 0,073 0,014 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,016 0,000 0,000 0,000sum C 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000
B = 2Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000Fe+2 0,022 0,000 0,025 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,073 0,051 0,055 0,000 0,032 0,023 0,031 0,000 0,018 0,028 0,032Mn 0,092 0,075 0,087 0,057 0,091 0,093 0,030 0,020 0,058 0,062 0,064 0,066 0,076 0,082 0,063 0,069 0,068 0,062 0,063 0,056Ca 1,733 1,723 1,715 1,772 1,728 1,699 1,840 1,845 1,876 1,706 1,754 1,741 1,838 1,757 1,803 1,774 1,841 1,829 1,806 1,785Na (NaM4) 0,154 0,201 0,172 0,171 0,181 0,206 0,130 0,135 0,066 0,158 0,131 0,137 0,086 0,129 0,110 0,126 0,091 0,091 0,103 0,126sum B 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000A= 0 to 1.0Na 0,084 0,125 0,091 0,125 0,157 0,086 0,151 0,077 0,178 0,222 0,185 0,159 0,197 0,197 0,187 0,222 0,210 0,184 0,207 0,246K 0,089 0,132 0,096 0,138 0,133 0,139 0,139 0,108 0,167 0,159 0,136 0,135 0,123 0,141 0,124 0,150 0,130 0,122 0,140 0,146sum A 0,173 0,258 0,188 0,263 0,289 0,225 0,290 0,185 0,345 0,381 0,321 0,293 0,321 0,338 0,311 0,372 0,340 0,306 0,347 0,392Vac 0,827 0,742 0,812 0,737 0,711 0,775 0,710 0,815 0,655 0,619 0,679 0,707 0,679 0,662 0,689 0,628 0,660 0,694 0,653 0,608
Sum Total 15,173 15,258 15,188 15,263 15,289 15,225 15,290 15,185 15,345 15,381 15,321 15,293 15,321 15,338 15,311 15,372 15,340 15,306 15,347 15,392
CALCULO DE LA FORMULA ESTRUCTURAL DE ANFIBOLAS UTILIZADAS EN EL ANALISIS TERMOBAROMETRICO.DATOS DE OXIDOS CONSTITUYENTES DE LOS MINERALES OBTENIDOS CON MICROSONDA ELECTRONICA
Samplesample/mark
SiO2 TiO2 Al2O3Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2OTotal
Final FormulaTet = 8
SiAl(IV)sum T
C = 5Al(VI)TiFe3+MgFe+2Mnsum C
B = 2MgFe+2MnCaNa (NaM4)sum BA= 0 to 1.0NaKsum AVac
Sum Total
FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 00941.1 1.2 1.3 1.4 1.5 2.2 2.3 2.4 2.5 3.1 3.2 3.3 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 2.1 2.2 2.3
47,501 49,117 48,172 48,602 47,759 47,086 46,453 46,944 47,204 46,562 47,105 46,703 46,437 46,677 46,879 46,324 47,163 46,910 47,159 46,740 46,8781,134 0,955 1,576 0,931 1,666 1,336 1,082 1,186 0,951 1,215 0,725 1,549 0,874 0,697 0,873 0,749 1,164 0,899 0,774 1,309 1,6537,092 6,996 6,462 6,751 6,473 6,751 6,658 6,524 6,272 6,491 6,490 6,558 7,009 6,914 6,785 7,054 6,703 6,955 6,887 7,384 7,1360,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
18,409 18,253 17,992 17,886 16,189 18,943 18,218 17,998 18,709 17,137 17,162 17,426 18,498 17,397 18,023 17,135 16,152 17,970 16,963 17,639 15,5050,561 0,626 0,612 0,623 0,532 0,522 0,474 0,596 0,669 0,612 0,574 0,709 0,541 0,561 0,799 0,520 0,476 0,773 0,550 0,683 0,562
11,941 11,999 11,804 12,453 12,531 12,595 12,250 12,339 12,623 12,315 12,221 11,790 12,176 13,000 13,115 13,073 13,243 12,808 12,666 12,924 14,19511,632 11,405 11,169 11,466 11,360 11,198 11,971 11,271 11,403 11,694 12,113 11,637 11,493 12,078 11,609 11,605 11,823 11,389 11,949 11,120 11,3390,993 0,834 1,045 0,867 1,259 0,904 0,744 1,123 0,854 0,946 0,921 1,110 0,911 0,813 0,978 0,993 0,844 1,011 0,896 1,156 1,1930,809 0,620 0,542 0,510 0,530 0,558 0,630 0,500 0,379 0,449 0,571 0,587 0,697 0,561 0,545 0,530 0,555 0,667 0,575 0,437 0,3790,000 0,000 0,627 0,000 1,700 0,109 1,519 1,521 0,936 2,579 2,119 1,931 1,364 1,303 0,395 2,018 1,875 0,618 1,580 0,609 1,161
100,072 100,805 100,001 100,089 99,999 100,002 99,999 100,002 100,000 100,000 100,001 100,000 100,000 100,001 100,001 100,001 99,998 100,000 99,999 100,001 100,001
6,880 7,031 7,011 6,981 7,000 6,793 6,813 6,877 6,866 6,889 6,952 6,911 6,798 6,789 6,781 6,776 6,881 6,791 6,890 6,743 6,7481,120 0,969 0,989 1,019 1,000 1,148 1,151 1,123 1,075 1,111 1,048 1,089 1,202 1,185 1,157 1,216 1,119 1,187 1,110 1,255 1,2118,000 8,000 8,000 8,000 8,000 7,941 7,964 8,000 7,941 8,000 8,000 8,000 8,000 7,975 7,938 7,992 8,000 7,977 8,000 7,999 7,958
0,091 0,212 0,119 0,124 0,118 0,000 0,000 0,004 0,000 0,020 0,081 0,054 0,007 0,000 0,000 0,000 0,034 0,000 0,076 0,000 0,0000,124 0,103 0,172 0,101 0,184 0,145 0,119 0,131 0,104 0,135 0,080 0,172 0,096 0,076 0,095 0,082 0,128 0,098 0,085 0,142 0,1790,561 0,436 0,410 0,598 0,312 0,871 0,781 0,691 0,841 0,621 0,526 0,427 0,824 0,876 0,839 0,881 0,650 0,878 0,641 0,869 0,8012,578 2,561 2,561 2,667 2,738 2,709 2,679 2,695 2,737 2,716 2,689 2,601 2,657 2,819 2,828 2,851 2,880 2,764 2,759 2,780 3,0461,646 1,688 1,737 1,511 1,648 1,275 1,421 1,480 1,318 1,499 1,592 1,730 1,415 1,229 1,238 1,186 1,308 1,260 1,431 1,210 0,9740,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,008 0,032 0,016 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,008 0,000 0,0005,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000
0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,022 0,060 0,043 0,040 0,023 0,139 0,032 0,034 0,117 0,000 0,000 0,000 0,025 0,011 0,103 0,029 0,012 0,037 0,000 0,050 0,0910,069 0,076 0,075 0,076 0,066 0,064 0,059 0,074 0,082 0,068 0,040 0,073 0,067 0,069 0,098 0,064 0,059 0,095 0,060 0,083 0,0691,805 1,749 1,741 1,765 1,784 1,731 1,881 1,769 1,777 1,853 1,915 1,845 1,803 1,882 1,799 1,819 1,848 1,766 1,870 1,719 1,7490,104 0,115 0,140 0,120 0,127 0,066 0,028 0,123 0,024 0,078 0,045 0,083 0,105 0,038 0,000 0,088 0,081 0,102 0,069 0,148 0,0922,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000
0,175 0,117 0,154 0,122 0,231 0,187 0,184 0,196 0,217 0,193 0,218 0,236 0,153 0,192 0,274 0,193 0,158 0,182 0,185 0,175 0,2410,149 0,113 0,101 0,093 0,099 0,103 0,118 0,093 0,070 0,085 0,107 0,111 0,130 0,104 0,101 0,099 0,103 0,123 0,107 0,080 0,0700,325 0,230 0,255 0,215 0,330 0,289 0,302 0,290 0,287 0,278 0,326 0,346 0,284 0,296 0,375 0,292 0,261 0,305 0,292 0,256 0,3110,675 0,770 0,745 0,785 0,670 0,711 0,698 0,710 0,713 0,722 0,674 0,654 0,716 0,704 0,625 0,708 0,739 0,695 0,708 0,744 0,689
15,325 15,230 15,255 15,215 15,330 15,230 15,266 15,290 15,228 15,278 15,326 15,346 15,284 15,270 15,313 15,284 15,261 15,283 15,292 15,254 15,269
CALCULO DE LA FORMULA ESTRUCTURAL DE ANFIBOLAS UTILIZADAS EN EL ANALISIS TERMOBAROMETRICO.DATOS DE OXIDOS CONSTITUYENTES DE LOS MINERALES OBTENIDOS CON MICROSONDA ELECTRONICA
Samplesample/mark
SiO2 TiO2 Al2O3Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2OTotal
Final FormulaTet = 8
SiAl(IV)sum T
C = 5Al(VI)TiFe3+MgFe+2Mnsum C
B = 2MgFe+2MnCaNa (NaM4)sum BA= 0 to 1.0NaKsum AVac
Sum Total
FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 MD 9808 MD 98082.4 3.1 3.2 4.1 4.2 4.3 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 2.1 2.2 2.3 3.1 3.2 3.3 3.4 1.1 1.2
46,584 46,813 46,991 48,447 47,117 47,129 46,907 45,939 45,273 44,797 47,373 46,255 46,113 46,308 46,496 46,356 46,511 45,533 45,952 44,379 44,8991,978 0,899 1,317 0,541 0,848 0,825 0,855 0,280 1,658 0,785 0,652 1,569 0,974 0,922 0,771 0,851 0,412 0,568 0,719 0,922 1,3547,255 7,250 6,988 6,279 7,004 6,946 7,742 7,937 7,814 7,616 7,818 7,337 7,735 7,747 7,698 7,544 7,840 8,292 8,357 8,067 7,0850,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
16,596 17,267 15,388 16,289 16,576 16,535 18,405 19,843 17,253 18,220 18,351 17,644 18,033 18,204 17,688 17,198 17,789 17,570 18,254 16,049 16,6760,743 0,728 0,668 0,793 0,901 0,651 0,492 0,555 0,533 0,626 0,586 0,481 0,626 0,618 0,555 0,663 0,534 0,622 0,807 0,869 0,997
13,661 12,624 13,372 13,327 12,749 12,905 12,796 11,980 11,894 11,766 12,856 13,884 12,798 12,321 12,282 12,970 12,278 11,837 12,278 11,864 12,19011,090 11,569 11,379 11,778 11,758 11,460 12,199 11,644 11,513 11,193 11,171 11,237 10,606 10,957 11,219 11,262 11,894 11,556 11,316 11,742 11,9031,276 0,988 1,322 0,773 1,027 1,037 0,876 0,660 1,075 1,036 1,034 1,078 1,079 0,985 0,925 0,950 0,977 1,048 1,106 0,989 0,9570,414 0,637 0,362 0,530 0,620 0,516 0,470 0,524 0,475 0,437 0,347 0,505 0,466 0,381 0,443 0,460 0,447 0,608 0,425 0,839 0,7160,402 1,223 2,213 1,243 1,401 1,996 0,000 0,637 2,513 3,524 0,000 0,011 1,571 1,556 1,921 1,745 1,319 2,367 0,785 0,000 0,000
99,999 99,998 100,000 100,000 100,001 100,000 100,742 99,999 100,001 100,000 100,188 100,001 100,001 99,999 99,998 99,999 100,001 100,001 99,999 95,720 96,777
6,689 6,816 6,872 7,010 6,873 6,892 6,693 6,659 6,704 6,693 6,765 6,635 6,712 6,749 6,796 6,743 6,776 6,722 6,652 6,700 6,7141,228 1,184 1,128 0,990 1,127 1,108 1,302 1,341 1,296 1,307 1,235 1,240 1,288 1,251 1,204 1,257 1,224 1,278 1,348 1,300 1,2497,917 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 7,994 8,000 8,000 8,000 8,000 7,876 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 7,962
0,000 0,060 0,077 0,080 0,077 0,089 0,000 0,015 0,068 0,033 0,080 0,000 0,039 0,079 0,122 0,036 0,122 0,165 0,078 0,135 0,0000,214 0,098 0,145 0,059 0,093 0,091 0,092 0,031 0,185 0,088 0,070 0,169 0,107 0,101 0,085 0,093 0,045 0,063 0,078 0,105 0,1520,848 0,737 0,550 0,664 0,631 0,665 0,946 1,151 0,646 0,936 0,949 0,925 0,945 0,897 0,826 0,942 0,806 0,755 0,985 0,612 0,7052,924 2,740 2,915 2,875 2,773 2,813 2,722 2,589 2,626 2,621 2,737 2,969 2,777 2,677 2,676 2,812 2,667 2,605 2,650 2,670 2,7171,014 1,364 1,313 1,307 1,391 1,342 1,240 1,215 1,476 1,322 1,164 0,936 1,131 1,246 1,291 1,116 1,360 1,411 1,209 1,414 1,3800,000 0,000 0,000 0,016 0,035 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,064 0,0455,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000
0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,131 0,002 0,019 0,000 0,000 0,015 0,009 0,039 0,014 0,018 0,078 0,255 0,118 0,075 0,045 0,033 0,001 0,003 0,016 0,000 0,0000,090 0,090 0,083 0,081 0,076 0,081 0,059 0,068 0,067 0,079 0,071 0,058 0,077 0,076 0,069 0,082 0,066 0,078 0,099 0,047 0,0811,706 1,805 1,783 1,826 1,838 1,795 1,865 1,808 1,826 1,791 1,709 1,727 1,654 1,711 1,757 1,755 1,856 1,828 1,755 1,899 1,9070,073 0,104 0,115 0,093 0,087 0,109 0,067 0,084 0,092 0,111 0,142 0,000 0,151 0,138 0,129 0,130 0,077 0,092 0,130 0,054 0,0122,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,040 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000
0,282 0,175 0,259 0,124 0,204 0,185 0,176 0,101 0,216 0,189 0,144 0,300 0,154 0,140 0,133 0,138 0,199 0,208 0,180 0,236 0,2650,076 0,118 0,068 0,098 0,115 0,096 0,086 0,097 0,090 0,083 0,063 0,092 0,087 0,071 0,083 0,085 0,083 0,115 0,078 0,162 0,1370,358 0,293 0,327 0,222 0,319 0,281 0,261 0,198 0,306 0,272 0,208 0,392 0,240 0,211 0,215 0,223 0,282 0,323 0,259 0,397 0,4020,642 0,707 0,673 0,778 0,681 0,719 0,739 0,802 0,694 0,728 0,792 0,608 0,760 0,789 0,785 0,777 0,718 0,677 0,741 0,603 0,598
15,275 15,293 15,327 15,222 15,319 15,281 15,256 15,198 15,306 15,272 15,208 15,309 15,240 15,211 15,215 15,223 15,282 15,323 15,259 15,397 15,364
CALCULO DE LA FORMULA ESTRUCTURAL DE ANFIBOLAS UTILIZADAS EN EL ANALISIS TERMOBAROMETRICO.DATOS DE OXIDOS CONSTITUYENTES DE LOS MINERALES OBTENIDOS CON MICROSONDA ELECTRONICA
Samplesample/mark
SiO2 TiO2 Al2O3Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2OTotal
Final FormulaTet = 8
SiAl(IV)sum T
C = 5Al(VI)TiFe3+MgFe+2Mnsum C
B = 2MgFe+2MnCaNa (NaM4)sum BA= 0 to 1.0NaKsum AVac
Sum Total
MD 9808 MD 9808 MD 9808 FO 0329 FO 0329 FO 0329 FO 0326 FO 0326 FO 0326 FO 0328A FO 0328A FO 0328A FO 0328A FO 0328A FO 0346 FO 0346 FO 0346 FO 0346 FO 0333a2.3 3.1 3.4 1.2 2.4 3.1 2.1 2.4 3.4 1.1 1.2 1.3 2.1 2.2 1.1 2.4 3.2 3.3 2.1
46,187 45,864 45,682 51,605 51,559 51,042 49,285 51,463 49,569 47,341 47,349 48,129 48,450 47,614 48,048 47,992 52,182 48,761 43,6660,639 0,944 0,766 0,435 0,768 0,616 0,462 0,308 0,617 0,179 0,540 0,872 1,000 0,179 0,991 1,047 0,026 1,121 1,8567,453 7,620 7,873 2,843 3,592 3,361 5,607 3,570 5,098 6,395 7,120 6,241 7,162 7,114 7,369 6,854 3,491 6,877 8,4250,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
15,909 16,506 15,979 14,856 15,881 14,386 15,185 15,309 14,864 16,663 15,242 15,845 16,094 16,729 19,891 17,686 17,029 18,804 23,8610,932 0,870 0,866 1,285 0,937 1,001 0,687 1,226 0,639 0,441 0,233 0,363 0,404 0,423 0,349 0,327 0,316 0,368 0,303
12,252 12,698 11,686 15,119 14,263 14,441 14,314 14,547 15,129 12,720 13,613 13,397 12,959 13,091 11,014 10,590 12,263 11,200 6,63711,867 11,957 11,777 11,318 11,309 11,741 10,351 10,987 10,546 10,919 11,251 11,599 11,721 11,034 9,996 11,479 12,037 10,740 10,4660,715 0,832 0,901 0,700 0,628 0,609 1,162 0,630 1,116 0,478 0,715 0,520 0,509 0,472 0,731 0,448 0,154 0,661 1,4230,693 0,767 0,727 0,253 0,351 0,262 0,254 0,218 0,225 0,332 0,194 0,153 0,177 0,309 0,487 0,423 0,055 0,436 0,5910,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
96,647 98,058 96,257 98,414 99,288 97,459 97,307 98,258 97,803 95,468 96,257 97,119 98,476 96,965 98,876 96,846 97,553 98,968 97,228
6,865 6,727 6,848 7,475 7,406 7,431 7,173 7,436 7,154 7,070 6,955 7,037 7,001 6,983 7,049 7,163 7,662 7,125 6,7261,135 1,273 1,152 0,485 0,594 0,569 0,827 0,564 0,846 0,930 1,045 0,963 0,999 1,017 0,951 0,837 0,338 0,875 1,2748,000 8,000 8,000 7,960 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000
0,171 0,044 0,239 0,000 0,014 0,007 0,135 0,044 0,021 0,195 0,187 0,112 0,220 0,213 0,323 0,368 0,266 0,310 0,2560,071 0,104 0,086 0,047 0,083 0,067 0,051 0,033 0,067 0,020 0,060 0,096 0,109 0,020 0,109 0,118 0,003 0,123 0,2150,602 0,771 0,454 0,255 0,349 0,378 0,540 0,411 0,647 0,630 0,701 0,630 0,528 0,706 0,316 0,171 0,061 0,256 0,3762,715 2,776 2,612 3,265 3,054 3,134 3,106 3,134 3,255 2,832 2,981 2,920 2,792 2,862 2,409 2,356 2,684 2,440 1,5241,375 1,253 1,549 1,433 1,500 1,374 1,169 1,377 1,010 1,322 1,071 1,242 1,351 1,199 1,842 1,987 1,986 1,871 2,6290,066 0,052 0,059 0,000 0,000 0,040 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0005,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000
0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,000 0,000 0,000 0,112 0,059 0,000 0,139 0,061 0,137 0,128 0,100 0,065 0,065 0,147 0,282 0,050 0,043 0,170 0,0690,051 0,057 0,051 0,158 0,114 0,083 0,085 0,150 0,078 0,056 0,029 0,045 0,049 0,053 0,043 0,041 0,039 0,046 0,0401,890 1,879 1,891 1,756 1,740 1,831 1,614 1,701 1,631 1,747 1,770 1,817 1,814 1,734 1,571 1,835 1,893 1,681 1,7270,059 0,065 0,058 0,000 0,087 0,085 0,162 0,088 0,155 0,069 0,101 0,073 0,071 0,067 0,103 0,074 0,024 0,103 0,1652,000 2,000 2,000 2,026 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000
0,147 0,172 0,204 0,197 0,088 0,086 0,166 0,089 0,158 0,070 0,102 0,074 0,072 0,067 0,105 0,056 0,020 0,084 0,2600,131 0,143 0,139 0,047 0,064 0,049 0,047 0,040 0,041 0,063 0,036 0,029 0,033 0,058 0,091 0,081 0,010 0,081 0,1160,279 0,315 0,343 0,243 0,152 0,135 0,213 0,129 0,199 0,133 0,139 0,103 0,104 0,125 0,196 0,137 0,030 0,166 0,3760,721 0,685 0,657 0,757 0,848 0,865 0,787 0,871 0,801 0,867 0,861 0,897 0,896 0,875 0,804 0,863 0,970 0,834 0,624
15,279 15,315 15,343 15,229 15,152 15,135 15,213 15,129 15,199 15,133 15,139 15,103 15,104 15,125 15,196 15,137 15,030 15,166 15,376
CALCULO DE LA FORMULA ESTRUCTURAL DE ANFIBOLAS UTILIZADAS EN EL ANALISIS TERMOBAROMETRICO.DATOS DE OXIDOS CONSTITUYENTES DE LOS MINERALES OBTENIDOS CON MICROSONDA ELECTRONICA
Samplesample/mark
SiO2 TiO2 Al2O3Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2OTotal
Final FormulaTet = 8
SiAl(IV)sum T
C = 5Al(VI)TiFe3+MgFe+2Mnsum C
B = 2MgFe+2MnCaNa (NaM4)sum BA= 0 to 1.0NaKsum AVac
Sum Total
FO 0333a FO 0350a FO 0350a FO 0350a FO 0332 FO 0332 FO 0332 FO 0332 FO 0332 FO 0351A FO 0351A FO 0351A FO 0351A FO 0352 FO 0353C FO 0353C FO 0353C3.1 2.1 3.1 3.2 1.2 1.4 1.5 2.1 3.1 1.1 1.2 3.2 3.3 1.2 1.1b 1.2 2.3
42,152 45,332 44,580 45,495 43,200 42,816 43,802 43,169 41,737 44,215 41,936 42,523 44,819 48,938 41,022 40,971 45,4281,498 1,310 0,939 0,520 0,813 0,787 0,567 0,688 0,565 1,287 1,926 1,108 1,459 1,021 2,205 2,555 0,8738,964 8,903 8,458 8,185 11,189 11,879 10,704 11,363 10,988 8,501 9,400 10,446 8,675 5,265 11,337 11,544 7,8210,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
26,666 15,937 16,435 15,501 17,250 18,028 17,143 18,372 18,120 16,126 17,029 18,129 16,450 13,768 13,122 12,418 11,6320,809 0,858 0,963 1,003 0,615 0,540 0,480 0,644 0,524 0,459 0,481 0,412 0,595 0,606 0,223 0,164 0,3594,625 11,446 11,829 11,934 10,323 9,560 10,258 9,921 9,694 11,755 10,793 10,639 11,841 15,217 14,745 15,235 16,669
10,580 11,509 11,354 11,577 11,018 11,428 11,280 11,214 11,199 11,746 11,917 11,287 11,628 10,619 11,813 12,301 12,1381,766 1,210 1,635 1,223 1,644 1,496 1,398 1,698 1,589 1,118 1,340 1,198 1,134 1,309 2,401 2,498 1,6500,770 0,764 0,694 0,940 0,554 0,591 0,476 0,707 0,816 0,855 1,049 1,378 1,162 0,229 0,448 0,340 0,2950,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
97,830 97,269 96,887 96,378 96,606 97,125 96,108 97,776 95,232 96,062 95,871 97,120 97,763 96,972 97,316 98,026 96,865
6,597 6,742 6,670 6,822 6,484 6,421 6,597 6,441 6,408 6,662 6,410 6,393 6,653 7,110 6,011 5,954 6,5881,403 1,258 1,330 1,178 1,516 1,579 1,403 1,559 1,592 1,338 1,590 1,607 1,347 0,890 1,958 1,977 1,3378,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 7,969 7,931 7,924
0,250 0,303 0,162 0,268 0,463 0,521 0,497 0,439 0,396 0,172 0,103 0,244 0,171 0,011 0,000 0,000 0,0000,176 0,147 0,106 0,059 0,092 0,089 0,064 0,077 0,065 0,146 0,221 0,125 0,163 0,112 0,243 0,279 0,0950,358 0,345 0,542 0,407 0,529 0,507 0,470 0,560 0,602 0,495 0,495 0,693 0,465 0,610 0,924 0,881 0,8521,079 2,538 2,639 2,668 2,310 2,137 2,303 2,207 2,219 2,641 2,459 2,385 2,620 3,296 3,221 3,301 3,6043,132 1,637 1,514 1,536 1,607 1,746 1,666 1,717 1,718 1,537 1,682 1,553 1,577 0,972 0,612 0,539 0,4490,005 0,030 0,038 0,062 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,010 0,040 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 0,0005,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000
0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,000 0,000 0,000 0,000 0,029 0,008 0,023 0,016 0,006 0,000 0,000 0,033 0,000 0,091 0,072 0,089 0,1090,103 0,078 0,084 0,065 0,078 0,069 0,061 0,081 0,068 0,048 0,023 0,052 0,070 0,075 0,028 0,020 0,0441,774 1,834 1,820 1,860 1,772 1,836 1,820 1,793 1,842 1,896 1,951 1,818 1,849 1,653 1,854 1,915 1,8860,123 0,089 0,096 0,075 0,121 0,087 0,096 0,110 0,084 0,055 0,026 0,097 0,080 0,182 0,046 0,000 0,0002,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,024 2,039
0,412 0,260 0,378 0,281 0,357 0,348 0,312 0,381 0,389 0,271 0,371 0,252 0,246 0,187 0,636 0,704 0,4640,154 0,145 0,132 0,180 0,106 0,113 0,091 0,135 0,160 0,164 0,205 0,264 0,220 0,042 0,084 0,063 0,0550,566 0,405 0,511 0,461 0,463 0,461 0,404 0,515 0,549 0,435 0,576 0,516 0,466 0,229 0,720 0,767 0,5180,434 0,595 0,489 0,539 0,537 0,539 0,596 0,485 0,451 0,565 0,424 0,484 0,534 0,771 0,280 0,233 0,482
15,566 15,405 15,511 15,461 15,463 15,461 15,404 15,515 15,549 15,435 15,576 15,516 15,466 15,229 15,688 15,721 15,482
CALCULOS DE ANALISIS TERMOBAROMETRICO EN ANFIBOLAS
Sample FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0023 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003sample/mark 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 2.1 2.2 2.3 1.1 1.3 1.4 2.1 2.3 2.5 2.8 3.1
Anf Clas Leake et al 1997Mg/Mg+Fe2 0,591 0,552 0,599 0,515 0,542 0,546 0,547 0,554 0,421 0,587 0,594 0,602 0,557 0,570 0,565 0,562 0,590Si in formula 7,326 7,083 7,310 7,117 7,107 7,186 7,117 7,271 6,758 6,755 6,758 6,791 6,991 6,825 6,987 6,887 7,020
General classification(Na)B 0,154 0,201 0,172 0,171 0,181 0,206 0,130 0,135 0,066 0,158 0,131 0,137 0,086 0,129 0,110 0,126 0,091(Ca + Na)B 1,887 1,925 1,888 1,943 1,909 1,905 1,970 1,980 1,942 1,865 1,885 1,879 1,924 1,886 1,913 1,900 1,932
Geobar Anf CaNa(M4) 0,154 0,201 0,172 0,171 0,181 0,206 0,130 0,135 0,066 0,158 0,131 0,137 0,086 0,129 0,110 0,126 0,091Na(M4)+K 0,173 0,258 0,188 0,263 0,289 0,225 0,290 0,185 0,345 0,381 0,321 0,293 0,321 0,338 0,311 0,372 0,340Al (IV) 0,674 0,917 0,690 0,883 0,893 0,814 0,883 0,729 1,242 1,245 1,242 1,209 1,009 1,175 1,013 1,113 0,980Al (VI)+Fe3+Ti 0,577 0,688 0,599 0,616 0,665 0,684 0,578 0,566 0,964 0,810 0,807 0,899 0,652 0,819 0,695 0,713 0,620100*(Al Si) 11,142 14,176 11,365 13,656 13,624 13,540 14,525 13,264 21,075 16,905 16,071 15,994 15,256 16,186 15,576 16,117 15,134100*(Na Ca) 12,064 15,934 13,319 14,317 16,335 14,666 13,223 10,331 11,504 18,205 15,263 14,531 13,375 15,658 14,134 16,420 14,058
T(°C) (Colombi 1989) 664 769 656 771 717 709 742 710 445 808 839 751 720 745 715 752 709Prom Tº Colombi 1989 714 717 726 799 733
Tº Otten 639 752 635 755 689 679 720 681 545 800 839 731 693 723 686 732 679694
Al(IV) 0,674 0,917 0,690 0,883 0,893 0,814 0,883 0,729 1,242 1,245 1,242 1,209 1,009 1,175 1,013 1,113 0,980Al(VI) 0,245 0,253 0,248 0,243 0,228 0,311 0,327 0,383 0,562 0,129 0,052 0,084 0,250 0,143 0,276 0,210 0,272Al TOT 0,919 1,170 0,937 1,126 1,121 1,125 1,209 1,112 1,804 1,374 1,294 1,293 1,259 1,318 1,289 1,323 1,252
P Schmidt 1,36 2,56 1,45 2,35 2,33 2,35 2,75 2,28 5,58 3,53 3,15 3,14 2,98 3,26 3,13 3,29 2,952,431,89
P Anderson & Smith, Otten 1,49 1,63 1,59 1,38 2,21 2,32 2,28 2,24 5,99 1,48 0,14 2,50 2,82 2,73 3,03 2,62 2,92P Anderson & Smith, Colombi 1,42 1,33 1,54 1,10 1,92 2,04 1,96 1,96 4,87 1,29 0,14 2,17 2,50 2,39 2,71 2,28 2,61
1,66Mn + Fe2 1,91 2,02 1,86 2,20 2,08 2,05 2,06 2,04 2,40 1,82 1,79 1,72 2,00 1,89 1,95 1,96 1,87Mg 2,62 2,37 2,65 2,24 2,34 2,36 2,40 2,42 1,69 2,50 2,52 2,50 2,42 2,40 2,44 2,43 2,57FeT/(FeT + Mg) 0,44 0,48 0,44 0,51 0,50 0,49 0,47 0,45 0,62 0,47 0,47 0,48 0,48 0,49 0,47 0,48 0,44
TºC Blundy & Holland 1990 685,00P Anderson & Smith, Blundy 1990 2,21
P Anderson Smith, (Blundy 1990, Otten, Colombi): Presión en kbar por el geobarómetro con correción termal de Anderson Smith usando el valor de temperatura de distintos geotermómetros.
CALCULOS DE ANALISIS TERMOBAROMETRICO EN ANFIBOLAS
Samplesample/mark
Anf Clas Leake et al 1997Mg/Mg+Fe2Si in formula
General classification(Na)B(Ca + Na)B
Geobar Anf CaNa(M4)Na(M4)+KAl (IV)Al (VI)+Fe3+Ti100*(Al Si)100*(Na Ca)
T(°C) (Colombi 1989)Prom Tº Colombi 1989
Tº Otten
Al(IV)Al(VI)Al TOT
P Schmidt
P Anderson & Smith, OttenP Anderson & Smith, Colombi
Mn + Fe2MgFeT/(FeT + Mg)
TºC Blundy & Holland 1990P Anderson & Smith, Blundy 1990
FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0094 FO 0094 FO 00943.2 3.3 3.4 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 2.2 2.3 2.4 2.5 3.1 3.2 3.3 1.1 1.2 1.3
0,586 0,551 0,583 0,607 0,594 0,590 0,632 0,621 0,657 0,648 0,640 0,656 0,644 0,628 0,601 0,648 0,694 0,6786,835 6,852 6,856 6,880 7,031 7,011 6,981 7,000 6,793 6,813 6,877 6,866 6,889 6,952 6,911 6,798 6,789 6,781
0,091 0,103 0,126 0,104 0,115 0,140 0,120 0,127 0,066 0,028 0,123 0,024 0,078 0,045 0,083 0,105 0,038 0,0001,920 1,909 1,911 1,909 1,864 1,882 1,884 1,911 1,797 1,909 1,892 1,801 1,932 1,960 1,927 1,908 1,920 1,799
0,091 0,103 0,126 0,104 0,115 0,140 0,120 0,127 0,066 0,028 0,123 0,024 0,078 0,045 0,083 0,105 0,038 0,0000,306 0,347 0,392 0,325 0,230 0,255 0,215 0,330 0,289 0,302 0,290 0,287 0,278 0,326 0,346 0,284 0,296 0,3751,165 1,148 1,144 1,120 0,969 0,989 1,019 1,000 1,148 1,151 1,123 1,075 1,111 1,048 1,089 1,202 1,185 1,1570,826 0,755 0,700 0,776 0,751 0,702 0,823 0,614 1,016 0,900 0,825 0,945 0,776 0,687 0,653 0,927 0,952 0,93415,526 15,942 16,495 14,963 14,373 13,651 14,067 13,773 14,455 14,450 14,073 13,539 14,111 13,969 14,199 15,102 14,862 14,57213,076 14,650 17,246 13,381 11,686 14,480 12,036 16,705 12,747 10,110 15,276 11,935 12,770 12,095 14,720 12,545 10,858 13,228
721 747 775 721 701 769 699 780 742 717 728 702 732 679 769 694 660 693738 734 722 727753 728
693 725 760 694 669 753 666 766 719 689 702 670 708 642 753 661 637 659733 703
1,165 1,148 1,144 1,120 0,969 0,989 1,019 1,000 1,148 1,151 1,123 1,075 1,111 1,048 1,089 1,202 1,185 1,1570,092 0,152 0,211 0,091 0,212 0,119 0,124 0,118 0,000 0,000 0,004 0,000 0,020 0,081 0,054 0,007 0,000 0,0001,256 1,300 1,354 1,211 1,180 1,108 1,143 1,118 1,148 1,151 1,126 1,075 1,132 1,129 1,144 1,209 1,185 1,157
2,97 3,18 3,44 2,75 2,61 2,27 2,43 2,31 2,45 2,47 2,35 2,11 2,38 2,36 2,43 2,75 2,63 2,503,18 2,412,36 2,08
2,80 2,61 2,27 2,59 2,65 1,35 2,49 1,16 2,01 2,36 2,11 2,14 2,08 2,53 1,51 2,84 2,82 2,592,48 2,28 1,97 2,27 2,38 1,07 2,23 0,89 1,69 2,06 1,80 1,88 1,77 2,33 1,21 2,58 2,73 2,35
2,07 1,801,80 1,98 1,86 1,74 1,82 1,85 1,63 1,74 1,48 1,51 1,59 1,52 1,58 1,66 1,82 1,51 1,31 1,442,45 2,36 2,53 2,58 2,56 2,56 2,67 2,74 2,71 2,68 2,69 2,74 2,72 2,69 2,60 2,66 2,82 2,830,49 0,50 0,46 0,46 0,46 0,46 0,45 0,42 0,46 0,45 0,45 0,45 0,44 0,44 0,45 0,46 0,43 0,44
696,00 705,003,23 2,16
P Anderson Smith, (Blundy 1990, Otten, Colombi): Presión en kbar por el geobarómetro con correción termal de Anderson Smith usando el valor de temperatura de distintos geotermómetros.
CALCULOS DE ANALISIS TERMOBAROMETRICO EN ANFIBOLAS
Samplesample/mark
Anf Clas Leake et al 1997Mg/Mg+Fe2Si in formula
General classification(Na)B(Ca + Na)B
Geobar Anf CaNa(M4)Na(M4)+KAl (IV)Al (VI)+Fe3+Ti100*(Al Si)100*(Na Ca)
T(°C) (Colombi 1989)Prom Tº Colombi 1989
Tº Otten
Al(IV)Al(VI)Al TOT
P Schmidt
P Anderson & Smith, OttenP Anderson & Smith, Colombi
Mn + Fe2MgFeT/(FeT + Mg)
TºC Blundy & Holland 1990P Anderson & Smith, Blundy 1990
FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 00721.4 1.5 1.6 2.1 2.2 2.3 2.4 3.1 3.2 4.1 4.2 4.3 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6
0,701 0,686 0,681 0,658 0,688 0,741 0,719 0,667 0,686 0,687 0,666 0,675 0,685 0,674 0,638 0,662 0,688 0,7146,776 6,881 6,791 6,890 6,743 6,748 6,689 6,816 6,872 7,010 6,873 6,892 6,693 6,659 6,704 6,693 6,765 6,635
0,088 0,081 0,102 0,069 0,148 0,092 0,073 0,104 0,115 0,093 0,087 0,109 0,067 0,084 0,092 0,111 0,142 0,0001,907 1,929 1,868 1,940 1,867 1,840 1,779 1,909 1,898 1,919 1,924 1,904 1,931 1,892 1,919 1,902 1,851 1,727
0,088 0,081 0,102 0,069 0,148 0,092 0,073 0,104 0,115 0,093 0,087 0,109 0,067 0,084 0,092 0,111 0,142 0,0000,292 0,261 0,305 0,292 0,256 0,311 0,358 0,293 0,327 0,222 0,319 0,281 0,261 0,198 0,306 0,272 0,208 0,3921,216 1,119 1,187 1,110 1,255 1,211 1,228 1,184 1,128 0,990 1,127 1,108 1,302 1,341 1,296 1,307 1,235 1,2400,963 0,811 0,975 0,802 1,011 0,980 1,061 0,896 0,771 0,803 0,801 0,845 1,038 1,196 0,898 1,058 1,099 1,09515,215 14,346 14,874 14,683 15,696 15,211 15,508 15,435 14,912 13,250 14,907 14,799 16,284 16,917 16,903 16,692 16,282 15,74913,408 11,440 13,841 11,948 15,834 15,994 17,233 13,386 17,372 10,616 13,649 14,071 11,500 9,303 14,455 14,346 14,347 14,792
681 725 696 683 739 775 809 696 742 611 691 689 690 531 781 686 642 766691 752 719 664 683
706644 699 663 647 716 760 802 664 719 616 657 654 655 582 767 651 629 749
6801,216 1,119 1,187 1,110 1,255 1,211 1,228 1,184 1,128 0,990 1,127 1,108 1,302 1,341 1,296 1,307 1,235 1,2400,000 0,034 0,000 0,076 0,000 0,000 0,000 0,060 0,077 0,080 0,077 0,089 0,000 0,015 0,068 0,033 0,080 0,0001,216 1,153 1,187 1,186 1,255 1,211 1,228 1,244 1,204 1,071 1,204 1,197 1,302 1,356 1,364 1,341 1,316 1,240
2,78 2,48 2,64 2,63 2,97 2,75 2,83 2,91 2,72 2,09 2,72 2,69 3,19 3,44 3,48 3,37 3,25 2,892,672,48
2,95 2,27 2,72 2,79 2,54 1,65 0,85 2,99 2,27 2,26 2,84 2,82 3,32 3,69 2,17 3,54 3,50 1,982,73 1,96 2,46 2,57 2,21 1,37 0,68 2,72 1,94 2,26 2,58 2,57 3,05 3,37 1,88 3,27 3,45 1,68
2,251,28 1,38 1,39 1,50 1,34 1,13 1,24 1,46 1,41 1,40 1,50 1,44 1,31 1,32 1,56 1,42 1,31 1,252,85 2,88 2,76 2,76 2,78 3,05 2,92 2,74 2,92 2,87 2,77 2,81 2,72 2,59 2,63 2,62 2,74 2,970,42 0,41 0,44 0,43 0,43 0,38 0,41 0,43 0,39 0,41 0,42 0,42 0,45 0,48 0,45 0,46 0,44 0,42
715,002,29
P Anderson Smith, (Blundy 1990, Otten, Colombi): Presión en kbar por el geobarómetro con correción termal de Anderson Smith usando el valor de temperatura de distintos geotermómetros.
CALCULOS DE ANALISIS TERMOBAROMETRICO EN ANFIBOLAS
Samplesample/mark
Anf Clas Leake et al 1997Mg/Mg+Fe2Si in formula
General classification(Na)B(Ca + Na)B
Geobar Anf CaNa(M4)Na(M4)+KAl (IV)Al (VI)+Fe3+Ti100*(Al Si)100*(Na Ca)
T(°C) (Colombi 1989)Prom Tº Colombi 1989
Tº Otten
Al(IV)Al(VI)Al TOT
P Schmidt
P Anderson & Smith, OttenP Anderson & Smith, Colombi
Mn + Fe2MgFeT/(FeT + Mg)
TºC Blundy & Holland 1990P Anderson & Smith, Blundy 1990
FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 MD 9808 MD 9808 MD 9808 MD 9808 MD 9808 FO 0329 FO 0329 FO 0329 FO 0326 FO 03262.1 2.2 2.3 3.1 3.2 3.3 3.4 1.1 1.2 2.3 3.1 3.4 1.2 2.4 3.1 2.1 2.4
0,690 0,670 0,667 0,710 0,662 0,648 0,684 0,654 0,663 0,664 0,689 0,628 0,679 0,662 0,695 0,704 0,6856,712 6,749 6,796 6,743 6,776 6,722 6,652 6,700 6,714 6,865 6,727 6,848 7,475 7,406 7,431 7,173 7,436
0,151 0,138 0,129 0,130 0,077 0,092 0,130 0,054 0,012 0,059 0,065 0,058 0,000 0,087 0,085 0,162 0,0881,805 1,849 1,886 1,885 1,933 1,920 1,885 1,953 1,919 1,949 1,943 1,949 1,756 1,827 1,917 1,776 1,789
0,151 0,138 0,129 0,130 0,077 0,092 0,130 0,054 0,012 0,059 0,065 0,058 0,000 0,087 0,085 0,162 0,0880,240 0,211 0,215 0,223 0,282 0,323 0,259 0,397 0,402 0,279 0,315 0,343 0,243 0,152 0,135 0,213 0,1291,288 1,251 1,204 1,257 1,224 1,278 1,348 1,300 1,249 1,135 1,273 1,152 0,485 0,594 0,569 0,827 0,5641,091 1,077 1,033 1,071 0,973 0,983 1,141 0,852 0,857 0,844 0,919 0,780 0,303 0,446 0,452 0,726 0,48916,505 16,469 16,326 16,093 16,573 17,669 17,650 17,643 15,681 15,978 16,374 16,882 6,097 7,587 7,201 11,822 7,55715,548 13,992 12,983 13,243 12,941 14,098 15,029 13,226 12,701 9,831 11,184 12,161 10,066 9,131 8,581 16,885 9,401
704 699 683 691 572 623 665 703 749 646 702 685 578 681 635 587 539696 638 684
672 684673 667 647 657 599 621 639 671 728 631 670 649 602 645 626 606 585
657 6551,288 1,251 1,204 1,257 1,224 1,278 1,348 1,300 1,249 1,135 1,273 1,152 0,485 0,594 0,569 0,827 0,5640,039 0,079 0,122 0,036 0,122 0,165 0,078 0,135 0,000 0,171 0,044 0,239 0,000 0,014 0,007 0,135 0,0441,327 1,331 1,326 1,293 1,346 1,443 1,426 1,435 1,249 1,306 1,317 1,391 0,485 0,608 0,577 0,962 0,608
3,31 3,32 3,30 3,15 3,40 3,86 3,78 3,82 2,93 3,20 3,26 3,61 -0,70 -0,12 -0,27 1,57 -0,123,36 3,473,35 3,60
3,32 3,39 3,48 3,27 3,68 4,16 4,01 3,86 2,34 3,44 3,30 3,79 -0,81 -0,06 -0,24 1,68 -0,283,01 3,09 3,23 3,00 3,60 4,16 3,86 3,53 2,01 3,39 2,99 3,52 -0,99 -0,14 -0,22 1,62 -0,75
3,13 3,361,33 1,40 1,40 1,23 1,43 1,49 1,32 1,52 1,51 1,49 1,36 1,66 1,70 1,67 1,50 1,39 1,592,78 2,68 2,68 2,81 2,67 2,61 2,65 2,67 2,72 2,71 2,78 2,61 3,26 3,05 3,13 3,11 3,130,44 0,45 0,45 0,43 0,45 0,45 0,45 0,43 0,43 0,42 0,42 0,43 0,36 0,38 0,36 0,37 0,37
728,00 729,003,13 2,96
P Anderson Smith, (Blundy 1990, Otten, Colombi): Presión en kbar por el geobarómetro con correción termal de Anderson Smith usando el valor de temperatura de distintos geotermómetros.
CALCULOS DE ANALISIS TERMOBAROMETRICO EN ANFIBOLAS
Samplesample/mark
Anf Clas Leake et al 1997Mg/Mg+Fe2Si in formula
General classification(Na)B(Ca + Na)B
Geobar Anf CaNa(M4)Na(M4)+KAl (IV)Al (VI)+Fe3+Ti100*(Al Si)100*(Na Ca)
T(°C) (Colombi 1989)Prom Tº Colombi 1989
Tº Otten
Al(IV)Al(VI)Al TOT
P Schmidt
P Anderson & Smith, OttenP Anderson & Smith, Colombi
Mn + Fe2MgFeT/(FeT + Mg)
TºC Blundy & Holland 1990P Anderson & Smith, Blundy 1990
FO 0326 FO 0328A FO 0328A FO 0328A FO 0328A FO 0328A FO 0346 FO 0346 FO 0346 FO 0346 FO 0333a FO 0333a FO 0350a FO 0350a FO 0350a FO 03323.4 1.1 1.2 1.3 2.1 2.2 1.1 2.4 3.2 3.3 2.1 3.1 2.1 3.1 3.2 1.2
0,739 0,661 0,718 0,691 0,663 0,680 0,531 0,536 0,569 0,544 0,361 0,256 0,608 0,635 0,635 0,5857,154 7,070 6,955 7,037 7,001 6,983 7,049 7,163 7,662 7,125 6,726 6,597 6,742 6,670 6,822 6,484
0,155 0,069 0,101 0,073 0,071 0,067 0,103 0,074 0,024 0,103 0,165 0,123 0,089 0,096 0,075 0,1211,785 1,816 1,872 1,890 1,885 1,801 1,675 1,909 1,917 1,784 1,892 1,897 1,922 1,916 1,935 1,893
0,155 0,069 0,101 0,073 0,071 0,067 0,103 0,074 0,024 0,103 0,165 0,123 0,089 0,096 0,075 0,1210,199 0,133 0,139 0,103 0,104 0,125 0,196 0,137 0,030 0,166 0,376 0,566 0,405 0,511 0,461 0,4630,846 0,930 1,045 0,963 0,999 1,017 0,951 0,837 0,338 0,875 1,274 1,403 1,258 1,330 1,178 1,5160,734 0,846 0,948 0,838 0,857 0,938 0,749 0,657 0,329 0,689 0,847 0,784 0,794 0,809 0,734 1,08310,810 13,733 15,054 13,256 14,836 14,972 15,308 14,406 7,308 14,252 18,526 20,040 18,795 18,273 17,493 23,38616,072 7,340 10,314 7,504 7,286 7,185 11,687 6,597 2,263 10,021 19,746 23,199 15,984 20,672 16,049 21,261
634 502 613 694 706 501 707 715 453 721 811610 603 714 792 686
626 569 617 660 676 569 677 686 548 693 804 757 721 672 616 655616 618 685 781 670
0,846 0,930 1,045 0,963 0,999 1,017 0,951 0,837 0,338 0,875 1,274 1,403 1,258 1,330 1,178 1,5160,021 0,195 0,187 0,112 0,220 0,213 0,323 0,368 0,266 0,310 0,256 0,250 0,303 0,162 0,268 0,4630,867 1,126 1,232 1,075 1,220 1,230 1,274 1,206 0,604 1,184 1,529 1,653 1,561 1,491 1,446 1,979
1,12 2,35 2,86 2,11 2,80 2,84 3,05 2,73 -0,13 2,63 4,27 4,86 4,42 4,09 3,87 6,411,34 2,59 2,80 4,57 4,131,46 2,68 2,72 2,80 4,051,23 2,39 3,09 2,19 2,79 2,95 3,04 2,63 -0,66 2,47 2,01 3,59 3,83 4,11 4,19 6,631,23 1,69 3,09 1,96 2,49 2,29 2,74 2,33 -2,37 2,16 1,83 3,26 3,46 3,77 4,20 6,211,42 2,30 2,41 2,54 3,811,23 1,51 1,20 1,35 1,47 1,40 2,17 2,08 2,07 2,09 2,74 3,24 1,75 1,64 1,66 1,713,26 2,83 2,98 2,92 2,79 2,86 2,41 2,36 2,68 2,44 1,52 1,08 2,54 2,64 2,67 2,310,36 0,42 0,39 0,40 0,41 0,42 0,50 0,48 0,44 0,48 0,67 0,76 0,44 0,44 0,42 0,48
817,00 731,00 808,00 665,00-0,91 2,22 0,54 3,96
P Anderson Smith, (Blundy 1990, Otten, Colombi): Presión en kbar por el geobarómetro con correción termal de Anderson Smith usando el valor de temperatura de distintos geotermómetros.
CALCULO DE TEMPERATURA DE CRISTALIZACION DE LAS MUESTRAS EN BASE A GEOTERMOMETRO DE BLUNDY Y HOLLAND, 1990.
LAMINA FO_0023 FO_0023 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0094 O_0094 FO_0094 FO_0094ZONA 2.4 2.5 1.2 1.5 2.2 2,4 3.5 3.6 1.6 1.6 1.7 1.8 2.6 2.7 3.4 3.5 1.7 1.8 1.9 1.10 2.5 2.6 2.7 2.8 3.3 3.4An 33,205 40,140 41,171 39,810 36,567 40,961 35,964 43,947 37,184 37,184 34,341 37,911 30,881 40,570 43,481 31,162 37,885 38,982 51,959 38,444 51,614 45,018 47,235 46,501 34,327 41,957Ab 65,308 58,443 57,403 58,839 60,944 57,429 62,391 54,836 61,785 61,785 64,177 60,328 67,448 58,176 55,124 67,248 60,351 59,268 47,145 59,956 46,828 54,076 51,857 52,073 64,787 56,584
Scumacher FO 0023 FO 0023 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0003 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0024 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 0094 FO 00942.3 2.1 1.3 1.4 2.1 2.3 3.4 3.2 1.2 1.5 1.3 1.1 2.5 2.2 3.2 3.1 1.6 1.4 1.2 1.3 2.4 2.3 2.2 2.1 3.1 3.2
CAT Si 6,758 7,117 6,758 6,791 6,991 6,825 6,856 6,835 7,031 7,000 7,011 6,880 6,866 6,793 6,952 6,889 6,791 6,776 6,789 6,781 6,689 6,748 6,743 6,890 6,816 6,872
Y 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 -0,936 0,000 -0,850 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000K 2,237 1,608 1,967 1,985 1,839 1,906 2,038 1,811 1,814 1,854 1,911 1,946 2,192 1,961 1,706 2,159 2,037 2,014 1,592 2,032 1,651 1,861 1,788 1,670 2,160 1,833
P kbar, Schmidt 5,579 2,747 3,149 3,145 2,981 3,264 3,437 2,970 2,608 2,312 2,266 2,752 2,107 2,454 2,363 2,377 2,638 2,778 2,632 2,496 2,834 2,752 2,966 2,635 2,912 2,723TºC con P Schmidt 638 732 692 691 706 696 682 709 713 714 709 699 689 702 728 688 694 693 756 696 745 707 711 727 680 710Promedio 685 696 705
CALCULO DE TEMPERATURA DE CRISTALIZACION DE LAS MUESTRAS EN BASE A GEOTERMOMETRO DE BLUNDY Y HOLLAND, 1990.
LAMINAZONAAnAb
Scumacher
CAT Si
YK
P kbar, SchmidtTºC con P SchmidtPromedio
FO_0094 FO_0094 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_0072 MD 9808 MD 9808 FO_0326 FO 0328A FO 0328A FO 0346 FO 0346 FO 0346 FO 0346 FO 0350A FO 0350A FO 0351A FO 0351A F0 03524.4 4.5 1.7 1.8 2.4 2.5 3.5 3.5 3.6 2.1 3.3 2.2 2.3 2.3 1.2 2.5 3.4 3.5 2.2 3.3 1.4 1.4 1.6
29,738 52,551 55,926 46,348 69,044 51,067 51,049 51,049 53,789 53,713 47,161 53,789 76,377 76,377 89,650 91,516 91,064 54,012 33,393 37,726 54,950 54,950 42,78367,685 46,258 43,440 53,100 30,423 48,377 48,414 48,414 45,413 45,387 51,306 45,413 23,291 23,291 10,265 8,386 8,838 45,433 65,473 60,854 43,308 43,308 55,533
FO 0094 FO 0094 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 FO 0072 MD 9808 MD 9808 FO_0326 FO 0328A FO 0328A FO 0346 FO 0346 FO 0346 FO 0346 FO 0350A FO 0350A FO 0351A FO 0351A F0 03524.2 4.1 1.5 1.1 2.2 2.2 3.2 3.4 3.3 2,3 3,1 2,1 2,1 2,2 1,1 2,4 3,3 3,3 2,1 3,2 1,1 1,2 1,2
6,873 7,010 6,765 6,693 6,749 6,749 6,776 6,652 6,722 6,865 6,727 7,173 7,001 6,983 7,049 7,163 7,125 7,125 6,742 6,822 6,662 6,410 7,110
0,000 -0,695 0,097 0,000 4,284 -1,264 -1,274 -1,274 -0,462 -0,454 0,000 -0,462 6,945 6,945 12,473 13,342 13,132 -0,467 0,000 0,000 0,136 0,136 0,0002,191 1,379 1,484 1,869 1,046 1,664 1,645 1,731 1,579 1,476 1,781 1,192 0,698 0,706 0,298 0,222 0,242 1,242 2,258 2,023 1,542 1,660 1,538
2,721 2,086 3,253 3,186 3,323 3,323 3,397 3,777 3,857 3,204 3,259 1,568 2,795 2,843 3,055 2,729 2,627 2,627 4,418 3,875 4,175 5,050 1,281680 786 738 700 707 745 746 732 729 751 707 817 732 729 776 839 823 793 653 677 716 691 762
715 728 729 #NUM! 731 808 665 704 #NUM!
ANALISIS DE FELDESPATOS (Principalmente plagioclasas para ser usadas en el análisi termobarométrico)
MUESTRA FO_0023 FO_0023 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0094 FO_0094ZONA 2.4 2.5 1.2 1.5 2.2 2.5 3.5 3.6 1.6 1.7 1.8 2.1 2.6 2.7 3.4 3.5 1.7 1.8ANALISISOBSERVAC
SiO2 66,970 63,876 60,247 59,728 63,447 61,242 61,635 59,071 58,671 60,24 61,911 58,188 61,219 58,291 57,405 60,953 60,367 59,705TiO2 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000Al2O3 22,942 24,880 26,310 26,285 25,023 26,285 25,436 26,974 26,350 25,494 24,951 26,989 24,487 26,719 26,786 24,321 25,597 25,991Cr2O3 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000FeO 0,327 0,292 0,000 0,445 0,372 0,316 0,093 0,315 0,519 0,371 0,167 0,352 0,056 0,130 0,185 0,482 0,019 0,407MnO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000MgO 0,177 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000CaO 4,972 7,522 8,012 8,245 6,506 8,028 7,599 9,160 7,728 7,120 6,565 8,875 6,359 8,705 8,944 6,321 7,469 7,852Na2O 5,404 6,052 6,173 6,734 5,992 6,22 7,285 6,316 7,096 7,353 5,773 6,182 7,675 6,898 6,266 7,538 6,575 6,597K2O 0,187 0,223 0,233 0,235 0,372 0,265 0,292 0,213 0,18 0,258 0,256 0,217 0,289 0,226 0,241 0,271 0,292 0,296
Total 100,98 102,85 100,98 101,67 101,71 102,36 102,34 102,05 100,54 100,84 99,62 100,80 100,09 100,97 99,83 99,89 100,32 100,85
Formula ajustada a 8 oxigenosSi 2,885 2,747 2,652 2,628 2,752 2,662 2,684 2,594 2,613 2,666 2,738 2,586 2,718 2,590 2,578 2,716 2,675 2,643Ti 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000Al 1,165 1,261 1,365 1,363 1,279 1,347 1,305 1,396 1,383 1,330 1,301 1,414 1,281 1,399 1,418 1,277 1,337 1,356Cr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000Fe2+ 0,012 0,011 0,000 0,016 0,013 0,011 0,003 0,012 0,019 0,014 0,006 0,013 0,002 0,005 0,007 0,018 0,001 0,015Mn2+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000Mg 0,011 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000Ca 0,229 0,347 0,378 0,389 0,302 0,374 0,355 0,431 0,369 0,338 0,311 0,423 0,302 0,414 0,430 0,302 0,355 0,372Na 0,451 0,505 0,527 0,575 0,504 0,524 0,615 0,538 0,613 0,631 0,495 0,533 0,661 0,594 0,546 0,651 0,565 0,566K 0,010 0,012 0,013 0,013 0,021 0,015 0,016 0,012 0,010 0,015 0,014 0,012 0,016 0,013 0,014 0,015 0,017 0,017Suma 4,764 4,881 4,935 4,984 4,871 4,934 4,979 4,983 5,007 4,992 4,866 4,980 4,980 5,015 4,993 4,979 4,948 4,970
An 33,205 40,140 41,171 39,810 36,567 40,961 35,964 43,947 37,184 34,341 37,911 43,675 30,881 40,570 43,481 31,162 37,885 38,982Ab 65,308 58,443 57,403 58,839 60,944 57,429 62,391 54,836 61,785 64,177 60,328 55,053 67,448 58,176 55,124 67,248 60,351 59,268Or 1,487 1,417 1,426 1,351 2,490 1,610 1,645 1,217 1,031 1,482 1,760 1,272 1,671 1,254 1,395 1,591 1,764 1,750
ANALISIS DE FELDESPATOS (Principalmente plagioclasas para ser usadas en el análisi termobarométrico)
MUESTRAZONAANALISISOBSERVAC
SiO2TiO2Al2O3Cr2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2O
Total
Formula ajustada a 8 oxigenosSiTiAlCrFe2+Mn2+MgCaNaKSuma
AnAbOr
FO_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0094 O_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0094 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_0072 MD 9808 MD 98081.9 1.10 2.5 2.6 2.7 2.8 3.3 3.4 4.4 4.5 1.7 1.8 1.9 2.4 2.5 3.5 PRUEBA 2.1
2,3
55,252 58,878 56,017 56,244 56,694 55,307 60,215 58,338 60,990 54,748 53,894 56,128 56,526 51,234 55,424 56,411 60,640 56,9610,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,053 0,213
28,260 25,910 27,732 27,119 27,336 27,478 25,498 26,931 24,530 28,223 29,412 27,067 27,723 31,584 28,719 27,914 26,631 28,4320,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,185 0,203 0,406 0,185 0,258 0,166 0,000 0,148 0,350 0,258 0,499 0,129 0,148 0,313 0,037 0,000 0,254 0,0000,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,035 0,0000,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
10,698 7,896 10,292 9,283 9,730 10,137 7,377 8,836 6,141 10,717 11,884 9,804 9,664 14,037 10,938 10,651 7,210 10,1645,364 6,805 5,160 6,162 5,903 6,273 7,694 6,585 7,724 5,213 5,101 6,207 6,303 3,418 5,726 5,582 5,343 4,7460,155 0,276 0,261 0,157 0,157 0,261 0,160 0,258 0,447 0,204 0,113 0,098 0,105 0,091 0,100 0,094 0,352 0,143
99,91 99,97 99,87 99,15 100,08 99,62 100,94 101,10 100,18 99,36 100,90 99,43 100,47 100,68 100,94 100,65 100,52 100,66
2,492 2,632 2,523 2,548 2,546 2,508 2,662 2,587 2,711 2,485 2,423 2,540 2,530 2,316 2,477 2,520 2,668 2,5300,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,0071,502 1,365 1,472 1,448 1,447 1,468 1,328 1,407 1,285 1,510 1,558 1,443 1,463 1,683 1,513 1,470 1,381 1,4890,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,007 0,008 0,015 0,007 0,010 0,006 0,000 0,005 0,013 0,010 0,019 0,005 0,006 0,012 0,001 0,000 0,009 0,0000,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,0000,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,517 0,378 0,497 0,451 0,468 0,492 0,349 0,420 0,292 0,521 0,572 0,475 0,463 0,680 0,524 0,510 0,340 0,4840,469 0,590 0,451 0,541 0,514 0,551 0,659 0,566 0,666 0,459 0,445 0,545 0,547 0,300 0,496 0,484 0,456 0,4090,009 0,016 0,015 0,009 0,009 0,015 0,009 0,015 0,025 0,012 0,006 0,006 0,006 0,005 0,006 0,005 0,020 0,0084,996 4,988 4,973 5,003 4,993 5,041 5,008 5,000 4,992 4,996 5,024 5,014 5,015 4,995 5,017 4,989 4,877 4,927
51,959 38,444 51,614 45,018 47,235 46,501 34,327 41,957 29,738 52,551 55,926 46,348 45,596 69,044 51,067 51,049 41,681 53,71347,145 59,956 46,828 54,076 51,857 52,073 64,787 56,584 67,685 46,258 43,440 53,100 53,815 30,423 48,377 48,414 55,896 45,3870,896 1,600 1,558 0,907 0,908 1,426 0,886 1,459 2,577 1,191 0,633 0,552 0,590 0,533 0,556 0,536 2,423 0,900
ANALISIS DE FELDESPATOS (Principalmente plagioclasas para ser usadas en el análisi termobarométrico)
MUESTRAZONAANALISISOBSERVAC
SiO2TiO2Al2O3Cr2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2O
Total
Formula ajustada a 8 oxigenosSiTiAlCrFe2+Mn2+MgCaNaKSuma
AnAbOr
MD 9808 FO 0326 FO 0326 FO_0326 FO_0326 FO_0326 FO 0328A FO 0329 FO 0329 F0 0331A F0 0331A F0 0331A FO 0332 FO 0332 FO 0346 FO 0346 FO 03463.3 1.4 1.5 1.6 2.2 2.3 2.3 1.3 3.4 1.3 1.4 2.2 1.3 1.6 1.2 2.5 3.4
3,1 2,1 2,4 2,1 y 2,2 1,5 1,1 2,4 3,3CENTRO BORDE INCLU EN Hb INCLU EN Hb INCLU EN Hb
60,098 57,305 61,088 57,368 54,602 55,645 48,403 68,533 69,280 66,896 58,589 62,000 57,176 56,029 45,225 45,738 45,8320,133 0,000 0,027 0,027 0,000 0,000 0,106 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,128 0,160 0,000 0,000
26,600 28,044 25,516 28,039 28,916 28,702 32,356 22,119 19,681 23,675 23,500 25,606 27,251 27,022 35,291 35,471 35,7820,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,143 0,206 0,206 0,159 0,314 0,333 0,206 0,254 0,000 0,000 0,159 0,000 0,063 0,047 0,000 0,079 0,2050,000 0,071 0,043 0,075 0,000 0,000 0,071 0,008 0,000 0,035 0,000 0,000 0,000 0,132 0,102 0,012 0,0590,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,010 0,000 0,016 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0008,317 9,602 6,415 10,172 11,392 10,241 15,886 2,636 0,000 4,166 5,215 6,191 9,149 9,750 18,870 18,978 18,8505,000 4,651 7,694 4,728 5,315 5,420 2,677 7,626 0,510 6,421 8,572 7,821 5,677 5,261 1,194 0,961 1,0110,227 0,165 0,275 0,206 0,142 0,145 0,058 0,105 16,050 0,123 0,135 0,171 0,044 0,048 0,015 0,017 0,017
100,52 100,04 101,26 100,77 100,68 100,49 99,76 101,29 105,52 101,33 96,17 101,79 99,36 98,42 100,86 101,26 101,76
2,650 2,557 2,685 2,547 2,454 2,492 2,225 2,937 3,011 2,870 2,712 2,702 2,571 2,550 2,073 2,085 2,0790,004 0,000 0,001 0,001 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,004 0,006 0,000 0,0001,382 1,475 1,322 1,467 1,531 1,515 1,753 1,117 1,008 1,197 1,282 1,315 1,444 1,450 1,906 1,905 1,9130,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,005 0,008 0,008 0,006 0,012 0,012 0,008 0,009 0,000 0,000 0,006 0,000 0,002 0,002 0,000 0,003 0,0080,000 0,003 0,002 0,003 0,000 0,000 0,003 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,005 0,004 0,000 0,0020,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,393 0,459 0,302 0,484 0,548 0,491 0,782 0,121 0,000 0,191 0,259 0,289 0,441 0,476 0,927 0,927 0,9160,427 0,402 0,656 0,407 0,463 0,471 0,239 0,634 0,043 0,534 0,769 0,661 0,495 0,464 0,106 0,085 0,0890,013 0,009 0,015 0,012 0,008 0,008 0,003 0,006 0,890 0,007 0,008 0,010 0,003 0,003 0,001 0,001 0,0014,875 4,912 4,989 4,927 5,016 4,990 5,016 4,824 4,952 4,802 5,036 4,976 4,956 4,954 5,022 5,006 5,009
47,161 52,715 31,042 53,613 53,789 50,643 76,377 15,917 0,000 26,149 24,967 30,130 46,979 50,446 89,650 91,516 91,06451,306 46,207 67,374 45,095 45,413 48,503 23,291 83,328 4,607 72,932 74,264 68,879 52,752 49,258 10,265 8,386 8,8381,533 1,079 1,584 1,293 0,798 0,854 0,332 0,755 95,393 0,919 0,770 0,991 0,269 0,296 0,085 0,098 0,098
ANALISIS DE FELDESPATOS (Principalmente plagioclasas para ser usadas en el análisi termobarométrico)
MUESTRAZONAANALISISOBSERVAC
SiO2TiO2Al2O3Cr2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2O
Total
Formula ajustada a 8 oxigenosSiTiAlCrFe2+Mn2+MgCaNaKSuma
AnAbOr
FO 0346 FO 0346 FO 0350A FO 0350A FO 0350A FO 0350A FO 0351A FO 0351A F0 0352 F0 0353C F0 0353C3.5 3.6 2.2 2.3 3.3 3.4 1.4 2.2 1.6 2.1 2.2
3,3 2,1 3,2 1,1 y 1,2 1,2 2,4CTTO BORDE CENTRO BORDE CENTRO
56,249 45,749 62,729 55,779 60,599 67,044 54,599 57,805 60,559 46,002 44,1560,053 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,206 0,000 0,000
29,993 35,009 25,211 29,077 25,768 19,042 27,281 27,081 26,079 32,336 33,9950,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,110 0,016 0,237 0,158 0,269 0,032 0,111 0,253 0,333 0,538 0,2350,000 0,000 0,016 0,000 0,066 0,078 0,000 0,066 0,000 0,000 0,0000,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,012 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
11,120 18,726 6,204 11,240 7,337 0,000 10,252 9,228 7,743 17,070 18,6935,169 0,939 6,722 3,919 6,540 0,917 4,465 4,738 5,554 2,394 1,7340,096 0,002 0,177 0,201 0,232 11,919 0,273 0,241 0,256 0,035 0,043
102,79 100,44 101,30 100,37 100,81 99,04 96,98 99,41 100,73 98,38 98,86
2,463 2,099 2,735 2,492 2,673 3,041 2,525 2,592 2,667 2,162 2,0740,002 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,007 0,000 0,0001,548 1,893 1,295 1,531 1,339 1,018 1,487 1,431 1,354 1,791 1,8820,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,004 0,001 0,009 0,006 0,010 0,001 0,004 0,009 0,012 0,021 0,0090,000 0,000 0,001 0,000 0,002 0,003 0,000 0,003 0,000 0,000 0,0000,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,0000,522 0,920 0,290 0,538 0,347 0,000 0,508 0,443 0,365 0,859 0,9410,439 0,084 0,568 0,339 0,559 0,081 0,400 0,412 0,474 0,218 0,1580,005 0,000 0,010 0,011 0,013 0,690 0,016 0,014 0,014 0,002 0,0034,983 4,997 4,907 4,918 4,944 4,835 4,940 4,905 4,894 5,053 5,066
54,012 91,670 33,393 60,524 37,726 0,000 54,950 51,015 42,783 79,603 85,42645,433 8,318 65,473 38,187 60,854 10,469 43,308 47,399 55,533 20,203 14,3400,555 0,012 1,134 1,289 1,420 89,531 1,742 1,586 1,684 0,194 0,234
ANALISIS DE OXIDOS DE Fe-Ti
Corte FO_0023 FO_0023 FO_0023 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0003 FO_0024Punto 1.7 1.8 2.6 1.6 1.7 1.8 2.7 2.6 3.7 3.8 1.9Comentario Borde de 1.7 Borde Centro
Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O)TiO2 0,232 0,505 0,125 0,105 0,000 0,021 0,000 0,125 0,735 44,685 45,451 44,392 0,275 0,000 0,147 0,190 0,000Fe2O3 101,869 67,483 106,016 69,419 104,084 67,627 102,150 68,695 67,549 10,745 0,000 11,721 67,892 103,630 67,136 66,518 68,248MnO 0,045 0,449 0,000 0,067 0,122 0,013 0,064 0,035 0,155 5,477 5,288 5,774 0,120 0,070 0,077 0,013 0,074FeO 0,163 30,815 0,113 31,352 0,000 30,450 0,000 31,097 31,557 34,635 45,985 35,324 30,917 0,000 30,392 30,256 30,630TOTAL 102,309 99,252 106,254 100,943 104,206 98,111 102,214 99,952 0,000 99,996 95,542 96,724 97,211 99,204 103,700 97,752 0,000 96,977 0,000 98,952
Cationes
Ti 0,118 0,024 0,005 0,029 0,171 1,785 1,757 0,064 0,035 0,046 0,000Fe (+3) 15,764 15,952 15,990 15,942 15,659 0,430 0,449 15,872 15,930 15,909 16,000Mn 0,118 0,018 0,003 0,009 0,040 0,247 0,257 0,032 0,021 0,004 0,058Fe (+2) 8,000 8,007 8,002 8,020 8,130 1,539 1,554 8,033 8,014 8,042 7,980
TiO2-FeO-Fe2O3 % TiO2 0,494 0,100 0,021 0,122 0,712 47,560 46,720 0,268 0,146 0,190 0,000Porcentajes % FeO 66,009 66,514 66,635 66,449 65,356 11,445 11,948 66,219 66,432 66,297 66,721Molares % Fe2O3 33,497 33,385 33,344 33,429 33,932 40,995 41,332 33,513 33,422 33,513 33,279
Para cada muestra se probó analizándola como magnetita y como illmenita para discernir de mejor manera de que especie se trataba en cada caso. La selección en negrita.
ANALISIS DE OXIDOS DE Fe-Ti
CortePuntoComentario
TiO2Fe2O3MnOFeOTOTAL
Cationes
Ti Fe (+3)MnFe (+2)
TiO2-FeO-Fe2O3Porcentajes Molares
FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0024 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_0072 FO_00721.10 1.11 2.8 2.9 3.6 1.10 2.6 2.7 3.7 3.8incluido en anf Borde Centro Extremo Centro Centro Bordes Zonado
Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Mgt (32 O) Mgt (32 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O) Illm (6 O) Mgt (32 O)42,052 41,806 45,723 0,084 0,104 43,758 44,623 0,000 0,083 45,240 0,249 0,000 0,062 0,000 0,000 0,00015,474 0,000 14,256 68,226 69,509 16,771 0,000 69,841 68,527 11,704 70,031 57,187 70,253 47,346 69,989 69,2832,209 1,836 6,996 0,129 0,000 4,421 2,010 0,077 0,064 10,078 0,048 0,016 0,000 0,089 0,067 0,073
35,577 49,698 31,925 30,716 31,460 33,886 49,476 31,344 30,916 32,599 31,908 25,721 31,720 21,211 31,411 31,09695,312 93,340 98,900 99,155 0,000 101,073 98,836 96,109 0,000 101,262 0,000 99,590 99,621 102,236 82,924 102,035 68,646 0,000 101,467 0,000 100,452
1,689 1,557 0,020 0,024 1,699 0,000 0,019 1,750 0,057 0,000 0,014 0,000 0,000 0,0000,622 0,470 15,961 15,952 0,631 16,000 15,961 0,439 15,887 16,000 15,972 16,000 16,000 16,0000,100 0,268 0,034 0,000 0,193 0,020 0,017 0,439 0,012 0,005 0,000 0,034 0,017 0,0191,589 1,208 7,986 8,024 1,463 7,980 8,003 1,402 8,044 7,995 8,014 7,966 7,983 7,981
43,308 48,117 0,082 0,100 44,799 0,000 0,081 48,740 0,236 0,000 0,059 0,000 0,000 0,00015,946 14,531 66,597 66,467 16,631 66,722 66,551 12,213 66,230 66,681 66,548 66,761 66,715 66,72040,746 37,352 33,321 33,433 38,571 33,278 33,368 39,047 33,534 33,319 33,393 33,239 33,285 33,280
Para cada muestra se probó analizándola como magnetita y como illmenita para discernir de mejor manera de que especie se trataba en cada caso. La selección en negrita.