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Complejos metamórficos paleozoicos de la cordillera de
Vallenar: implicancias para la evolución
tectonomagmática del margen occidental de Gondwana
,1,2
3
Javier Álvarez* , Constantino Mpodozis
(1) Departamento de Geología, Universidad de Chile.
(2)Servicio Nacional de Geología y Minería, Av. Santa María 0104, Providencia, Santiago.
(3)Antofagasta Minerals S.A., Av. Apoquindo 4001, Piso 18, Las Condes, Santiago.
* email: [email protected]
Resumen.
La evolución geológica paleozoica del
margen occidental pacífico de Gondwana en el nortecentro de Chile y Argentina habría estado controlada por
procesos de subducción y acreción de terrenos alóctonos
o para-autóctonos el último de los cuales (Chilenia)
habría sido acrecionado en el Devónico Rocas
metamórficas que forman enclaves dentro de los
granitoides del Paleozoico superior-Triásico en la
Cordillera de Vallenar (GLP: Gneisses de la Pampa,
MQS; Migmatitas de Quebrada Seca) podrían ser
remantes preservados del basamento de Chilenia.
Estudios geocronológicos y geobarométricos efectuados
en ambos complejos no permiten validar esta hipótesis. A
pesar de ello, tanto los GLP como las MQS guardan un
registro de los principales eventos de magmatismo,
metamorfismo y deformación ocurridos en esa zona de
los Andes durante el Paleozoico y Triásico.
mesozoicas.El valle del río El Tránsito en la Cordillera
Principal de Vallenar es unos de los pocos lugares donde
afloran rocas metamórficas que forman enclaves dentro
de los batolitos del Paleozoico superior (Fig. 1) y pueden
ser consideradas como candidatos a constituir posibles
remanentes preservados del basamento de Chilenia.
Dentro de estos destacan pequeños afloramientos de
ortogneises (Gneisses de la Pampa, GLP) y migmatitas
Migmatitas de Quebrada Seca, MQS) descritas y
estudiadas por primera vez por Ribba et al, (1988) y más
tarde por Álvarez et al. (2013), Salazar et a.l (2013) y
Álvarez (2015).
Palabras Claves: Paleozoico, metamorfismo, Chilenia,
geocronología U-Pb, circones.
1. Introducción
Diversos modelos acerca de la evolución geológica del
margen occidental de América del Sur durante el
Paleozoico indica que ésta es el resultado de subducción
y magmatismo, acompañada de la acreción de terrenos
alóctonos y/o para-autóctonos. El último de los terrenos
en ser acrecionado al margen correspondería a Chilenia
(Ramos et al., 1984), bloque que se habría amalgamado
al margen occidental de Gondwana a los ca. 390 Ma,
(Devónico Medio). Su límite oriental (sutura) estaría
representado por la faja de afloramientos de roca máficas
y ultramáficas situadas a lo largo del valle de CalingastaUspallata y el Complejo Guarguaraz, en la Cordillera
Frontal al, sur de Mendoza interpretado como un
asociación de rocas afectadas por metamorfismo HP/LT
durante la colisión (Ramos et al., 1984; Davis et al.,
1999; Willner et al., 2011)
Las evidencias directas acerca de la naturaleza del
basamento precolisional de Chilenia son escasas debido a
que la mayor parte de las cordilleras Principal y Frontal
están formadas por rocas volcánicas e intrusivas del
Carbonífero-Triásico y/o secuencias estratificadas
Figura 1. Mapa geológico simplificado del valle de río
Tránsito entre el Tránsito y Alto del Carmen (Álvarez, 2015).
GLP: Gneisses de la Pampa, MQS: Migmatitas de Quebrada
Seca. 1) Complejo Metamórfico del Tránsito, 2) Granitoides del
Carbonífero superior-Pérmico, 3) Granitoides Triásicos, 4)
Secuencias estratificadas mesozoicas, 5) Intrusivos terciarios.
Triángulos indican dataciones U-Pb. (Fuentes en Salazar et al.,
2013 y Álvarez, 2015).
El objetivo de esta contribución es establecer la
naturaleza y edad de los GLP y MQS para analizar su rol
en la evolución tectono-metamórfica del margen
occidental de Gondwana.
alcanzaron entre 593 a 642 °C y 8 a 8.8 kbar y otra del
neosoma habría alcanzado 558 a 580 °C y 8 a 10 kbar.
2. Metodologías
La datación (U-Pb) de una muestra de esquistos del
paleosoma (Fig. 2) señala que ésta incluye varias
poblaciones de circones paleo-proterozoicos (2100-1700
Ma), meso-proterozoicos (“grenvillianos”, 1350-900
Ma) y neo-proterozoicos (ca. 600 Ma) aunque la
población más numerosa se encuentra en torno a un peak
a los 486.1±6.5 Ma (límite Cámbrico-Ordovícico) que
correspondería a la edad máxima de formación del
protolito. Esta edad es >150 Ma más antigua que la edad
de cristalización del neosoma granítico (y por ende de la
migmatización) el que fue datado (U-Pb en circones) en
335±10 Ma (Salazar et al., 2013). Edades más jóvenes
de ca. 285 Ma obtenidas en los bordes de algunos
cristales de circón (Fig. 2) representan, probablemente,
los efectos de metamorfismo termal asociado
al
emplazamiento de las tonalitas del plutón Chanchoquín,
que intruye a las MQS (Fig. 1), y en la cuales se han
obtenido edades U-Pb comprendidas entre los 295 y 286
Ma (Pankhurst et al., 1996; Salazar et al., 2013).
Se realizaron estudios petrográficos, dataciones U-Pb en
circones (LA-ICP-MS), análisis geoquímicos de roca
total y química mineral y cálculos termobarométricos
mediante uso del software Perple_X (Connolly, 2005)
para determinar las condiciones de metamorfismo de los
GLP y MQS.
3. Los Gneisses de la Pampa
Estas rocas constituyen un enclave de ortogneisses
emplazados dentro de granitoides, principalemente
triásicos del Batolito Chollay (Fig. 1). Su protolito
proviene de tonalitas peraluminosas que cristalizaron
durante el Pennsylvaniano (Carbonífero superior) a los
306.5±1.8 Ma (Álvarez et al., 2013). Fueron
metamorfizadas entre 5 y 5.6 kbar y 709 y 779 °C
durante el Pérmico medio (267.6±2.1 Ma), al mismo
tiempo que se emplazaban los granitoides más antiguos
del Batolito Chollay (Alvarez et al., 2013).
Posteriormente, tal como fue documentado por Hervé et
al. (2014), quienes obtuvieron una edad U-Pb (SHRIMP)
de 238.9±2.4 Ma en el borde de cristales de circón de
una muestra de los GLP, estos fueron afectados por un
nuevo episodio de metamorfismo durante el Triásico
Medio. Este sería consecuencia del emplazamiento de
granitoides triásicos que los intruyen: plutón La Pampa,
edades U-Pb 241.7±3, 247±3.1 Ma; plutón Conay,
247.7±3.4 Ma (Álvarez et al., 2013; Hervé et al., 2014).
4. La Migmatitas de Quebrada Seca
Corresponden también a un roof-pendant, dentro de los
granitoides del Pérmico inferior del Batolito ElquiLimarí que afloran al oeste del valle medio del río El
Tránsito (Fig. 1) y que, en conjunto con éstos están en
contacto, hacia el este a través de la falla Pinte con
secuencias volcanoclásticas continentales del Jurásico
superior-Cretácico inferior (Salazar et al, 2013). Su
paleosoma está formado por esquistos cuarzo-micáceos,
de textura granolepidoblástica con cuarzo, muscovita,
estaurolita, biotita,
y plagioclasa mientras que el
neosoma está constituido por bandas gneíssicas de
composición granítica y
ancho variable desde
centímetros hasta 1 m de ancho, compuestas por cuarzo,
plagioclasa, feldespato potásico, muscovita biotita y
granate. Las MQS presentan una foliación penetrativa
marcada por la orientación de las micas. Esta se
encuentra afectada por pliegues isoclinales, cuyos planos
axiales definen una segunda foliación sobreimpuesta,
menos penetrativa. Estudios geobarométricos indican que
el paleosoma fue metamorfizado en condiciones que
Figura 2. Diagrama Tera-Waserburg y gráficos de densidad de
probabilidad de circones de una muestra (JA07) de esquistos
del que forman parte del paleosoma de las Migmatitas de
Quebrada Seca.
5.
Discusión y Conclusiones
La población más numerosa de circones de la muestra
JA07 representativa del paleosoma de las Migmatitas de
Quebrada Seca, se encuentra en torno al límite CámbricoOrdovícico, representada por un peak a los 486.1±6.5
Ma. Como la temperatura de cierre del sistema U-Pb en
circón es cercana a los 900 °C (Lee et al., 1997) y el peak
metamórfico de esta muestra ocurre entre 593 y 642 ºC ,
se sugiere que la edad de 486.1±6.5 Ma corresponde a la
cristalización del protolito de las Migmatitas de
Quebrada Seca. En el neosoma de esta unidad, Salazar et
al. (2013) obtuvieron una edad U-Pb en circones de
335±10 Ma, la cual podría representar el momento de la
migmatización y por ende de la cristalización del
neosoma.
El bloque Chienia habría colisionado con el margen
occidental pacífico de Gondwana a los ca. 390 Ma,
durante el Devónico Medio y su límite oriental, es decir
la sutura, estaría representado por afloramientos de
ofiolitas y el Complejo Guarguaraz (Davis et al., 1999;
Willner et al., 2011). Por otra parte, el arco magmático
Famatiniano (Ordovícico) se encuentra varios kilómetros
al este, en el bloque Pampia, Argentina (Ramos, 2008 y
referencias allí dentro). Considerando la posición del arco
ordovícico, la edad documentada para la colisión de
Chilenia y la edad de cristalización del protolito ígneo de
las Migmatitas de Quebrada Seca se plantea que éstas
podrían pertenecer al basamento pre-colisional del bloque
Chilenia.
El protolito de los Gneisses de la Pampa cristalizó
durante el Pennsylvaniano a los 306.5±1.8 Ma, por lo
tanto considerando que la edad de la colisión de Chilenia
fue durante el Devónico Medio (ca. 390 Ma; Davis et al.,
1999; Willner et al., 2011), se desestima cualquier
relación entre éstos y Chilenia.
Si bien los Gneisses de La Pampa no pertenecen al
basamento de Chilenia, ellos registran, junto a las
Migmatitas de Quebrada Seca, parte importante de la
evolución Paleozoica a Triásica del margen Pacífico de
Gondwana.
Una primera fase de deformación y metamorfismo se
encuentra representada por la foliación del paleosoma de
las Migmatitas de Quebrada Seca, habría ocurrido
durante el Mississippiano Medio, cuando estas rocas ya
formaban parte de Gondwana. Esta fase de deformación
y metamorfismo habría alcanzado a fundir parcialmente
las rocas pertenecientes al protolito ígneo de las
Migmatitas de Quebrada Seca, generando la
migmatización y posterior cristalización del neosoma.
Posteriormente, pero antes del Pérmico medio
(temporalidad restringida por las edades de cristalización
del neosoma y de intrusión del batolito Elqui-Limarí)
habría ocurrido la segunda fase de deformación, la cual
habría generado la foliación del neosoma y pliegues
isoclinales en el paleosoma.
El siguiente evento destacable corresponde a un pulso
magmático, el cual habría involucrado fusión parcial de
corteza continental. Este pulso tuvo lugar durante el
límite Carbonífero-Pérmico y está registrado en la edad
de cristalización del protolito de los Gneisses de la
Pampa a los 306.5±1.8 Ma , edad compatible con los
309.5±2.7 Ma obtenidos por Hervé et al. (2014) en la
misma unidad. Magmatismo de esta edad está también
registrado en riolitas de la Formación Cerro Bayo de
300.8±4.6 Ma (Salazar et al., 2009), en el Plutón Cerro
Bayo de 296.1±4.8 Ma (Coloma et al., 2012) y en varios
afloramientos del Batolito Elqui-Limarí (Nasi et al.,
1985; Mpodozis y Kay, 1992; Pankhurst et al., 1996;
Coloma et al., 2012; Hervé et al., 2014). En las
Migmatitas de Quebrada Seca también está registrado
este evento magmático, generando crecimiento en bordes
de circones a los 284.8±8.5 Ma, edad concordante con los
285.7±1.5 Ma obtenidos por Pankhurst et al. (1996) en el
Plutón Chanchoquín, del batolito Elqui-Limarí.
Posteriormente, durante el Pérmico ocurrió un evento de
metamorfismo que afectó a los Gneisses de La Pampa,
alcanzando condiciones máximas de 779 °C y 5.58 kbar,
este evento está registrado en circones de esta unidad
datados en 267.6±2.1 Ma , este episodio de
metamorfismo ocurrió junto a una importante actividad
plutónica regional registrada en el emplazamiento del
Plutón La Totora a los 266.1±3.5 Ma, y posiblemente
relacionada al metamorfismo más joven de las
Migmatitas de Quebrada Seca en base a una edad U-Pb
en monacita de of 270.1±2.3 Ma (Salazar et al., 2013).
Durante el Triásico Medio tuvo lugar una nueva e
importante actividad plutónica, evidenciada por el
emplazamiento del Plutón La Pampa, con edades de
241.7±3 y 247±3.1 Ma, y el Plutón Conay, con una edad
de 247.7±3.4 Ma. Estas edades también están presentes
en
los Gneisses de La Pampa, recientemente
documentada por Hervé et al. (2014) quienes dataron
bordes de circones mediante U-Pb en 238.9±2.4 Ma y es
interpretada como la edad del metamorfismo de contacto
producto de las intrusiones triásicas.
Agradecimientos
Los antecedentes presentados en esta contribución
forman parte la tesis doctoral de J.A (Departamento de
Geología, Universidad de Chile). Los análisis y el
trabajo de terreno fueron financiados por los proyectos
FONDECYT 1080964 (César Arriagada) y 1070468
(Diego Morata) y los programas de levantamiento
geológico de las cartas 1:100.000 El Tránsito –
Lagunillas y Río Chollay - Matancillas (del Servicio
Nacional de Geología y Minería).
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