UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS ......TABLA DE CONTENIDO Página CAPITULO I INTRODUCCIÓN 1.1 Presentación general de la tesis 2 1.2 Marco tectónico del borde sur occidental

UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA

“Edad y petrogénesis del magmatismo Oligoceno-Mioceno de los Andes de Chile central a los 33°S: implicación geodinámica para el margen de

América del Sur”

TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR EN CIENCIAS MENCIÓN GEOLOGÍA

PATRICIO RODRIGO MONTECINOS MUÑOZ

PROFESOR GUIA:

MARIO VERGARA MARTINEZ

MIEMBROS DE LA COMISIÓN:

LUIS AGUIRRE LE-BERT

URS SCHÄRER GOTTLIEB

CONSTATINO MPODOZIS MARIN

MIGUEL ANGEL PARADA REYES

SANTIAGO DE CHILE MARZO 2008

a Karen à Karen

to Karen

ii

AGRADECIMIENTOS

En estas primeras lineas insisto en dedicar este trabajo a Karen. Este también es en gran parte suyo, su apoyo y cariño han resultado fundamentales para seguir adelante y finalizar esta empresa.

Agradezco a Noemí (mi Madre), a Julio (mi hermano) y a Rosy (mi hermana mayor)

el apoyo constante que me han brindado a lo largo de este tiempo.

Estas líneas de agradecimiento, reconocimiento y admiración van dirigidas a mis Profesores Guías L. Aguirre, M. Vergara y U. Schärer, de quienes durante este tiempo he aprendido y recibido su apoyo. Debo agradecer en especial a Urs quien me abrió las puertas del gran mundo de la Geología Isotópica. En este contexto también agradezco el apoyo y cariño que me ha brindado el Profesor F. Hervé.

Este trabajo ha sido posible también al apoyo logístico de la División Andina de

Codelco Chile, en especial reconozco y agradezco las labores de apoyo de J. Verdugo y F. Rodríguez. También agradezco a E. Godoy, A. Demant, S. Calderón, F. Fuentes y C. Creixell las labores de apoyo en terreno.

Agradezco a M.R. Roco y C. Maureira por su apoyo en diversas tareas, y también

por el cariño que me han dado durante todo este tiempo. El sustento financiero de estos tres años y medio se debió a la Beca Doctoral de la

Comisión Nacional de Ciencia y Tecnología (CONICYT). En tanto que el Proyecto ECOS-CONICYT C03U01 permitió el viaje y la estadía de investigación en la Université de Nice-Sophia Antipolis.

iii

TABLA DE CONTENIDO

Página

CAPITULO I INTRODUCCIÓN

1.1 Presentación general de la tesis 2 1.2 Marco tectónico del borde sur occidental de América del Sur 4 1.3 Marco geológico de Chile central (32°- 36° S) 7 1.4 Unidades geológicas oligocenas-miocenas de Chile central (32°-36° S)

12

1.5 Rocas magmáticas oligocenas-miocenas de Chile central (32°- 36° S): Datos geoquímicos y geocronológicos previos

16

1.6 Rocas magmáticas oligocenas-miocenas de Chile central (32°-36°S): Consideraciones en relación a modelos petrogenéticos previos

21

1.6 Objetivos 24 1.7 Metodologías Analíticas - Síntesis 25 CAPITULO II MANTO LITOSFÉRICO SUB-CONTINENTAL (MLsC)

2.1 Introducción 272.2 Composición isotópica del MLsC 292.3 Origen, edades modelo y modelos de evolución 312.4 Manto litosférico bajo los Andes Centrales 33

CAPITULO III ROCAS MAGMÁTICAS DEL OLIGOCENO-MIOCENO EN CHILE CENTRAL A LOS 33°S: ORÍGENES Y GEOCRONOLOGÍA

3.0 Presentación general 36 3.1 Fuentes del magmatismo Oligoeceno-Mioceno a los ~ 33º S.

Manuscrito aceptado: “Lithospheric origin of Oligocene-Miocene magmatism in Central Chile: U-Pb ages and Sr-Pb-Hf isotopes in minerals”

38

3.2 Geocronología 40Ar/39Ar de la región de estudio 99

iv

Continuación

3.3 Fuentes de rocas magmáticas Oligocenas-Miocenas en Chile central: una perspectiva Hf-Nd. Manuscrito sometido a revisión: “Constraints on sources of magmatic Oligocene-Miocene rocks in central Chile (33º-36ºS): A model Hf-Nd perspective”

122

CAPITULO IV 142CONCLUSIONES

BIBLIOGRAFÍA 145 ANEXO 151METODOLOGÍAS ANALÍTICAS Y PROCEDIMIENTOS ASOCIADOS

v

INDICE DE TABLAS

Página

Tablas correspondientes a sección 3.1 Tabla 1:

Major and trace element analytical results of rock samples 73

Tabla 2:

U-Pb analytical results of zircon 74

Tabla 3:

U-Pb analytical results of isochron (α-µ) plots 76

Tabla 4:

Pb analytical results of feldspar and clinopyroxene 78

Tabla 5:

Sr analytical results of feldspar and clinopyroxene 80

Tabla 6:

Hf isotope analytical results of zircon 81

Tabla 7: Summary of ages and initial isotope characteristics of the Oligo-Miocene magmatic rocks of central Chile between 33° and 36°S

83

Tablas correspondientes a sección 3.2

Tabla 8: Resultados analíticos 40Ar/39Ar sobre fracciones de granos de plagioclasa en rocas volcánicas de la región de estudio

107

Tabla 9: Resultados de microanálisis de química mineral en cristales de plagioclasa de rocas volcánicas de la región de estudio

109

Tabla 10: Resultados analíticos 40Ar/39Ar sobre fracciones de granos de biotita y plagioclasa en rocas intrusivas de la región de estudio

112

Tabla 11: Resultados analíticos 40Ar/36Ar sobre fracciones de granos de biotita y plagioclasa en rocas intrusivas de la región de estudio

115

Tabla correspondiente a sección 3.3

Tabla 1: Summary of ages and initial isotope characteristics of the Oligo-Miocene magmatic rocks of central Chile between 33° and 36°S.

140

vi

INDICE DE ILUSTRACIONES

Página

CAPITULO I Figura 1.1:

Borde sur-occidental de América del Sur y segmentación tectónica en los Andes Centrales

6

Figura 1.2:

Esquema de bloques de basamento de los Andes Centrales

9

Figura 1.3:

Mapa geológico simplificado de Chile central 32° a 35° latitud Sur

17

CAPITULO III, sección 3.1 Figura 1: Schematic geological map of central Chile 84

Figura 2:

Geochemical diagrams of previous and new data of the Oligocene-Miocene magmatic belt

85

Figura 3:

Concordia and isochron diagrams for U-Pb data of zircon and plagioclase

86

Figura 4:


87

Figura 5:


88

Figura 6:

Initial Hf isotope ratios as a function of zircon ages, expressed in εHfi values relative to a chondritic, and an increasingly LILE/HFSE-depleted mantle reservoir

89

Figura 7: Diagrams for initial Pb isotope ratios (α, β, γ) measured in plagioclase and clinopyroxene

90

Figura 8: Correlation diagram of initial Pb (α, β) vs. initial 87Sr/86Sr isotope ratios measured in plagioclase and clinopyroxene

91

vii

Continuación

Figura 9: Correlation diagram of initial Pb isotope ratios (α, β) vs. εHfi (initial 176Hf/177Hf) measured in plagioclase and clinopyroxene for Pb, and in zircon for Hf

92

Figura 10: Correlation diagrams for initial Pb (γ) vs. initial 87Sr/86Sr, and vs. εHfi measured in plagioclase and clinopyroxene for Pb and zircon for Hf

93

Figura 11: Correlation diagrams for initial 87Sr/86Sr vs. εHfi measured in plagioclase (Sr) and clinopyroxene (Sr), and zircon (Hf)

94

CAPITULO III, sección 3.2

Figura 3.12: Mapa geológico de la región de estudio, escala ~1:50.000

103

Figura 3.13: Espectros de liberación de 39Ar y espectros 37ArCa/39ArK de muestras pertenecientes a la Unidad Andesítica

110

Figura 3.14: Espectros de liberación de 39Ar y espectros 37ArCa/39ArK de muestras pertenecientes a la Unidad Basáltica

111

Figura 3.15: Espectros de liberación de 39Ar y espectros 37ArCa/39ArK de muestras pertenecientes al intrusivo del Estero Juncal

116

Figura 3.16: Espectros de liberación de 39Ar y espectros 37ArCa/39ArK de muestras pertenecientes al intrusivo del Río Blanco

117

CAPITULO III, sección 3.3

Figura 1:

Schematic geological map of central Chile indicating the location of the Oligo-Miocene magmatic belt (Principal Cordillera)

136

Figura 2:

ΔεHfi vs. εNdi correlation diagram showing signatures for Oligocene-Miocene rocks of central Chile (33º-36ºS)

137

viii

Continuación

Figura 3:

εHf vs. εNd correlation diagram showing the theoretical fields for subcontinental lithospheric mantle (SCLM) reservoirs generated at 3Ga and 2Ga

138

Figura 4:

εHf vs. εNd correlation diagram and mixing models composed

139

ANEXO

Figura A:

Esquema de variación del coeficiente de distribución KD con la normalidad del ácido clorhídrico (HCl)

156

Figura B:

Esquemas representativos de la técnicas espectrométricas de masa usadas en este estudio

158

ix

RESUMEN

Este trabajo corresponde al estudio geoquímico y geocronológico de rocas magmáticas terciarias que componen una parte de la Cordillera Principal en Chile central alrededor de 33ºS con el propósito de establecer el origen y la edad de ellas. Se recolectaron muestras y se realizaron observaciones geológicas en la región de estudio y, posteriormente, se obtuvieron: (a) edades U-Pb en circón (ID-TIMS), (b) edades 40Ar/39Ar en biotita y plagioclasa (laser step heating), (c) datos de trazado isotópico Pb-Sr en plagioclasa y clinopiroxeno (TIMS) y de Hf en circón (MC-ICP-MS), (d) composición química de minerales primarios (EMPA), y (e) composición química en muestras de roca total (ICP-AES).

La región de estudio se compone en su mayor parte de rocas volcánicas y plutónicas predominando (>90%) las litologías basálticas/gabroicas a andesíticas/dioríticas. En menor proporción se encuentran dacitas/granodioritas. Las edades de cristalización de los magmas, edades 206Pb/238U, varían entre 28,1 y 11,5 Ma y, junto con datos geocronológicos de la literatura, indican un período continuo de ~24 Ma de magmatismo calcoalcalino. Este estudio demostró que la aplicación de la metodología 40Ar/39Ar estuvo fue limitada por exceso de 40Ar. Dataciones 40Ar/39Ar sin coherencia cronoestratigráfica, o más antiguas que las edades 206Pb/238U, fueron el resultado de esta limitación.

Los datos de trazado isotópico presentan márgenes estrechos de variación para distintas razones isotópicas iniciales, y no muestran variación temporal ni litológica. Las razones isotópicas iniciales de Pb varían entre 18,358 y 19,023 para

206Pb/

204Pb, entre 15,567 y 15,700

para 207

Pb/204

Pb, y 38,249 y 39,084 para 208

Pb/204

Pb. La razón inicial 87

Sr/86

Sr varía entre 0,70369 y 0,70505, con excepción de dos valores más radiogénicos iguales a 0,7066. La composición isotópica inicial de Hf está caracterizada por εHfi variando entre +6,9 y +9,6. Diversos diagramas de correlación muestran que las signaturas isotópicas iniciales de las rocas estudiadas son diferentes a las de fuentes mantélicas MORB y OIB. Las signaturas isotópicas iniciales obtenidas se proyectan sobre el campo referencial del manto litosférico subcontinental. La signatura isotópica inicial de Hf permitió calcular una edad modelo de formación para esta fuente mantélica de ~2 Ga. Esta edad modelo demuestra que no es posible explicar las signaturas isotópicas obtenidas sin la contribución principal de una fuente mantélica antigua y químicamente heterogénea. Esta fuente habría evolucionado con razones, integradas en el tiempo, Rb/Sr y 238U/204Pb de valores iguales a 0.039 y 16 respectivamente. Posterior a su generación, estos magmas habrían experimentado un bajo grado de contaminación cortical. La aplicación de modelos de mezcla de fuentes para el Pb y el Sr, indica un máximo de 5% de contaminación cortical. Distintas correlaciones en el espacio isotópico εHf vs. εNd muestran que las signaturas εNdi y εHfi obtenidas en éste y otros estudios se caracterizan por (1) permitir cuantificar una signatura ΔεHfi positiva; (2) poseer una estrecha coherencia espacial con las evoluciones calculadas para xenolitos peridotíticos andinos; y (3) ser explicadas sólo mediante modelos de mezcla entre una fuente de manto litosférico subcontinental y una fuente e-MORB antigua (~1.5 Ga). Estas características sugieren que estas signaturas εNdi y εHfi son representativas de una fuente mantélica subcontinental que experimentó una historia evolutiva compleja. En efecto, esta fuente de manto litosférico subcontinental habría sido generada cerca de 2 Ga atrás, siendo posteriormente metasomatizada (~1.5 Ga atrás) por diversas adiciones desde una fuente mantélica e-MORB.

x

RÉSUMÉ

Ce travail correspond à l’étude géochimique et géochronologique mené sur des roches magmatiques tertiaires qui composent une partie de la Cordillère Principale du Chili central à la latitude 33ºS dans le but d’établir leur origine et leur âge. Un echantillonage et des observations géologiques ont été realisées. Postérieurement, au laboratoire, on a obtenu : (a) des âges U-Pb zircon (ID-TIMS), (b) des datations 40Ar/39Ar sur biotite et plagioclase (laser step heating), (c) des données de traçage isotopique Pb-Sr sur plagioclase et clinopyroxène (TIMS) et de Hf sur zircon (MC-ICP-MS), (d) la composition chimique des minéraux primaires (EMPA), et (e) la composition chimique des échantillons de roche (ICP-AES).

La région d’étude est constituée, en majeure partie (>90%), par des roches volcaniques et plutoniques à lithologies basaltiques/gabbroiques à andésitiques/dioritiques. Dacites/granodiorites sont subordonnées en volume. Les âges de cristallisation des magmas, âges 206Pb/238U, varient entre 28,8 et 11,5 Ma et montrent, avec d’autres données géochronologiques, une période continue de ~24 Ma de magmatisme calcoalcalin. Ce travail a démontré que la méthodologie 40Ar/39Ar est limitée par un excès de 40Ar. Des âges 40Ar/39Ar sans cohérence chronostratigraphique ou plus anciennes que les âges 206Pb/238U sont le résultat de cette situation.

Les données de traçage isotopique montrent des marges de variation étroites pour différents rapports isotopiques initiaux, et ne présentent pas de variations temporelles ou lithologiques. Les rapports isotopiques initiaux de Pb varient entre 18,358 et 19,023 pour

206Pb/

204Pb, entre 15,567

et 15,700 pour 207

Pb/204

Pb, et 38,249 et 39,084 pour 208

Pb/204

Pb. Le rapport initial 87

Sr/86

Sr varie entre 0,70369 et 0,70505, deux valeurs plus radiogéniques égales à 0.7066 étant rapportées. La composition isotopique initiale en Hf est caractérisée par des valeurs εHfi entre +6,9 et +9,6. Plusieurs diagrammes de corrélation montrent que les signatures isotopiques des roches étudiées sont differentes de celles caractéristiques de sources manteliques MORB et OIB. Les signatures isotopiques initales se projetent sur le champ référentiel du manteau lithosphérique sous-continental. La signature isotopique initiale de Hf a permit de calculer un âge modèl de formation pour cette source mantelique de ~2 Ga. Cet âge modèle montre la difficulté pour expliquer les signatures isotopiques obtenues sans la contribution d’une source mantélique ancienne et chimiquement hétérogène. On estime que cette source aurait évolué avec des rapports, intégrés dans le temps, Rb/Sr et 238U/204Pb égaux à 0,039 et 16 respectivement. Après leur génération ces magmas auraient été affectés par un degré limité de contamination crustale. L’application de modèles de mélange de sources, pour le Pb et le Sr, indiquent une valeur maximale de 5% de contamination crustale. Diverses corrélations dans l'espace isotopique εHf vs. εNd montrent que les signatures εNdi et εHfi obtenues dans cette étude et dans des études précédentes se caractérisent par (1) une signature ΔεHfi positive; (2) cohérence spatiale étroite avec les évolutions calculées pour des xénolites péridotitiques andins; et (3) ceci ne peut être expliqué que par des modèles de mélange entre une source mantélique lithosphérique et une source e-MORB ancienne (~1.5Ga). Ces caractéristiques suggèrent que les signatures εNdi et εHfi sont représentatives d'une source mantélique sous-continentale qui a expérimenté une histoire complexe. En effet, cette source aurait été générée vers 2 Ga étant subséquemment (~1.5 Ga) metasomatisée ensuite par diverses additions depuis une source mantélique de type e-MORB.

xi

ABSTRACT

This work corresponds to a geochemical and geochronological study carried out on tertiary magmatic rocks, that compose part of the Principal Cordillera in central Chile at around 33ºS with the aim to establish their origin and age. Samples were collected and geological observations in the study region were performed. During laboratory work, results were obtained on: (a) U-Pb ages in zircon (ID-TIMS), (b) 40Ar/39Ar dating in biotite and plagioclase (laser step heating), (c) Pb-Sr isotopic tracing data in plagioclase and clinopyroxene (TIMS) and Hf in zircon (MC-ICP-MS), (d) chemical composition of primary minerals (EMPA), and (e) rock chemical compositions (ICP-AES).

The study region is mainly (>90%) composed of volcanic and plutonics rocks, basaltic/gabbroic to andesitic/diorític lithologies predominate Subordinate dacites/granodiorites are also present. 206Pb/238U crystallization ages vary between 28.1 and 11.5 Ma and, together with previous geocronological studies, they evidence a continuous period of ~24 Ma of calcalkaline magmatism. This study has shown that the application of the 40Ar/39Ar methodology was limited by 40Ar excess. 40Ar/39Ar dates without chronostratigraphic coherence or older than the 206Pb/238U ages resulted from this situation.

Data from isotopic tracing show narrow margins of variation for different initial isotopic ratios; they show neither chronological nor lithological variations. The initial isotopic ratios of Pb vary between 18.358 and 19.023 for 206Pb/204Pb, between 15.567 and 15.700 for 207Pb/204Pb, and 38.249 and 39.084 for 208Pb/204Pb. The 87Sr/86Sr initial ratio varies between 0.70369 and 0.70505, except for two more radiogenic values equal to 0.7066. The initial isotopic composition of Hf is characterized by εHfi varying between +6.9 and +9.6. Various diagrams of isotopic correlation show that the initial isotopic signatures of the studied rocks are different from MORB and OIB mantle sources. The reported initial isotopic signatures lay on the referential field of the subcontinental lithospheric mantle. The isotopic initial signature of Hf permitted to calculate a model age of formation for this mantle source equal to ~2 Ga. This model age indicates that it is impossible to explain the reported isotopic signatures without considering the main contribution of an old, and chemically heterogenous, mantle source. This source would have evolved with time-integrated ratios Rb/Sr and 238U/204Pb of ~0.039 and ~16 respectively. Subsequent to their generation, these magmas would have undergone a low degree of crustal contamination. The application of mixing models of sources, for the Pb and Sr, indicates a maximum of 5% of crustal contamination. Different correlations in the εHf vs. εNd isotopic space show that the εNdi and εHfi signatures reported here, and in previous studies, are characterized by: (1) allowing to quantify a positive ΔεHfi signature; (2) possess a narrow spatial coherence with the time-intergrated evolution calculated for peridotitic Andean xenoliths; and (3) to be explained only by means of mixing models between a subcontinental lithospheric mantle source and an ancient e-MORB source (~1.5 Ga). These characteristics suggest that these εNdi and εHfi signatures are representative of a subcontinental lithospheric mantle source that undergone a complex evolution. In effect, this subcontinental lithospheric mantle source would have been generated towards 2 Ga ago and then (~1.5 Ga) it was metasomatized through diverse additions from an e-MORB source.

xii

CAPITULO 1

INTRODUCCIÓN

1.1 Presentación general de la tesis.

1.2 Marco tectónico del borde sur occidental de América del Sur.

1.3 Marco geológico de Chile central (32°- 36° S).

1.4 Unidades geológicas oligocenas-miocenas de Chile central (32°-36° S).

1.5 Rocas magmáticas oligocenas-miocenas de Chile central (32°- 36° S): Datos geoquímicos y

geocronológicos previos.

1.6 Rocas magmáticas oligocenas-miocenas de Chile central (32°-36°S): Consideraciones en relación a

modelos petrogenéticos previos.

1.7 Objetivos.

1.8 Metodologías Analíticas - Síntesis.

1.1 PRESENTACIÓN GENERAL DE LA TESIS

La presente Tesis corresponde a un estudio geocronológico y geoquímico que busca

determinar la edad y el origen de las rocas magmáticas aflorantes a los 33°S en el curso superior

del río Aconcagua y áreas aledañas. En consecuencia este estudio presenta una realidad

sintetizada en datos geoquímicos y espectrométricos, obtenidos desde diversos sistemas

isotópicos en distintas matrices rocosas y minerales. Esto ha implicado la utilización de los

principios, y procedimientos, que sustentan el dominio de la geoquímica isotópica. Empero, las

limitantes expuestas y reconocidas en diversos estudios petrogenéticos, justifican una revisión

amplia que permita referenciar los datos aquí presentados.

El objetivo de esta tesis fue organizado a través de tres interrogantes principales: (1) ¿Cuál

es la edad y el origen de las rocas magmáticas muestreadas en la cordillera Principal a los 33º

S?. ¿Para aquellas rocas existe una fuente mantélica distinta a las sugeridas en estudios

anteriores?; (2) En el contexto geocronológico U-Pb en la región de estudio: ¿Cuál es el aporte

del método 40Ar/39Ar en la datación de las rocas en cuestión? y; (3) ¿Es posible explicar la

impronta isotópica Hf-Nd de estos magmas terciarios mediante las contribuciones de distintos

reservorios mantélicos?.

Esta tesis se organiza en 3 capítulos y 1 anexo. En el primer capítulo, Introducción, se

revisan antecedentes desde una escala global (el marco tectónico actual, sección 1.2), pasando

por una revisión de la evolución geológica registrada en Chile central (sección 1.3), a una escala

local que corresponde a la revisión de las unidades geológicas oligocenas-miocenas de Chile

central entre los 32° a los 36°S (sección 1.4). En la sección 1.5 se analizan los antecedentes

geoquímicos y geocronológicos reportados para el magmatismo andino. En función de aquél

análisis fueron establecidas en la sección 1.6 diversas consideraciones respectos de los modelos

petrogenéticos previos que: (1) dan un marco referencial a los datos obtenidos en este estudio y,

(2) justifican el objetivo de esta tesis. También en el capítulo 1 se incluyen el objetivo de esta

tesis (sección 1.7) y una breve síntesis de las metodologías analíticas (sección 1.8).

2

En el segundo capítulo se revisan los antecedentes, globales y locales, reportados para el

manto litosférico sub-continental por cuanto en contraposición a los estudios petrogenéticos

previos en Chile central, este trabajo le otorga a este reservorio mantélico un rol principal en la

generación de magmas durante el Oligoceno-Mioceno.

En el tercer capítulo de esta tesis se intenta responder a las preguntas que se desprenden del

objetivo de esta. La primera y tercera preguntas están escritos en formato paper, el primer

manuscrito titulado como “Lithospheric origin of Oligocene-Miocene magmatism in Central

Chile: U-Pb ages and Sr-Pb-Hf isotopes in minerals” fue aceptado en Journal of Petrology. Por

otra parte el segundo manuscrito, “Constraints on sources of magmatic Oligocene-Miocene

rocks in central Chile (33º-36ºS): A model Hf-Nd perspective”, fue sometido a revisión en el VI

Simposio Suramericano de Geología Isotópica. En el cuarto capítulo se exponen una serie de

conclusiones finales.

La aplicación en este de trabajo de herramientas isotópicas a escala mineral, p.ej. dataciones

U-Pb y trazado isotópico de Hf en circón y Pb-Sr en plagioclasa y clinopiroxeno, constituye un

cambio importante en el modo de obtener información de naturaleza petrogenética. Las razones

isotópicas medidas representan de forma directa las razones iniciales propias de la fuente

magmática de aquellas rocas, por cuanto: (1) las rocas son jóvenes y por tanto las correcciones

por desintegración atómica in-situ de Lu, U y Rb son casi despreciables; y (2) en el circón el Lu

está casi ausente mientras que el U y el Rb están presentes en bajas concentraciones en

plagioclasa y clinopiroxeno. Así, es necesaria la revisión de los principios y procedimientos

que soportan a las metodologías analíticas usadas en este trabajo; aquella revisión constituye el

Anexo Metodológico de esta tesis.

3

1.2 MARCO TECTÓNICO DEL BORDE SUR OCCIDENTAL DE AMÉRICA DEL SUR

Construida a lo largo del borde occidental de América del Sur, la Cordillera de los Andes es

considerada como el arquetipo de un orógeno no colisional desarrollado en un margen

continental activo (p.ej. Dewey y Bird, 1970; Jordan et al., 1983; Ramos, 1988, Charrier et al.,

2002). La construcción de esta cadena orogénica se debe a la interacción de diversos procesos

tectónicos, de Norte a Sur la naturaleza de estos procesos varía y origina según Jordan et al.

(1983) tres grandes segmentos (fig. 1.1): (1) Los Andes del Norte (12° Norte-5° Sur), que

resultan de la interacción entre las placas de Cocos, de Nazca y Caribe, el proceso predominante

durante el Cenozoico es la acreción de fragmentos de corteza oceánica. (2) Los Andes centrales

(5°-40° Sur), producido en la convergencia de la placa de Nazca con la placa Suramericana, y

(3) Los Andes Australes resultantes de la subducción de las placa de Nazca y Antártica bajo la

placa Suramericana, en este segmento es notable la subducción de la dorsal de Chile y el cambio

de orientación de N-S en la cordillera de los Andes a E-W.

La construcción de los Andes centrales se debe a los procesos de adición magmática y

acortamiento tectónico-engrosamiento cortical (p.ej.; Ramos, 1988), como también al de

extensión cortical (p.ej. Charrier et al., 2002). El contexto de esta construcción es, y ha sido, la

subducción de la placa de Nazca-Farallon bajo la placa continental Suramericana. Este proceso

de subducción ha experimentado cambios temporales (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Somoza,

1998) y en el Presente experimenta cambios espaciales (p.ej. Jordan et al., 1983). Estos cambios

espaciales originan la alternancia de segmentos de subducción de distinta geometría (Ramos,

2000). A su vez, esta segmentación origina: (1) distintas zonas de volcanismo activo alternadas

con zonas de volcanismo inactivo, y (2) distintas unidades morfoestructurales distribuidas en

coherencia con la alternancia de estos segmentos.

En los Andes centrales las zonas de volcanismo activo fueron denominadas por Thorpe et

al. (1981) como: (1) Zona Volcánica Central (ZVC, 16°- 28° Sur), y (2) Zona Volcánica Sur

(ZVS, 35°- 40° Sur). Las zonas de volcanismo inactivo, 2°-16° Sur y 28°- 33° Sur, (fig. 1.1) se

desarrollan en segmentos de geometría de subducción plana, o bien de bajo ángulo de

4

subducción, y en diversos estudios (p.ej. Yañez et al., 2001) se ha señalado la existencia de una

relación espacial de este segmento con la subducción de la dorsal de Juan Fernández.

A lo largo de los Andes Centrales, en las regiones de ante-arco, arco volcánico y tras-arco,

se desarrollan una serie de unidades morfo-tectónicas (p.ej. Jordan et al., 1983). Estas, en

general, se distribuyen según la alternancia de segmentos de distinta geometría de subducción.

Estas unidades se han desarrollado hacia el Este de modo progresivo y coetáneo con el

corrimiento del frente orogénico, lo cual es la respuesta al proceso de acortamiento progresivo

que ha sufrido la corteza continental (Giambiagi et al., 2002).

En Chile central (fig. 1.1) a los 33° Sur ocurre un cambio mayor en la geometría de la

subducción de la placa de Nazca. Entre los 28°-33° Sur se desarrolla un segmento de subducción

plana (p.ej. Barazangi e Isacks, 1976; Cahill e Isacks, 1992; Pardo et al., 2002; Ramos et al.,

2002) cuyo extremo sur coincide con el lugar en el cual la dorsal de Juan Fernández está

subductando (Yañez et al., 2001). En tanto que entre 33°-34° Sur se desarrolla una zona

denominada de transición (p.ej. Giambiagi et al., 2002) y al sur de los 34° Sur el segmento de

subducción normal en el cual la zona de Benioff-Waddati posee un manteo de 30° hacia el Este

(p.ej. Cahill & Isacks, 1992; Pardo et al., 2002).

En el segmento de subducción plana de Oeste a Este se desarrollan (p.ej. Jordan et al.,

1983): la Cordillera de la Costa, la Cordillera Principal, la Cordillera Frontal, la Precordillera y

las Sierras Pampeanas. En tanto que en el segmento de subducción normal se desarrollan, de

Oeste a Este, las siguientes unidades (p.ej. Jordan et al., 1983; Giambiagi et al., 2002): la

cordillera de la Costa, la Depresión central, la cordillera Principal y cuenca de tras-arco (cuenca

de Cuyo). Así, en el segmento de subducción normal, a diferencia del primer segmento, se

desarrolla la región de antepaís no está deformada y además el estilo estructural de la Cordillera

Frontal involucra bloques de basamento. En tanto que en el segmento de subducción plana no

hay volcanismo actual y en la región de antepaís afloran bloques cristalinos de basamento.

5

Figura 1.1. Borde sur-occidental de América del Sur y segmentación tectónica en los Andes Centrales. Esquema propuesto y modificado a partir de Ramos y Aleman (2000).

6

1.3 MARCO GEOLÓGICO DE CHILE CENTRAL (32°- 36° S)

El registro geológico en Chile central exhibe los dos últimos, u orogenias, de los ciclos en

los cuales se ha dividido la historia andina (Ramos y Aleman, 2000): (1) ciclo Precámbrico de

amalgamación y colisión de diferentes terrenos contra el margen Proterozoico tardío de

Gondwana; (2) La orogenia Famatiniana (Paleozoico temprano) consistente en colisión de

terrenos alóctonos y desarrollo de arcos magmáticos calco-alcalinos a lo largo del margen Oeste

de Gondwana; (3) La orogenia Gondwanica (Paleozoico tardío-Jurásico temprano) en la cual

comenzó la ruptura de la Pangea que antecedió a la apertura del Atlántico Sur; y (4) ciclo

Andino, el cual es responsable de la actual orogenia (Jurásico-Cenozoico).

1.3.1 Ciclo Precámbrico – El basamento bajo los Andes centrales

El basamento continental bajo los Andes centrales estaría compuesto por distintos bloques

de corteza continental (p.ej. Ramos, 2000; Ramos, 2004, Franz et al., 2006; Ramos, en prensa),

cuyas edades modelo Nd de extracción mantélica se ubican en torno a 1.8-2.0 Ga (Franz et al.,

2006). Esto significa que estos bloques de corteza continental fueron generados entre esas

edades modelo (Paleo-Proterozoico). Necesariamente asociado a la generación de corteza

continental juvenil debe existir un residuo mantélico, de modo tal que se puede inferir bajo los

Andes Centrales la existencia de un reservorio mantélico de naturaleza residual originado en el

mismo período de tiempo. Esta hipótesis implica: (1) revisar el esquema de bloques del

basamento de los Andes Centrales como también las edades modelos Nd y edades U-Pb en

circón que se han publicado al respecto; y (2) revisar los antecedentes disponibles del manto

litosférico sub-continental bajo los Andes en Chile central. La primera implicancia es revisada a

en los párrafos siguientes, por otro lado la segunda implicancia es la materia de discusión del

segundo capítulo.

El esquema de bloques (fig. 1.2) propuesto por Ramos (2000) y Ramos (2004) muestra que

hacia el norte de los ~27° Sur se desarrolla el bloque de Arequipa-Antofalla, en Chile central el

basamento es el bloque denominado como Chilenia, el cual colindaría hacia el este con los

7

bloques de Cuyania y Pampia. El bloque de Arequipa-Antofalla posee edades modelo Nd de

extracción mantélica (TNdDM) de entre ~2.0 Ga para su extremo norte (~17° Sur. Ramos, 2000) a

1.84±0.13 Ga para su sector central (~22° Sur. Ramos, 2000). De modo similar a la latitud 8°

Sur, MacFarlane (1999) determino edades modelo TNdDM de entre 1.72 a 2.06 Ga. Estas edades

modelo son consistentes con las edades modelo Nd e intersecciones superiores de edades U-Pb

en circón que Franz et al. (2006) reportaron entre 1.81 a 2.10 Ga a partir de rocas Paleozoicas-

Cenozoicas del Norte de Chile (17º - 27º S).

En Chile central el bloque “Chilenia” es pobremente conocido (Ramos, 2000). De hecho,

Ramos (en prensa) ubica con algún grado de incertidumbre el límite septentrional de este bloque

alrededor de los 25°S. Los únicos afloramientos del bloque Chilenia han sido reportados en la

cordillera Frontal a los 33° Sur en Argentina y ~ 27° Sur (Mpodozis y Ramos, 1990). A la latitud

33° Sur está compuesto por un conjuntos de rocas metamórficas que progradan desde

condiciones P-T° de bajo grado, esquistos de cuarzo moscovita, a alto grado representado por

gneisses. Edades U-Pb en circones, extraídos de gneisses, que fueron interpretados como

metamórficos indican que el protolito habría cristalizado entre 1.07 a 1.08 Ga (Ramos y Basei,

1997). En tanto que Kay et al. (1996) reportan para una serie de xenolitos representativos de la

corteza inferior, encontrados en lavas miocenas a los 33ºS en Argentina, edades modelo Nd entre

1.5 a 1.6 Ga.

Se han obtenido edades de aprox. 1.0 Ga representativas del evento metamórfico que dio

origen a los gneisses asignados al propuesto bloque Cuyania (Ramos, 2004). En forma coherente

a esta última interpretación: (1) en el bloque de Arequipa-Antofalla diversos estudios muestran

dataciones U-Pb en circón, las cuales exhiben diagramas de concordia cuyas intercepciones

inferiores poseen edades de entre 1.2 a 0.9 Ga (Wastenys et al., 1995) que fueron interpretadas

como edades representativas del metamorfismo asociado a la orogenia Grenvilliana y; (2) los

antecedentes isotópicos reportados por Loewy et al. (2004) indican que la porción septentrional

del bloque continental Arequipa-Antofalla fue generada a 1.9 Ga y que esta habría sufrido

metamorfismo a ~1.0 Ga (Ramos, 2008). En conclusión estos antecedentes permiten inferir que

las edades U-Pb en circón obtenidas en los gneisses asignados al bloque Chilenia, que varían

entre 1.6 Ga (Kay et al., 1996) a ~1.1 Ga (Ramos y Basei, 1997), representen la edad del mismo

evento metamórfico que habría afectado a las rocas del bloque continental Arequipa-Antofalla.

8

Figura 1.2. Esquema simplificado de bloques de basamento de los Andes Centrales. Modificado a partir de Ramos (2000) y Ramos (2004).

1.3.2 Ciclo Famatiniano

El segundo ciclo, u orogenia Famatiniana, comprende episodios de colisión de terrenos

continentales y el desarrollo de arcos magmáticos calco-alcalinos a lo largo del protomargen de

Gondwana (Ramos, 2000). Los materiales sedimentarios del Paleozoico temprano depositados

en ambiente marino son los que componen la actual Precordillera, unidad morfoestructural que

se desarrolló en el contexto de la última orogenia. En forma coetánea se desarrollaron dos arcos

magmáticos calco-alcalinos de edad ordovícica que antecedieron a la colisión de Cuyania contra

el borde occidental de Pampia, este evento de colisión habría tenido lugar ~ 435 Ma atrás

(Ramos, 2000).

1.3.3 Ciclo Gondwanico

El tercer ciclo, u orogenia Gondwanica, comienza con la subducción a lo largo del margen

Oeste. Asociado a este proceso de subducción se desarrolló un complejo de acreción de edad

9

Carbonífero tardío-Triásico tardío que se tradujo en dos cinturones metamórficos pareados

(Hervé, 1988). Una característica importante de la orogenia Gondwanica es el importante y

extensivo magmatismo félsico de edad Pérmico tardío-Triásico (Ramos, 2000), que es

representado por las rocas volcánicas de la Provincia riolítica del Choiyoi (Kay et al., 1989) y

por unidades intrusivas asociadas, este conjunto de rocas magmáticas componen la actual

cordillera Frontal (Ramos, 2000). Estas unidades del magmatismo Pérmico tardío-Triásico han

sido asociadas a un marco tectónico extensional que antecedió a la ruptura del Pangea (Ramos,

2000). También el magmatismo gondwanico es representado por unidades batolíticas

Carboníferas (pre-Choiyoi) que componen tanto la cordillera Frontal y buena parte de la

cordillera de la Costa en Chile central (Parada et al., 1999).

Las rocas intrusivas de Chile central (31°-34° Sur) que son representantivas del magmatismo

Carbonífero del ciclo Gondwanico, fueron emplazadas en un ambiente de magmatismo de arco

(Parada et al., 1999). Estas afloran en la costa de Chile central, siendo el conjunto de estas

denominado por Parada et al. (1999) como Batolito Costero. Comprenden granodioritas y

tonalitas con enclaves máficos y granitos libre de enclaves máficos. Datadas en cerca de 290 Ma,

poseen una signatura isotópica caracterizada por epsilon Nd inicial (εNdi) con valores entre -2.0

a -3.5 y razón inicial 87Sr/86Sr promedio cercana a 0.7057, las edades modelo de extracción

mantélica poseen valores de entre 0.9 a 1.5 Ga (Parada et al., 1999). Aquella impronta isotópica

ha permitido inferir fuentes magmáticas dominadas por un dominio de manto litosférico sub-

continental (Parada et al., 1999).

1.3.4 Ciclo Andino

El ciclo orogénico Andino ha tomado lugar desde el Jurásico temprano al Presente. Ramos

(2000) divide a esta orogenia en dos etapas: (1) Jurásico-Eoceno temprano, y (2) Eoceno-

Presente. Desde el Jurásico al Cretácico temprano todo el margen andino, incluyendo el norte y

centro de Chile, fue afectado por un marco tectónico extensional, caracterizado por extensión

intra-arco resultando en la depositación de varios kilómetros de rocas volcánicas y subsecuente

metamorfismo de enterramiento (Aguirre et al., 1989; Vergara et al., 1995). Durante la orogenia

Andina el proceso de subducción ha experimentado cambios temporales (p. ej. Pardo-Casas y

Molnar, 1987), los cuales han resultado en la alternancia de condiciones tectónicas extensionales

10

a compresionales y viceversa (p.ej. Ramos, 1988; Charrier et al., 2002). Durante la segunda

etapa de la orogenia Andina (Eoceno-Presente; Ramos, 2000) entre el 32°-36° Sur, en particular

durante el Oligoceno, se habrían producido condiciones tectónicas que implicaron atenuación

cortical y la formación de cuencas extensionales (Charrier et al., 2002). En tanto que desde los

22-20 Ma se desarrollaron condiciones tectónicas que favorecieron según Ramos y Aleman

(2000): la migración hacia el Este del arco magmático, el corrimiento progresivo del frente

orogénico y subsecuente engrosamiento cortical.

Durante la segunda etapa de la orogenia Andina, fueron generadas diversas unidades

geológicas (ver fig. 1.3), y la secuencia de eventos desde el Oligoceno al presente habría la

siguiente: (1) la producción de rocas magmáticas cuya edad mas antigua fue datada por Fuentes

et al. (2002) en 28.8 Ma, (2) la producción de de rocas magmáticas miocenas en forma coetánea

a la estructuración de la cordillera Principal entre los 22 a 8(?) Ma (Ramos et al., 1996), (3) el

alzamiento de la cordillera Frontal entre los 8.5 a 6 Ma (Giambiagi et al., 2002), y (4) el

alzamiento de la Precordillera durante el Plioceno (Giambiagi et al., 2002). Otros estudios,

basados en la datación por trazas de fisión en poblaciones de circón y apatito, señalan que el

alzamiento de la cordillera Principal habría ocurrido entre 12 a 2 Ma (Farias et al., 2005), con

una fase principal de alzamiento y denudación de la misma unidad morfoestructural que habría

ocurrido entre 5.6 a 3.1 Ma (Maksaev et al., 2003). Este evento principal de

alzamiento/denudación estuvo asociado con acortamiento-engrosamiento cortical y coincide con

la formación en, Chile central, de mega depósitos de Cu-Mo (Maksaev et al., 2003).

Un contexto mayor para los procesos tectónicos y sus productos son los cambios ocurridos

en la convergencia de la placa Nazca-Farallon. Durante el Oligoceno el marco extensional

propuesto entre otros por Vergara y Drake (1979), y Charrier et al. (2002), es coincidente con

una subducción caracterizada por una convergencia lenta y oblicua al margen continental

(Pardo-Casas y Molnar, 1987; Somoza, 1998). Durante el Mioceno habría ocurrido un

progresivo acortamiento-engrosamiento cortical (Kay et al., 2005) ocurre en forma coincidente

con una convergencia de alta velocidad y ortogonal al margen continental (Pardo-Casas y

Molnar, 1987; Somoza, 1998). Este proceso de engrosamiento cortical de acuerdo a algunos

autores (p.ej Kay et al., 2005) habría afectado la impronta geoquímica e isotópica de las rocas

magmáticas oligocenas-miocenas.

11

1.4 UNIDADES GEOLÓGICAS OLIGOCENAS-MIOCENAS DE CHILE CENTRAL

(32°-36° S)

En los cordones montañosos que unen la Cordillera de la Costa con la Cordillera de los

Andes, en el borde oriental de la Depresión Central, y en la Cordillera Principal afloran

depósitos principalmente volcánicos y volcanoclásticos continentales de edad oligocena a

miocena media. Entre los 32° y 36°S, estos depósitos han sido tradicionalmente agrupados en

dos formaciones denominadas Formación Abanico (Aguirre, 1960), o su equivalente la

Formación Coya-Machalí (Klohn, 1960), y Formación Farellones (Klohn, 1960). Numerosos

cuerpos intrusivos de carácter hipabisal, cuyas edades varían entre el Oligoceno y el Mioceno

Medio, y granitoides del Mioceno Medio a Superior intruyen a estas formaciones (p.ej. Vergara

& Drake, 1979; Gana & Wall, 1997; Kay et al., 1995; Kurtz et al., 1997).

1.4.1 Formación Abanico

La Formación Abanico fue definida informalmente por Muñoz Cristi (en Hoffstetter et al.,

1957). Más tarde, dos autores diferentes definieron formalmente a esta formación en distintas

localidades durante el mismo año. Aguirre (1960) definió la Formación Abanico en la provincia

de Aconcagua, tomando el nombre utilizado por Muñoz Cristi, mientras que Klohn (1960)

definió la Formación Coya-Machalí en la zona cordillerana al este de Rancagua, entre los

poblados de Coya y Machalí. Estudios posteriores demostraron una continuidad en la dirección

norte-sur entre ambas formaciones (Drake et al., 1982).

Entre los 32° y 33°S, la Formación Abanico presenta afloramientos de aspectos

desmembrados, su límite occidental corresponde a unidades del Cretácico Superior (Formación

Lo Valle) con las cuales está en contacto por fallas. Hacia el este, los afloramientos de esta

formación están limitados por la Formación Farellones, por unidades del Cretácico Inferior, o

atraviesan el límite internacional con la República Argentina. Entre los 33° y 34°45’S, la

Formación Abanico consiste de dos franjas paralelas de orientación aproximadamente norte-

sur, separadas entre sí por afloramientos de la Formación Farellones. La franja occidental de esta

12

formación limita al oeste con los depósitos cuaternarios de la Depresión Central, mientras que la

franja oriental limita al este con unidades mesozoicas. Entre los 34°45’ y 36°S, los afloramientos

de la Formación Abanico forman una sola franja de 40 a 45 km de ancho debido a la aparente

ausencia de la Formación Farellones. El límite occidental de esta franja corresponde de nuevo a

los depósitos de la Depresión Central y el límite oriental, a los depósitos pleistoceno-

cuaternarios de distintos volcanes.

Las relaciones de contacto de la Formación Abanico con las unidades estratigráficas infra

y suprayacentes han sido motivo de controversia. Esto se debe fundamentalmente al uso de

distintos criterios para distinguir entre ambas formaciones (Rivano et al., 1990), entre los cuales

los más usados son el estilo de deformación y el grado de alteración (p.ej. Vergara et al., 1988;

Thiele et al., 1991). En efecto, la mayoría de los depósitos volcánicos de la Formación

Farellones están generalmente menos alterados y menos deformados que aquéllos de la

Formación Abanico (p.ej. Levi et al., 1989; Charrier et al., 1985; Thiele et al., 1991). Esta

argumentación continuó mediante el uso de criterios discutibles: mientras el contacto basal entre

ambas unidades fue interpretado como discordante (Klohn, 1960; Aguirre, 1960), otros lo

interpretan como concordante (p.ej. Godoy, 1988), y también se ha sugerido la existencia de un

corrimiento en la base de la Formación Farellones (p.ej. Godoy et al., 1999).

La Formación Abanico está constituida principalmente de depósitos volcanoclásticos y

lavas de composición básica a ácida, con intercalaciones sedimentarias aluviales, fluviales y

lacustres. Las rocas piroclásticas son tobas, brechas volcánicas e ignimbritas. Las intercalaciones

sedimentarias corresponden a brechas, conglomerados, areniscas, lutitas y limolitas. La litología

es muy variable y debido a la extrema lenticularidad de las capas de esta formación, hasta la

fecha no se ha podido construir una sección estratigráfica completa ni representativa de la

Formación Abanico. El espesor de la Formación Abanico varía entre los 2.000 m (p.ej. Charrier,

1981) y los 3.000 m (Aguirre, 1960; Klohn, 1960; Thiele, 1980).

1.4.2 Formación Farellones

De manera similar a la Formación Abanico Muñoz Cristi (en Hoffstetter et al., 1957) fue

quien ocupó el término informalmente para designar la secuencia de capas que afloran en el

13

poblado de Farellones, y luego Klohn (1960) definió formalmente la formación entre los 33° y

35°S en la Cordillera Principal. Posteriormente fue redefinida por Rivano et al. (1990),

estableciendo como localidad tipo el cerro La Gloria, al norte del río Aconcagua. Estos mismos

autores distinguieron dos miembros: uno inferior compuesto por tobas e ignimbritas de

composiciones riolíticas a dacíticas, y uno superior, concordante al anterior, constituido por

lavas de composiciones andesíticas a basálticas, con intercalaciones de tobas y aglomerados

andesíticos, e intruido por domos riodacíticos y filones andesíticos.

Entre los 32° y 33°S, la Formación Farellones tiene una amplia distribución y presenta

afloramientos discontinuos que son interrumpidos por el valle del río Aconcagua. Entre los 33° y

34°45’S, los afloramientos de esta formación forman una franja de orientación norte-sur de

aproximadamente 24 km de ancho que se va angostando hasta desaparecer cerca del valle del río

Tinguiririca.

Al igual que la Formación Abanico, la Formación Farellones está compuesta por lavas de

composición básica a ácida, depósitos volcanoclásticos e intercalaciones sedimentarias

continentales. Además de lavas, las rocas corresponden a tobas, ignimbritas, brechas volcánicas,

conglomerados, areniscas y lutitas finamente estratificadas. El espesor de la Formación

Farellones varía entre los 1.000 m (Padilla, 1981) y los 2.500 m (Aguirre, 1960; Thiele, 1980;

Charrier et al., 2002).

1.4.3 Rocas intrusivas

Las rocas intrusivas que afloran en la región corresponden a rocas plutónicas e

hipabisales. Padilla (1981) subdividió estos cuerpos de acuerdo a sus rasgos petrográficos en: (a)

pórfidos de anfíbola y de piroxeno, (b) dacitas brechosas y (c) diques y filones-manto afaníticos.

Por otra parte, Wall et al. (1999) utilizaron características petrográficas y rangos de edad para

agrupar a los cuerpos hipabisales en: (1) intrusivos del Paleoceno-Eoceno (64-53 Ma?), (2)

intrusivos del Eoceno-Mioceno Inferior (34-19 Ma), (3) intrusivos andesíticos y dacíticos del

Mioceno Inferior (20-19 Ma), y (4) diques y domos dacíticos del Mioceno Medio a Superior.

Los cuerpos plutónicos corresponden a stocks de granitoides. Los cuerpos intrusivos más

importantes son, de norte a sur: (1) Plutón Río Colorado, compuesto por monzogranitos y

14

granodioritas y que aflora a lo largo del río homónimo y en el valle del río Aconcagua (en el

Salto del Soldado), (2) Plutón Quebrada Agua de los Caballos, una diorita que aflora en la

quebrada homónima, afluente del río Aconcagua, y (3) Plutón Riecillos, constituido por

monzogranitos y monzonitas cuarcíferas y que aflora en el cajón del río Riecillos, afluente del

río Aconcagua.

Otros intrusivos plutónicos importantes en la geología de Chile central entre los 32° y

36°S son: el Batolito San Francisco, en la parte superior del río San Francisco (Warnaars et al.,

1985); el Plutón La Obra, que aflora en el río Maipo frente a la Depresión Central, (Aguirre et

al., 1974); el Plutón San Gabriel, que aflora en la unión de los ríos Volcán, Yeso y Maipo

(Vergara & Drake, 1978); y el Plutón La Gloria, en el río Colorado, afluente del río Maipo.

15

1.5 ROCAS MAGMÁTICAS OLIGOCENAS-MIOCENAS DE CHILE CENTRAL (32°-

36° S): DATOS GEOQUIMICOS Y GEOCRONOLOGICOS PREVIOS

Las rocas magmáticas oligocenas-miocenas componen las cordilleras Principal y Frontal, y

ocurren a lo largo de un cinturón orientado N-S en forma paralela al margen continental

(Nyström et al., 2003). Las rocas magmáticas oligocenas-miocenas incluyen como facies

extrusivas desde basaltos a riolitas, conjuntos de rocas que se agrupan en las formaciones

Abanico y Farellones. Entre las facies intrusivas ocurren dioritas, granodioritas, y una menor

proporción de granitos (Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005).

El carácter calco-alcalino de las rocas magmáticas que componen las formaciones Abanico y

Farellones, como también de las rocas que las intruyen, ha sido documentado en una serie de

estudios (Vergara et al. 1988; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al., 2006). El

contenido de SiO2 del conjunto magmático varía entre 46.2 a 74.5 % calzando con las

variaciones litológicas observadas. Todos los patrones de Tierras Raras, de las rocas magmáticas

oligocena-miocenas de Chile central (32°-36°S) son planos y poseen valores (La/Yb)N entre 3 a

16, y anomalías de Eu levemente negativas. La concentración de Tierras Raras pesadas es entre

8 a 20 veces condrito.

La edad de este magmatismo ha sido estudiada por diversos métodos geocronológicos, K-

Ar, 40Ar/39Ar y en menor proporción U-Pb, incluyendo aplicaciones en roca total y en minerales.

Empero, dos limitaciones importantes se pueden constatar después de la revisión de los

antecedentes geocronológicos: (1) Una cobertura geográfica limitada, como ejemplo se tiene que

entre los 32° a 33° Sur las últimas 11 edades fueron obtenidas por el método K-Ar por

Munizaga y Vicente (1982); y (2) la utilización preferencial (mayoritaria) de métodos

geocronológicos basados en el sistema isotópico K-Ca-Ar, el cual es fácilmente distorsionable

por eventos de alteración hidrotermal o metamorfismo de bajo grado. Una síntesis de los

antecedentes geocronológicos se presenta en la Tabla 7 de la sección 3.1.

16

Figura 1.3. Mapa geológico simplificado de Chile central 32° a 35° latitud Sur. Modificado a partir de Kay et al. (2005).

Una de las primeras aplicaciones geocronológicas K-Ar fue el estudio de Drake (1976),

desde aquella publicación las aplicaciones de este método incluyen como materiales a muestras

de roca total, plagioclasa y biotita. La variedad litológica datada incluye desde basaltos a riolitas,

asignadas a las formaciones Abanico y Farellones, y desde granodioritas a dacita porfíricas. En

las rocas volcánicas, aflorantes entre los 33° a 35° Sur, asignadas a la Formación Abanico los

estudios incluyen dataciones de roca total, y plagioclasa, realizadas en un rango litológico que va

desde basaltos a riolitas, en estas rocas el rango de edades es de 15.4 a 27.7 Ma (Drake, 1976;

Munizaga y Vicente, 1982; Gana y Wall, 1997; Vergara et al., 1999; Kay et al., 2005). Para la

misma región de Chile central, las dataciones K-Ar en la Formación Farellones incluyen desde

basaltos a riolitas, las aplicaciones consideran muestras de roca total y biotita, y el rango de

edades obtenidas va de 6.0 a 25.0 Ma (Drake, 1976; Vergara y Drake, 1979; Munizaga y

Vicente, 1982; Beccar et al., 1986; Kay et al., 2005). Las unidades que intruyen a las

formaciones Abanico y Farellones, 32°-36° Sur, han sido datadas incluyendo aplicaciones en

muestras de roca total y biotita provenientes de granodioritas, lacolitos dacíticos porfíricos y

17

granitos, las edades obtenidas van desde los 7.0 a 19.5 Ma (Drake, 1976; Vergara y Drake, 1979;

Munizaga y Vicente, 1982; Kay et al., 2005). De los antecedentes K-Ar aquí citados se ha

inferido previamente: (1) el traslape de las edades de las formaciones Abanico y Farellones

(Charrier et al., 2002), y (2) la ocurrencia de plutonismo en forma contemporánea a los

episodios volcánicos asociados a la depositación de las formaciones Abanico y Farellones

(Munizaga y Vicente, 1982).

Los estudios geocronológicos 40Ar/39Ar han sido realizados en una variedad de materiales

similar y muestran un cuadro de edades análogo al obtenido por el método K-Ar. En rocas de la

Formación Abanico, 33°-35° Sur, los materiales fueron extraídos desde basaltos y andesitas e

incluyen roca total, plagioclasa y biotita; así las edades obtenidas para el volcanismo asociado

van desde 17.9 a 28.8 Ma (Charrier et al., 1996; Gana y Wall, 1997; Charrier et al., 2002;

Fuentes et al., 2002; Muñoz et al., 2006). En rocas asignadas a los niveles inferior, y medio, de

la Formación Farellones, los materiales datados son plagioclasa, y anfíbol, que provienen de

basaltos y andesitas cuyas dataciones permiten inferir que el volcanismo asociado a esta unidad

ocurrió entre 19.6 a 21.6 Ma (Aguirre et al., 2000b; Fuentes et al., 2002). Las rocas intrusivas

datadas en la misma región de Chile central, granodioritas, incluyen análisis obtenidos en anfíbol

y biotita, y permiten establecer edades de emplazamiento de entre 5.5 a 21.6 Ma (Kurtz et al.,

1997). Estos antecedentes 40Ar/39Ar permiten confirmar las inferencias sugeridas previamente en

base a los antecedentes K-Ar.

Edades 40Ar/39Ar de ~34 Ma han sido publicadas por Gana y Wall (1997) y por Muñoz et al.

(2006) para rocas de la Formación Abanico. Ambos estudios muestran que los espectros de

liberación de 40Ar poseen una forma típica de U asociada al exceso de aquel isótopo y por tanto

aquellas edades carecen de real significación geológica. El mismo fenómeno de exceso de 40Ar

es sugerido por Kurtz et al. (1997) quienes muestran, para rocas intrusivas aflorantes a los ~34º

Sur, patrones en forma de U para plagioclasas del intrusivo La Obra. El tema del exceso de 40Ar

que afecta regionalmente a las rocas de las formaciones Abanico y Farellones será discutido mas

adelante en el Capítulo 4 “Resultados y Discusión”.

Excluyendo a estas determinaciones afectadas por exceso de 40Ar se puede inferir que la

edad 40Ar/39Ar de la Formación Abanico varía entre 28.8 Ma (Fuentes et al., 2002) a 16.1 Ma

18

(Kay et al., 1995). Por otra parte, para la Formación Farellones a los ~33°S han sido publicadas

edades 40Ar/39Ar de entre 19.6 a 21.6 Ma (Aguirre et al., 2000b).

Las dataciones en el método U-Pb son escasas y una mayor proporción corresponden a

edades de unidades intrusivas que cortan a las formaciones Abanico y Farellones. En circones de

capas andesíticas asignadas a la Formación Farellones (~33° Sur) dos edades U-Pb, de 16.8 y

17.2 Ma, fueron obtenidas por Deckart et al. (2005). En aquel estudio se publican edades U-Pb

en circón de 8.4 y 12.0 Ma para dos granodioritas, y de 5.2 - 6.3 Ma para cuatro cuerpos

dacíticos porfíricos. Deckart y Godoy (2006) reportan dos edades U-Pb en circones, de 10.3 y

11.3 Ma, extraídos de los cuerpos intrusivos de La Gloria y Cerro Mesón Alto que cortan a la

Formación Abanico a los 33°30’ Sur. Finalmente, Deckart et al. (2006) reportan para intrusivos

aflorantes entre los 33º10’ a 33º18’ S cuatro edades U-Pb en circón con valores entre 14.9 y

11.2 Ma.

Un gran porcentaje de los datos de trazado isotópico, Sr-Pb-Nd-Hf, reportados tanto para

rocas volcánicas de las formaciones Abanico y Farellones como para los granitoides que las

intruyen, han sido obtenidos sobre muestras de roca total. Esos datos previos son sintetizados en

la Tabla 7 de la sección 3.1. Los valores de la razón inicial 87Sr/86Sr poseen un rango estrecho

que varia entre 0.7033 y 0.7044 (Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005;

Muñoz et al., 2006; Deckart & Godoy, 2006). Para el mismo conjunto de rocas los análisis de

roca total señalan valores de εNdi entre +3.0 y +6.2. La composición isotópica inicial de Pb para

las rocas magmáticas terciarias de Chile central posee valores estrechos para la razón 206Pb/204Pb entre 18.453 y 18.588, para la razón 207Pb/204Pb entre 15.548 y 15.610, y para la

razón 208Pb/204Pb entre 38.210 y 38.478 (Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al.,

2005). Los primeros datos de composición isotópica de Hf han sido obtenidos en circón de dos

intrusiones granodioríticas, de 10.3 y 11.3 Ma aflorantes a los 33°30’ Sur, estas cortan rocas de

la Formación Farellones, permiten obtener valores epsilon Hf inicial (εHfi) de +4 y +8 (Deckart

& Godoy, 2006). Una revisión por separado de los mismos datos de trazado isotópico para rocas

volcánicas y plutónicas señala la similitud de las improntas isotópicas para ambos conjuntos;

similar conclusión es sugerida en Kay et al. (2005). Esta similitud en conjunto con el traslape de

edades sugerido para ambas formaciones (Charrier et al., 2002) y cambios limitados en diversas

signaturas isotópicas permiten considerar este conjunto de rocas magmática como un continuo.

19

La revisión de los antecedentes aquí citados permite inferir: (1) la incertidumbre

concerniente a la distinción entre las formaciones Abanico y Farellones; (2) la verificación del

traslape de edades K-Ar y 40Ar/39Ar entre ambas formaciones [inferencia previamente sugerida

por Charrier et al. (2002)], de modo similar también se verifica el traslape de edades 40Ar/39Ar y

U-Pb para las rocas de ambas formaciones; (3) la contemporaneidad del plutonismo con buena

parte del volcanismo [inferencia previamente sugerida por Munizaga y Vicente (1982)]; (4) los

estrechos rangos de variación en la impronta isotópica Sr-Pb-Nd-Hf del magmatismo oligoceno-

mioceno y; (5) la similitud de las improntas isotópicas de estas unidades volcánicas e intrusivas

[inferencia previamente sugerida por Kay et al. (2005)]. Estas inferencias permiten considerar,

para efectos de este estudio, que las rocas magmáticas oligocenas-miocenas de Chile central

representan a escala regional y local un continuo de fases volcánicas y plutónicas.

20

1.6 ROCAS MAGMÁTICAS OLIGOCENAS-MIOCENAS DE CHILE CENTRAL (32°-36°S):

CONSIDERACIONES EN RELACIÓN A MODELOS PETROGENÉTICOS PREVIOS

El tema de la petrogénesis de las rocas magmáticas oligo-miocenas ha sido abordado por

medio del análisis de elementos mayores, elementos trazas e isotópicos Sr-Pb-Nd en muestras de

roca total (p.ej. Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005; Fuentes, 2004; Muñoz et al., 2006). Los

modelos petrogenéticos resultantes proponen la implicación de diversas fuentes mantélicas y

generación de magmas a distintas profundidades (Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005). En

aquellos estudios los modelos propuestos se basan en modelos petrogenéticos planteados para

explicar las variaciones geoquímicas de rocas de la ZVS. Dicha comparación se basa en que las

variaciones temporales reportadas en la serie magmática oligo-miocena son similares a las

variaciones geoquímicas norte-sur observadas en la ZVS (p.ej. Hildreth y Moorbath, 1988). Los

modelos petrogenéticos principales que explican las variaciones geoquímicas de rocas de la ZVS

están basados en: (1) el incremento, hacia el norte, del espesor de la corteza continental y la

variación litológica del basamento de arco volcánico (Hildreth y Moorbath, 1988), (2) la

contaminación de la cuña mantélica vía subducción de sedimentos y fragmentos de corteza

removidos en el proceso de erosión tectónica del antearco (Stern, 1991).

Los modelos petrogenéticos propuestos para las rocas magmáticas oligo-miocenas (arriba

referenciados), de Chile central, establecen fuentes magmáticas que van desde signaturas

isotópicas cercanas a una fuente tipo manto empobrecido en elementos litófilos de radio iónico

grande a signaturas isotópicas más radiogénicas. Esta tendencia temporal hacia rocas más

jóvenes se ha explicado por: (1) una mayor influencia cortical producto de 2 episodios

principales [19 a 16 y 7 a 4 Ma] de acortamiento-engrosamiento, erosión tectónica de la corteza

continental y fusión del slab oceánico (Kay et al., 2005), (2) un decrecimiento de la tasa de

fusión parcial de fuentes magmáticas progresivamente más profundas y una creciente influencia

de los sedimentos oceánicos (Nyström et al., 2003; Fuentes, 2004). Adicionalmente, según

Nyström et al. (2003) los magmas generados a los ~25 Ma fueron segregados en el campo de la

estabilidad de la lerzolita de espinela mientras que la fuente de los magmas generados a los 16

Ma habría poseído granate residual.

21

En base a toda la revisión concerniente a las rocas magmáticas terciarias de Chile central se

infiere en ente estudio, en relación al tema petrogenético, que:

(1) Ningún estudio petrogenético anterior señala signaturas isotópicas que correspondan

estrictamente a la signatura de una fuente tipo manto empobrecido en elementos litófilos

de radio iónico grande (en inglés: large ion lithophile element, LILE). En efecto, la

signatura menos radiogénica reportada corresponde a una de εNdi de valor +6.2 (Kay et

al., 2005) y aun así esta signatura esta alejada de las signaturas reportadas para las

fuentes de manto empobrecido (fuentes MORB) que varían entre +8 como promedio

mundial (Patchett et al., 1981) a +9.2 en el Pacifico Sur (Chauvel y Blichert-Toft, 2001).

Por lo tanto, en estricto rigor, las signaturas de los magmas terciarios de Chile central no

pueden ser catalogadas como similares a las de manto empobrecido [“MORB-like” en

Kay et al., (2005)]. Como ha sido señalado por Nyström et al., (2003) estas signaturas

corresponden a una fuente enriquecida con respecto a una fuente de manto empobrecido.

(2) Existe una fuerte contradicción en relación a la contribución de la corteza continental.

En efecto, mientras algunos autores le asignan un rol importante vía acumulación y

asimilación en la base de la corteza inferior (Kay et al., 2005) otros sugieren un aporte

limitado de la corteza continental a estos magmas (Nyström et al., 2003). Más aún,

algunos autores ponen en duda la importancia del mencionado proceso de erosión

tectónica en la contaminación de la cuña astenosférica (Franz et al., 2006) e incluso

otros cuestionan la posibilidad de generación, durante el Mioceno, de magmas mediante

fusión parcial de corteza oceánica (Yañez et al., 2001; Nyström et al., 2003).

(3) Hasta el momento no hay una explicación consistente con la producción de rocas

magmáticas terciarias desde fuentes mantélicas enriquecidas, en relación a una fuente de

manto empobrecido. Además se comprueba con facilidad que en los modelos

petrogenéticos anteriormente publicados no hay una consideración, o hipótesis, respecto

del rol del manto litosférico sub-continental. Es posible sugerir un rol importante para

esta potencial fuente magmática: como ejemplo si se realiza un simple cálculo de la

razón Th/U integrada en el tiempo (evolución en una etapa), en base a los datos

isotópicos de Pb ya publicados, se puede establecer claramente una influencia

importante de una fuente tipo manto litosférico sub-continental y se puede además

establecer una influencia casi nula de una fuente mantélica empobrecida en elementos

litófilos de radio iónico grande (en inglés: large ion lithophile element, LILE).

22

En adición a las inferencias aquí señaladas es necesario considerar las limitaciones de los

modelos petrogenéticos hasta ahora publicados. Estas limitaciones tienen distinta naturaleza y se

asocian a: (1) Los eventos de alteración hidrotermal que afectan y distorsionan tanto los

resultados de los análisis geoquímicos como los resultados isotópicos usados en los métodos K-

Ar, 40Ar/39Ar (Kay et al., 2005) y en el trazado isotópico Sr-Pb. (2) Al uso de muestras de roca

total para el trazado isotópico Sr-Pb-Nd, lo cual en rocas volcánicas permite obtener sólo de

forma indirecta las razones isotópicas iniciales. Así estas últimas arrastrarán en su determinación

los errores analíticos asociados a la razón química usada para la corrección por desintegración

atómica in-situ, y el error analítico asociado a la edad usada en aquella corrección. (3) Al hecho

que la impronta geoquímica de elementos traza no necesariamente representa a la impronta de la

fuente magmática, siendo necesaria según Fuentes (2004) una corrección por cristalización

fraccional. (4) Al desconocimiento, en Chile central, del basamento continental que interactuó

con los magmas oligocenos-miocenos, así hasta el momento no se han determinado edades

modelo para este y por tanto no es posible componer modelos de evolución isotópicos que

expliquen las signaturas isotópicas iniciales reportadas para las rocas magmáticas oligo-

miocenas de Chile central.

23

1.7 OBJETIVOS

Considerando el gran volumen y la amplia variedad litológica de las rocas magmáticas

oligo-miocenas en Chile central, los resultados geocronológicos y de trazado isotópico son

relativamente escasos. Las limitaciones sugeridas con respecto a estudios anteriores y en el

presente estudio han puesto en evidencia diversas contradicciones entre los modelos

petrogenéticos propuestos. Estas contradicciones se confirman por diversos estudios que ponen

en duda la importancia de los mencionados procesos de erosión tectónica del antearco y de

fusión parcial de la litosfera oceánica.

Así, considerando las limitaciones existentes en los anteriores estudios petrogenéticos, se

propone determinar la edad y el origen de las rocas magmáticas aflorantes a los 33°S en el curso

superior del río Aconcagua y áreas aledañas. Como consecuencias de este objetivo mayor se

buscó: (1) obtener determinaciones geocronológicas en sistemas isotópicos no afectables por

eventos de alteración hidrotermal y/o metamorfismo de bajo grado, (2) obtener razones

isotópicas iniciales de Pb, Sr y Hf con el objeto de caracterizar y determinar la fuente magmática

de las rocas estudiadas, (3) determinar la influencia de diversos reservorios continentales y

mantélicos en la impronta isotópica de estas rocas magmáticas, (4) determinar la contribución de

varios reservorios mantélicos a la impronta isotópica de Hf y Nd de estas rocas, y (5) A la luz de

las edades U-Pb en circón, que en este caso indican las edades de cristalización de estos

magmas, revisar los datos geocronológicos 40Ar/39Ar obtenidos en este estudio Por tanto, esta

rocas son aquí estudiadas mediante la aplicación del método geocronológico U-Pb y del trazado

isotópico Sr-Pb-Hf sobre granos de minerales separados manualmente desde rocas seleccionadas

según su grado de menor alteración. Los análisis en las rocas magmáticas oligocenas-miocenas

fueron realizados en poblaciones de circón, para las dataciones U-Pb y el trazado isotópico de

Hf, y en clinopiroxeno y feldespato para el trazado isotópico de Sr y Pb. Adicionalmente, un

conjunto de rocas volcánicas fue analizado en sus elementos mayores y trazas.

24

1.8 METODOLOGIAS - SÍNTESIS

El trabajo realizado en este estudio incluyó las siguientes etapas: (1) etapa de trabajo de

campo; (2) estudio petrográfico de selección de muestras; (3) trabajo primario de laboratorio; (4)

trabajo secundario de laboratorio; (5) trabajo de mediciones espectrométricas; (6) procesamiento

de las mediciones realizadas; y (7) análisis e integración de datos.

En la primera etapa, se realizó un trabajo de terreno para obtener muestras de rocas y

recolectar información estructural con la finalidad de configurar una visión completa de la

variedad litológica y de las estructuras que componen la región de estudio. La segunda etapa de

trabajo consistió en el estudio petrográfico de 162 muestras de roca, de estas 150 fueron

escogidas para ser utilizadas en diversas aplicaciones analíticas y 12 fueron seleccionadas para

completar una visión general de la amplia variedad litológica de la región. El trabajo primario de

laboratorio, molienda y separación de minerales, fue realizado sobre las muestras mas frescas.

Desde la cuarta hasta la séptima etapa el trazado fue realizado sobre las muestras destinadas

para dataciones U-Pb y trazado isotópico Sr-Pb-Hf. En la cuarta etapa y quinta etapa fue

utilizada una sala blanca (o limpia). El procesamiento de las mediciones espectrométricas, la

sexta etapa de trabajo, incluye una corrección por fraccionación isotópica. Fue evaluado el

número de duplicados que fue necesario realizar sobre una misma muestra de roca. Las

mediciones espectrométricas de U-Pb y Sr consideraron la utilización de espectrómetros masa

acoplados a una fuente de ionización termal (TIMS), las de Hf contemplaron un espectrómetro

de masa acoplado a una fuente de ionización plasmática y multicolección de iones (MC-ICP-

MS) y, las mediciones espectrométricas de Ar-Ca consideraron la utilización de un

espectrómetro de masa acoplado a una fuente láser. En paralelo fueron utilizados técnicas de

análisis geoquímicos ICP-AES y microsonda electrónica. Finalmente, la última etapa consistió

en la utilización de diagramas de correlación isotópica para el caso del trazado isotópico Sr-Pb-

Hf, y en la utilización de diagramas de concordia e isocrónicos para el caso de las dataciones U-

Pb. Los principios y procedimientos que fundamentan las técnicas analíticas usadas en este

estudio son revisados en el Anexo de esta tesis.

25

CAPITULO 2

MANTO LITOSFÉRICO SUB-CONTINENTAL (MLsC)

2.1 Introducción

2.2 Composición isotópica del MLsC

2.3 Origen, edades modelo y modelos de evolución

2.4 Manto litosférico bajo los Andes Centrales

2.1 INTRODUCCIÓN

Como se vio en la Introducción, el basamento continental bajo los Andes centrales estaría

compuesto por distintos bloques de corteza continental (p.ej. Ramos, 2000; Ramos, 2004, Franz

et al., 2006; Ramos, en prensa), cuyas edades modelo Nd se ubican en torno a 1.8-2.0 Ga (Franz

et al., 2006). Esto significa que estos bloques de corteza continental, posiblemente juvenil,

(Ramos, en prensa) fueron generados entre 1.8 a 2.0 atrás y por lo tanto debe existir un residuo

mantélico. Así, se puede inferir la existencia bajo los Andes Centrales de un reservorio

mantélico de naturaleza residual, que necesariamente deber corresponder al manto litosférico

sub-continental originado en el mismo intervalo de tiempo. Esta hipótesis implica revisar los

antecedentes disponibles acerca del manto litosférico sub-continental bajo los Andes en Chile

central, siendo además necesaria una revisión a nivel global de los conocimientos actuales

concernientes a este reservorio mantélico con objeto de brindar un marco referencial a la

información isotópica obtenida en este estudio.

En este capitulo se revisan los antecedentes relacionados al manto litosférico sub-continental

(MLsC en adelante). Se sintetizan las características isotópicas de materiales representativos de

este reservorio mantélico y se presentan los modelos que explican su origen y evolución. Por

último, se presenta la información conocida para el MLsC en algunas localidades situadas en el

borde sur occidental de América del Sur.

El MLsC es la parte del manto superior, bajo la discontinuidad de Mohorovicic, que se

encuentra mecánicamente acoplada a la corteza continental suprayacente (McDonough y

McCulloch, 1987). Desde los años 70 diversos estudios geoquímicos y sísmicos han mostrado la

existencia del MLsC, el cual en general es deficiente en Ca, Al y Fe en relación a un manto de

composición fértil (Walker et al., 1989). Oxburgh (1981) estableció que el MLsC posee un

espesor máximo de 100km y una vida media que excede los 109 a. De este modo, en 1Ga pueden

ser aislados 60 a 70km de MLsC desde el manto convectivo (astenósfera), pudiendo éste

desarrollar un carácter isotópico distintivo (Cohen et al., 1984).

27

Diversos estudios (p.ej. Menzies y Murthy, 1980; Hawkesworth et al., 1990) han mostrado

que este reservorio mantélico posee un rango amplio de composiciones isotópicas Sr, Nd y Pb

las cuales tienden hacia signaturas isotópicas integradas en el tiempo propias de un reservorio

tipo Tierra Global (Bulk Earth) o Condrítico (CHUR). Heaman (1989) sugirió la existencia de

una componente enriquecida (razones integradas en el tiempo Rb/Sr, Sm/Nd y U/Pb de alto

valor) dentro del MLsC. Estudios recientes (p.ej. Schimdberger et al., 2002) muestran que este

reservorio posee una composición isotópica heterogénea lo que indicaría que ha sido infiltrado

por pequeños volúmenes de fundidos o fluidos de composiciones variables y enriquecidos en

elementos de gran radio iónico (LILE) y en tierras raras livianas (LREE). Pearson y Nowell

(2002) muestraron en base a diagramas de correlación isotópica Hf vs. Nd que muestras

representativas del MLsC (i.e. xenolitos peridotíticos) no están significativamente enriquecidos

en relación al manto primitivo para la cual se necesitaría, según estos autores, de la participación

de magmas oceánicos en la fuente de los magmas del MLsC.

Mucho del conocimiento sobre la composición y la naturaleza isotópica del MLsC proviene

de los estudios en basaltos continentales, rocas volcánicas continentales de afinidad alcalina,

kimberlitas y xenolitos mantélicos (Heaman, 1989). Empero, la validez del trazado isotópico Sr-

Nd-Pb en roca total en los dos primeros materiales ha sido cuestionada desde los primeros

estudios isotópicos (p.ej. Menzies y Murthy, 1980) debido a la alta posibilidad de contaminación

cortical de los magmas originales.

28

2.2 COMPOSICIÓN ISOTÓPICA DEL MLSC

Uno de los primeros estudios de trazado isotópico de Sr en separados de piroxeno y olivino

desde xenolitos lerzolíticos (Stueber e Ikramuddin, 1974), muestra un amplio rango de variación

de la razón 86Sr/87Sr (≈ 0.7022 a 0.7096). Según estos autores estas variaciones son

representativas de desequilibrio isotópico de Sr, el cual es interpretado como una característica

primaria y heredada de una historia mantélica. Desde los años 75 a 80 los estudios de trazado

isotópico Sr-Nd-Pb se concentraron en análisis de roca total tanto en basaltos continentales (p.ej.

Carter et al., 1978; Staudigel y Zindler, 1978) como en kimberlitas (p.ej. Kramers, 1977;

O’Nions et al., 1979). Empero, de acuerdo a Menzies y Murthy (1980) y Kramers et al. (1981)

las composiciones isotópicas de Sr y Nd obtenidas en basaltos continentales, contenidas en esas

publicaciones, fueron afectadas por contaminación cortical. En cambio, en aquellos estudios se

propone obtener las composiciones isotópicas Sr-Nd desde diópsidos, extraídos desde xenolitos

lerzolíticos de granate-mica y kimberlitas del grupo I, mostrando que: (1) estos provienen de

regiones mantélicas caracterizables por una razón integrada en el tiempo Sm/Nd menor a la

razón Sm/Nd de un reservorio condrítico y, (2) las fuentes de las kimberlitas habrían sido

generadas por un ligero empobrecimiento integrado en el tiempo de elementos de gran radio

iónico y Tierras Raras livianas.

En el primer estudio de trazado isotópico Sr-Nd-Pb en roca total en kimberlitas del grupo I y

II (Smith, 1983) se indican valores εNd y 87Sr/86Sr para el grupo I similares a los hasta entonces

publicados, mientras que las composiciones isotópicas de Pb poseen valores de 206Pb/204Pb entre

18.68 a 19.27 y 207Pb/204Pb entre 15.52 a 15.72. Estas últimas son, para el autor citado, similares

a las exhibidas por basaltos de isla oceánica (OIB) y revelan un reservorio que ha evolucionado

con una razón integrada en el tiempo U/Pb de alto valor, similar al considerado para el modelo

de evolución propuesto para la corteza continental promedio de Stacey y Kramers (1975).

Los estudios en kimberlitas (p.ej. Weis y Demaiffe, 1985) han indicado una signatura de Sr

inicial con valor entre 0.704 a 0.711 y εNdi entre +1.9 a +5.9, en tanto que las razones isotópicas

iniciales reportados sobre perosvkita magmática de kimberlitas jurásicas-cretácicas de

29

Norteamérica (Heaman, 1989) varían de 0.703 a 0.707 para el Sr inicial y -2.0 a +6.0 para εNdi.

Los estudios sobre xenolitos peridotíticos, extraídos desde rocas volcánicas alcalinas y/o

kimberlitas del grupo I, indicaron una signatura isotópica inicial de Sr en roca total variable entre

0.7033 a 0.7015 y εNdi entre -6.5 a +4.4 (McDonough y McCulloch, 1987; Walker et al., 1989).

Por su parte, los piroxenos de aquellos xenolitos poseen signaturas isotópicas iniciales de Sr

variables entre 0.7029 a 0.708 y εNdi entre -4.0 a +6.9 (Cohen et al., 1984; McDonough y

McCulloch, 1987; Walker et al., 1989), en tanto que la composición isotópica inicial de Pb se

caracteriza por un valor entre 19.6 a 20.5 para 206Pb/204Pb y ~15.7 para 207Pb/204Pb (Cohen et al.,

1984). Los estudios publicados entre 1984 y 1989 permitieron lograr consensos importantes en

el conocimiento del MlsC, a saber:

(1) El MLsC constituye un reservorio mantélico con un carácter isotópico distintivo,

(2) El MLsC posee una impronta isotópica heterogénea determinada por razones químicas

(U/Pb, Sm/Nd, Rb/Sr) que son enriquecidas o empobrecidas en relación a un reservorio

condrítrico, y

(3) El carácter isotópico heterogéneo del MLsC puede explicarse por uno o vario(s) evento(s) de

metasomatismo.

Las diversas aplicaciones del sistema isotópico Lu-Hf se han concentrado en minerales

extraídos desde xenolitos peridotíticos y megacristales extraídos desde kimberlitas del grupo I.

Mientras que para los primeros se han obtenido signaturas iniciales de Hf con valores εHfi entre -

2.0 a +280 (Simon et al., 2002, Schimdberger et al., 2002b; Ionov y Weiss, 2002), para las

kimberlitas y sus megacristales se han señalado valores εHfi comprendidos entre -6.2 y +10.2

(Schärer et al., 1997; Schimdberger et al., 2002; Nowell et al., 2004; Gaffney et al. 2007). Estos

valores de ΔεHfi revelan una diferencia entre ambos grupos; mientras que el primer grupo posee

ΔεHfi positivos las kimberlitas muestran ΔεHfi negativos y variables entre -1.2 y -11.2 (Nowell et

al., 2004; Gaffney et al. 2007). Esta signatura ΔεHfi negativa, i.e. desviada del “mantle array”,

reflejaría un desacople (decoupling) entre las razones integradas en el tiempo Lu/Hf y Sm/Nd

(Nowell et al., 2004).

30

2.3 ORIGEN, EDADES MODELO Y MODELOS DE EVOLUCIÓN

Los estudios de trazado isotópico Sr-Pb-Nd, desde Menzies y Murthy (1980) hasta

Schimdberger et al. (2001), i.e., las interpretaciones en relación al origen del MlsC, son

coincidentes. Esos estudios muestran que, tanto para kimberlitas como xenolitos peridotíticos, no

existe involucrada en las fuentes magmáticas del MLsC una componente tipo manto

empobrecido en elementos litófilos de radio iónico grande (large ion lithophile element, LILE).

Este último tipo de fuente es, sin embargo, la que ha sido históricamente propuesta para los

basaltos de ridge oceánico (N-MORB).

Así, tanto kimberlitas como xenolitos peridotíticos tendrían su origen en regiones mantélicas

que han experimentado un ligero a nulo empobrecimiento en elementos litófilos de radio iónico

grande y Tierras Raras livianas integrado en el tiempo (Menzies y Murthy, 1980; Kramers et al.,

1981; Smith, 1983; Cohen et al., 1984; Weis y Demaiffe, 1985; Walker et al., 1989; Heaman,

1989; Davies et al., 2001; Schimdberger et al., 2001) resultando levemente empobrecidas en

esos elementos en relación a un reservorio condrítico (Smith, 1983). Aquellas fuentes

magmáticas son similares a las que dan origen a los basaltos de isla oceánica (OIB). De manera

análoga, Heaman (1989) señala que en la fuente magmática de las kimberlitas del grupo I

participa principalmente el reservorio conocido como Manto Prevalente, i.e. manto primitivo. En

forma adicional, Schärer et al. (1997) señalan que aquellos dominios mantélicos experimentan

historias distintas de fraccionación Lu-Hf y que el grado de empobrecimiento, en relación a un

manto primitivo, es moderado a intenso.

Los recientes estudios que incluyen la aplicación extensiva del trazado isotópico de Hf (p.ej.

Nowell et al., 2004; Gaffney et al. 2007) descartan la participación de fuentes tipo N-MORB en

el origen de las kimberlitas del grupo I. Igualmente descartan la participación de manto inferior

al considerar improbable la “supervivencia” de una capa rica en perosvkita magnésica capaz de

generar signaturas ΔεHfi negativas. En cambio, proponen que aquellas signaturas son

posiblemente generadas en la interacción entre fluidos provenientes desde una corteza oceánica

antigua subductada y el MLsC.

31

El tema de la obtención y significado de las edades modelo de extracción mantélica

(depleted model age) es controversial. En efecto, para una mayoría de autores las signaturas

isotópicas Sr-Pb-Nd enriquecidas son más bien el resultado de repetidos eventos de

metasomatismo; en ese contexto los sistemas isotópicos Lu-Hf y Re-Os aparecen no afectados

por aquellos eventos (Schimdberger et al., 2002). En el mismo sentido ya anteriormente Walker

et al. (1989) mostraron que las edades modelo Re-Os proveen una edad mínima para el tiempo

de empobrecimiento del Re.

Los primeros modelos (p.ej. Menzies y Murthy, 1980; Smith, 1983) sugirieron que la

evolución del MLsC se caracterizaba por una única etapa de fusión parcial, ocurrida antes de 2

Ga desde un reservorio condrítico (Walker et al., 1989) o manto primitivo no diferenciado (Weis

y Demaiffe, 1985; Heaman, 1989), con la consecuente generación de un residuo empobrecido en

elementos LIL y Tierras Raras livianas. Aquellos estudios explicaron la heterogeneidad del

MLsC en función de eventos de enriquecimiento más jóvenes que 200 Ma (Menzies y Murthy,

1980; Kramers et al., 1983).

A este primer modelo le sucedieron otros que consideraron varias etapas de evolución

(McDonough y McCulloch, 1987; Heaman, 1989). En esos estudios se sugirió una primera etapa

de fusión parcial, desde un reservorio mantélico primitivo, después de la cual tuvieron lugar

episodios de enriquecimientos ancianos y jóvenes. Este segundo modelo ha sido considerado

como realista por Nowell et al. (2004), quienes lograron modelar la heterogeneidad isotópica del

MLsC mediante el enriquecimiento metasomático resultante de diversas adiciones de fundidos.

32

2.4 MANTO LITOSFÉRICO BAJO LOS ANDES CENTRALES

Este reservorio ha sido identificado bajo el margen continental activo desarrollado a lo largo

del borde sur occidental de Suramérica por Wagner et al. (2006) quienes describen un manto

superior caracterizado por bajas velocidades para la onda P, altas velocidades para la onda S y

razones Vp/Vs de bajo valor en el segmento de subducción plana (27°-33°S). Así, para este

segmento, esos autores proponen un manto litosférico frío y empobrecido compuesto por un

material antiguo o bien por material litosférico seco y en parte fundido.

Bajo los Andes Centrales, es señalado en diversos estudios isotópicos (Stern et al., 1999;

Conceinção et al., 2005; Lucassen et al., 2005, Schilling et al., 2005) realizados sobre xenolitos

mantélicos. Stern et al. (1999) presentaron un estudio de trazado isotópico Sr-Pb-Nd-Os, en roca

total y clinopiroxeno, sobre xenolitos lerzolíticos de espinela y hazburguíticos de espinela y

granate, extraídos desde basaltos cuaternarios del plateau basáltico alcalino de Pali Aike

(Patagonia, ~ 52°S). Resultados del trazado isotópico Sr-Nd en roca total, sobre xenolitos

peridotíticos extraídos desde rocas volcánicas cenozoicas aflorantes en Argentina entre el 37° al

49°S, fueron dados a conocer por Conceinção et al. (2005). Schilling et al. (2005) entregan datos

isotópicos Sr-Nd, de roca total, de xenolitos lerzolíticos y hazburguíticos de espinela

recolectados de basaltos alcalinos del Plioceno-Pleistoceno aflorantes en la Patagonia (~ 49°S).

A su vez Lucassen et al. (2005) entregaron resultados del trazado isotópico Sr-Pb-Nd sobre

clinopiroxenos separados de xenolitos de lerzolita y hazburguita de espinela provenientes de

rocas basaníticas cretácicas aflorantes en el rift de Salta (noroeste argentino, ~ 26°S).

La impronta isotópica que se desprende de los estudios arriba citados se sintetiza en razones

iniciales 87Sr/86Sr variables entre 0.7026 y 0.7076 y razones iniciales 143Nd/144Nd variables entre

0.5123 y 0.5131, estas últimas permitiendo obtener un rango para εNdi variable entre -1.1 y

+10.7. La composición isotópica de Pb se caracteriza por 206Pb/204Pb variable entre 17.93 y

20.59, 207Pb/204Pb variable entre 15.70 y 15.53 y 208Pb/204Pb variable entre 37.74 y 47.38. La

razón 187Os/188Os obtenida en análisis de roca total de xenolitos peridotíticos patagónicos varía

entre 0.119 a 0.129 (Stern et al., 1999).

33

Los diagramas de correlación isotópica Sr-Nd muestran en los diversos estudios

referenciados que sólo una proporción menor de los análisis se proyectan sobre el campo

definido para una fuente tipo manto empobrecido en elementos litófilos, de radio iónico grande

(fuente MORB), lo que es coherente con el valor εNdi promedio (~ +9.2) obtenido para basaltos

de ridge del Pacifico (Chauvel y Blichert-Toft, 2001). Por su parte, los valores isotópicos Sr-Nd

que se proyectan fuera del campo MORB son mayoritarios y se constata que la proyección para

los xenolitos muestrados a ~ 26°S coincide con la proyección de las rocas magmáticas máficas

del Jurásico-Cretácico (Lucassen et al., 2005). Similar coincidencia espacial se observa entre las

proyecciones de los análisis de xenolitos peridotíticos, muestreados entre 37° a 52°S, y el campo

definido para los basaltos alcalinos del Plateau Patagónico. En virtud de aquellas coincidencias

en el espacio isotópico Sr-Nd se infiere, en forma similar a Menzies y Murthy (1980), que los

xenolitos de lerzolita y hazburguita de espinela son las litologías representativas de las fuentes

de aquellas rocas magmáticas, en particular estas litologías mantélicas representan el residuo

producido en la fusión parcial del MLsC. Esta inferencia permitirá constreñir los valores de las

razones químicas que configuraron la evolución integrada en el tiempo de este reservorio

mantélico. En particular, los análisis isotópicos Sr-Pb-Nd de los xenolitos más afectados por

metasomatismo permitirán estimar las razones integradas en el tiempo en que evolucionaron los

fluidos que afectaron al MLsC.

En torno a la evolución de este reservorio mantélico, Lucassen et al. (2005) sugieren que

éste fue originalmente empobrecido en elementos incompatibles y que posteriormente fue

enriquecido por agentes metasomáticos caracterizados por una composición isotópica Sr-Nd

similar a la de las rocas basaníticas que encajan a los xenolitos mantélicos analizados por

aquellos autores. Por tanto, según estos autores, considerando estas distintas etapas, la evolución

isotópica integrada entre ~ 2.0 y 0.1 Ga arroja un MLsC que en general posee una impronta

isotópica Sr-Nd empobrecida pero diferente de una fuente tipo MORB, y además una impronta

isotópica de Pb caracterizada por una razón 238U/204Pb integrada en el tiempo de alto valor que

tampoco coincide con la que caracteriza a una fuente tipo MORB [(238U/204Pb)MORB ~ 8.5-8.9].

34

CAPITULO 3

Rocas magmáticas del Oligoceno-Mioceno en Chile central a

los 33°S: orígenes y geocronología

3.1 Presentación general

3.2 Fuentes del magmatismo Oligoceno-Mioceno a los ~ 33º S.

Manuscrito sometido a revisión: “Lithospheric origin of Oligocene-Miocene magmatism in

Central Chile: U-Pb ages and Sr-Pb-Hf isotopes in minerals”.

3.3 Geocronología 40Ar/39Ar de la región de estudio

3.4 Fuentes de rocas magmáticas Oligocenas-Miocenas en Chile central: una perspectiva Hf-Nd.

Manuscrito sometido a revisión: “Constraints on sources of magmatic Oligocene-Miocene

rocks in central Chile (33º-36ºS): A model Hf-Nd perspective”.

36

3.0 PRESENTACIÓN GENERAL

Hasta aquí ha sido revisada una serie de antecedentes geoquímicos y geocronológicos

reportados para el magmatismo andino y pre-andino. También se han revisado los antecedentes

geoquímicos disponibles, a escala global y local, para el manto litosférico sub-continental

(MLsC). El análisis del objetivo de este estudio en el contexto de estas revisiones permite

establecer algunas interrogantes en torno a las cuales se organizará este capitulo:

1. ¿Cuál es la edad U-Pb y el origen de las rocas magmáticas muestreadas en la cordillera

Principal a los 33º S?. ¿Para aquellas rocas existe una fuente mantélica distinta a las

sugeridas en estudios anteriores?.

2. En el contexto geocronológico U-Pb en la región de estudio: ¿Cuál es el aporte del

método 40Ar/39Ar en la datación de las rocas en cuestión?

3. ¿Es posible explicar la impronta isotópica Hf-Nd de estos magmas terciarios mediante

las contribución de distintos reservorios mantélicos?

La revisión de diversos estudios petrogéneticos, desde Nyström et al. (1993) a Muñoz et al.

(2006), permite establecer que en ninguno de ellos es reportada alguna signatura isotópica que

corresponda estrictamente a una de fuente tipo manto empobrecido en elementos litófilos de

radio iónico grande (fuente MORB). En efecto, la signatura menos radiogénica reportada

corresponde a una de εNdi de valor +6.2 (Kay et al., 2005) y aun así esta signatura esta alejada

de las signaturas reportadas para la fuente MORB que varían entre +8 como promedio mundial

(Patchett et al., 1981) a +9.2 en el Pacifico Sur (Chauvel y Blichert-Toft, 2001). Por lo tanto en

estricto rigor las signaturas de los magmas terciarios de Chile central no pueden ser catalogadas

como similares a las de manto empobrecido [“like-MORB” en Kay et al. (2005)] y como ha sido

reconocido por Nyström et al. (2003) estas signaturas corresponden a una fuente enriquecida con

respecto a una fuente de manto empobrecido. Así, la primera pregunta propenderá a establecer

una explicación consistente con el hecho contradictorio de asignar a una fuente MORB la

37

generación de rocas magmáticas que poseen una impronta isotópica Sr-Nd enriquecida. En

forma adicional se utilizan modelos de mezcla de fuente magmáticas con la finalidad de

cuantificar la contribución de la corteza continental a la impronta isotópica de las rocas aquí

estudiadas.

La competencia de la segunda interrogante se sustenta en las limitaciones, ya reseñadas en

estudios anteriores: 1. la posibilidad de distorsión del sistema isotópico K-Ar-Ca en presencia

de fluidos hidrotermales, y 2. la existencia de argón (40Ar) heredado que no permite

determinaciones geocronológicas realistas. Las dataciones U-Pb expuestas en la primera sección

y las anteriormente publicadas por Deckart et al. (2005, 2006), y por Deckart y Godoy (2006),

permiten establecer un contexto geocronológico que ayudará a interpretar los resultados 40Ar/39Ar obtenidos en este estudio.

Los primeros datos Hf-Nd reportados para rocas magmáticas terciarias de 11 y 13Ma

(Deckart y Godoy, 2006, ~ 33º30’ S) permiten obtener de modo directo el parámetro ΔεHfi cuyo

valor varia entre -0.5 a -6.5. Estos valores indican una impronta isotópica de Hf negativa y

desviada ligera a moderadamente en relación al “mantle array”. En el contexto del capitulo

anterior, esta impronta de Hf negativa permite considerar como muy factible el que esta haya

sido generada desde una fuente magmática mantélica muy antigua (sobre 1.5 Ga) e

isotópicamente distinta a una fuente MORB. Una fuente magmática mantélica antigua y distinta

de una fuente MORB es demostrada, ver capitulo anterior, por Lucassen et al. (2005) para rocas

magmáticas del norteoeste de Argentina. También las edades modelos Sm-Nd y Re-Os de

extracción mantélica muestran con claridad la existencia de un dominio mantélico enriquecido

en elementos incompatibles, entre 22º a 52ºS, generado entre 1.5 a 2.0 Ga (Stern et al., 1999;

Franz et al., 2006). En esta última sección se demostrará que un reservorio mantélico antiguo

(~2.0 Ga) y enriquecido en elementos incompatibles jugó un rol mayor en la generación de las

rocas magmáticas terciarias estudiadas aquí.

38

3.1 FUENTES DEL MAGMATISMO OLIGOCENO-MIOCENO A LOS ~ 33º S

La presente sección corresponde al manuscrito aceptado en la revista Journal of Petrology, y

se titula: “Lithospheric origin of Oligocene-Miocene magmatism in Central Chile: U-Pb

ages and Sr-Pb-Hf isotopes in minerals”. En este son presentados y discutidos los datos

de geoquímica de roca total obtenidos sobre rocas de la región, los resultados

geocronológicos U-Pb en circón, y los resultados del trazado isotópico de Hf en circón y

de Pb-Sr en plagioclasa y clinopiroxeno.

39

Lithospheric origin of Oligocene-Miocene magmatism in

central Chile: U-Pb ages and Sr-Pb-Hf isotopes of minerals

P. MONTECINOS1, 2, U. SCHÄRER1,*, M. VERGARA2 AND L. AGUIRRE2

1 UNIVERSITE DE NICE – SOPHIA ANTIPOLIS, GEOSCIENCES AZUR (UMR

6526), PARC VALROSE, F-06108 NICE, FRANCE.

2 UNIVERSIDAD DE CHILE, DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA, PLAZA

ERCILLA 803, CASILLA 13518, CORREO 21, SANTIAGO, CHILE.

*Corresponding Author. Telephone: +33-04-92-07-68-11.Fax: +33-04-92-07-68-16.

E-mail: [email protected]

KEY-WORDS: calc-alkaline magmatism; Oligo-Miocene; U-Pb dating; Sr-Pb-Hf

isotopes; central Chile

40

ABSTRACT

Establishing the petrogenesis of volcanic and plutonic rocks is a key issue in unraveling

the evolution of distinct subduction-related tectonic phases occurring along the S-

American margin. This is particularly true for Cenozoic times when large volumes of

Andean magma were produced in the Andean belt. In this context we have focused a

new investigation on rocks that occur in central Chile at 33°S. The study includes field

and petrographic observations, major-trace element analyses, U-Pb zircon dating, and

Pb, Sr, and Hf isotope analyses on plagioclase, clinopyroxene, and zircon. The zircon

ages are 28.1 ± 1.5 (2σ) for a dacitic sill, 22.2 ± 0.2 Ma for a gabbro, 22.1 ± 0.2 Ma for

a micro-gabbro, 17.7 ± 0.5 and 13.0 ± 0.3 Ma for two different granodiorites, 12.8 ± 0.4

and 12.3 ± 0.2 Ma for two diorites, and 11.5 ± 0.2 for another granodiorite. Together

with earlier dating results these ages define a 28.8-5.2 Ma period of plutonic and

volcanic activity, which ceased in relation to flattening subduction of the Nazca-Farallon

plate. REE patterns are variable, with up to 92 times chondrite concentrations for LREE

yielding (La/Yb)N between 3.6 and 7.0, and an absence of Eu anomalies. Initial Pb

isotope signatures lie between 18.358 and 19.023 for 206Pb/204Pb, at 15.567-15.700 for 207Pb/204Pb, and at 38.249-39.084 for 208Pb/204Pb. Initial 87Sr/86Sr are in the range

0.70369-0.70505, with two more radiogenic values plotting at 0.7066. Initial Hf isotopic

compositions of zircons yield exclusively positive εHfi ranging between +6.9 and +9.6.

The newly determined initial isotope characteristics of the Oligo-Miocene magmas

suggest that source lithologies are different from both Pacific MORB and OIB mantle

sources. On the other hand, they all plot in the field of reference values for

subcontinental lithospheric mantle, characterized by moderate LILE-HFSE depletion

and high 238U/204Pb. A Hf model age of 2 Ga can be estimated for the formation of the

subcontinental mantle-continental crust assemblage in the region, also indicating that

measured initial Sr and Pb isotope ratios are the result of later Rb and U enrichment in

relation to mantle metasomatism. Time integrated model Rb/Sr of ≈ 0.039 and ≈ 16 for

μ can be estimated, both being consistent with ratios measured in peridotite xenoliths of

41

continental areas.. Evolution from the largely dominating (> 90 %) basaltic-gabbroic to

andesitic-dioritic magmas seems to be a combination of (1) original trace element

differences of the metasomatized subcontinental mantle, (2) different degrees of partial

melting and (3) fractional crystallization in the garnet and spinel stability fields. The

genesis of more differentiated magmas reaching rhyolitic-granitic composition most

likely also includes additional crystal fractionation at both shallower mantle depth and

within the crust, possibly leading to some very minor assimilation of crustal material.

42

INTRODUCTION

Mesozoic and Cenozoic construction of the Andean belt is characterized by eastwards

migration of magmatic arcs and crustal thickening, leading to the formation of high

mountain chains, generated during different tectonic phases and settings, related to

varying plate configurations (e.g. Ramos, 2000). During Late Eocene and Early

Oligocene times, subduction occurred at a rate of 6 cm/y, increasing to 15 cm/y during

Late Oligocene and Early Miocene times. At 20 Ma the roughly perpendicular

subduction-direction rotated by about 10° in a northwards direction, associated to a

decrease in convergence. The present investigation is focused on precise ages and the

origin of Cenozoic volcanism and plutonism in the central part of the belt (33°S), where

magmatism has ceased about five million years ago, associated with progressive

flattening of subduction (e.g. Ramos, 2000; Deckart et al., 2005).

U-Pb zircon dating was undertaken to clarify ambiguities in the interpretation of earlier

K-Ar and 40Ar/39Ar dates from the region, often affected by low-grade metamorphism

and hydrothermal activity, both post-dating volcanic and plutonic rock emplacement. It

is important to note that the very same rocks analyzed here were previously investigated

by 40Ar/39Ar mineral dating (P. Montecinos, unpublished data) revealing complex

patterns, from which no reliable ages could be derived. This observation required the use

of U-Pb zircon dating.

Both our dating and isotope measurements were undertaken on fresh hand-picked

minerals extracted from the least metamorphosed rocks, out of a series of 162 samples.

U-Pb and Hf isotope analyses were measured in zircon, and Pb and Sr isotopic

compositions in feldspar and clinopyroxene from the same rocks. Some whole-rocks

were analyzed for major and trace elements. Since these rocks are (1) young, (2) Lu

almost absent in zircon, and (3) U and Rb concentrations very low in plagioclase and

pyroxene (e.g. Schärer, 1991; Schärer et al., 1997), measured isotopic ratios directly

define time-integrated initial ratios acquired by the source lithologies at the time of

melting.

43

GEOLOGICAL OUTLINE

Figure 1a shows a schematic geological map of central Chile (33°-36°S), two cross-

sections, and a map (Fig.1c) with sample locations. Cenozoic volcanic-plutonic rocks

occur along a N-S oriented belt, lying parallel to the continental margin, extending in its

totality over about 1300 km, from 23° to 35° S (Nyström et al., 2003). The thickness of

volcanic and plutonic rocks varies between about 2000 and 6000 m, constituting both

the Principal and Frontal Cordilleras. Based on radiometric ages, they were

distinguished into the Early Miocene Abanico Formation, and the Middle to Late

Miocene Farellones Formation (e.g. Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005); however,

this distinction is hampered by the fact that both formations expose similar lithologies.

All rocks contain secondary minerals such as prehnite, pumpellyite, actinolite, chlorite,

sericite, calcite, zeolite, and epidote, produced during non-deformational low-grade

metamorphism and fluid circulation (Aguirre et al., 2000; Levi et al., 1989). Tectonic

activity associated with emplacement of Oligocene magmatic rocks were extensional,

whereas later activity during Miocene times changed to a compressional regime,

reflecting convergence rates increasing from 6 to 15 cm/y (Charrier et al., 2002; Kay et

al., 2005).

The Abanico and Farellones Formations (Fig.1) comprise basalts, basaltic andesites,

andesites, and some more differentiated rocks such as dacites and rhyolites (summaries

in: Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005). Corresponding plutonic bodies range from

gabbros to diorites and granodiorites to a few granites. Associated minor lithologies are

pyroclastic flows and breccias, tuffs, and rhyolitic ashes. Basalts-gabbros and andesites-

diorites are by far the most abundant lithologies making up at least 90 % of the

magmatic rocks along the belt. There seems to be a chemical trend from the lower to the

upper part of the series, with 80 % basalts and 20 % andesites in the basal part, and 75 %

andesites, 20 % basalts, and 5% dacites towards the top. Intrusion of the largest, about

15 km wide granodioritic stocks into the andesites, has produced up to 3 km wide

epidote-actinolite-hornblende contact metamorphic aureoles.

44

PREVIOUS RESULTS

Major and trace-element analyses

The calc-alkaline character of rocks composing the Oligo-Miocene magmatic belt has

been documented in a series of studies (Fig. 2; Vergara et al., 1988; Nyström et al.,

2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al., 2006). They contain between 46.2 and 74.5 wt.%

of SiO2 matching the observed lithological variations, of volcanic and plutonic

members, and (La/Yb)N ratios lie between 3 and 16. Plagioclase fractionation in a few

lithologies is suggested by Eu anomalies reaching Eu/Eu* = 0.71. Heavy REE

concentrations lie between 8 and 20 times chondrite abundance. In TAS and AFM

diagrams (Fig. 2) the rocks follow trends typical of differentiation trend of medium-K

calcalkaline magmas. It was concluded that magmas of the apparently older Abanico

Fm. were formed at shallower mantle depth than those of the Farellones Fm., with the

Abanico lavas having segregated in the spinel stability field, whereas the younger

Farellones magmas show evidence of residual garnet in their sources (e.g. Nyström et

al., 2003). Based on trace element ratios (e.g. Th/Yb vs. Ta/Yb, Ta/Yb vs. Ba/Th, Ba/La

vs. La/Yb) a contribution of minor crustal material was suggested, possibly including

sediments (Nyström et al., 2003; Deckart & Godoy, 2006).

Geochronology

Early K-Ar whole-rock analyses of the Abanico and Farellones volcanic rocks (Fig. 1)

yield ages between 20 and 4.1 Ma (Drake et al., 1976; Vergara & Drake, 1979;

Munizaga & Vicente, 1982; Beccar et al., 1986; Vergara et al., 1988). Roughly 100 km

to the south, whole-rock K-Ar ages lie between 27.7 and 6.0 Ma (Kay et al., 2005).

Granitoid intrusions into these volcanic rocks yield K-Ar whole-rock ages ranging from

19.5 to 18.5 Ma (Munizaga & Vicente, 1982). Moreover, amphibole and biotite 40Ar/39Ar dates from the volcanic rocks give ages ranging from 28.8 to 18.6 Ma

(Aguirre et al., 2000; Fuentes et al., 2002) and 50 km to the south, plagioclases from

porphyritic basalts were dated at 34-18 Ma (Muñoz et al., 2006). Amphibole and biotite 40Ar/39Ar ages of granitoid intrusion about a further 100 km to the south define ages

45

between 21.6 and 5.5 Ma (Kurtz et al., 1997). Close to our study area, U-Pb dating on

zircon yields ages of 17.2 and 16.8 Ma for two andesitic flows, 12.0 and 8.4 Ma for two

intruding granodiorites, and 6.3-5.2 Ma for four porphyric dacitic rocks (Deckart et al.,

2005). Further U-Pb ages on zircons from two granodiorites about 50 km to the south

yield ages of 11.3 and 10.3 Ma (Deckart & Godoy, 2006).

Isotope analyses

The petrogenesis of the Oligo-Miocene volcanic-plutonic series was previously

addressed through major-trace element and Pb-Sr-Nd isotope measurements on whole-

rock samples (Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al.,

2006). Resulting models for magmatism implicate varying mantle source regions and

depth of magma generation (Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005). Moreover, some

20-18 Ma old basalts to andesites were interpreted to be generated by the interaction of

mantle magmas with lower continental crust (e.g. Kay et al., 2005).

Data fields for these earlier data are shown for reference in the Figs. 7-11 (summarized

in Table 7). Initial 87Sr/86Sr ratios for both extrusive and intrusive lithologies lie in a

very narrow range between 0.7033 and 0.7044 (Vergara et al., 1999; Nyström et al.,

2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al., 2006; Deckart & Godoy, 2006). For the same

series of whole-rock samples from central Chile (33°-36° S) initial epsilon Nd values

(εNdi) define a relatively narrow range between +3.0 and +6.2. Similarly homogeneous

isotope characteristics are also observed for initial Pb ratios yielding 18.453-18.588 for 206Pb/204Pb, 15.548-15.610 for 207Pb/204Pb, and 38.210-38.478 for 208Pb/204Pb

(Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005). For zircon of two

granodioritic intrusions initial epsilon Hf values (εHfi) lie at +4 and +8 (Deckart &

Godoy, 2006).

Based on εNdi vs. initial 87Sr/86Sr isotopic ratios (Sri) Nyström et al. (2003) suggested a

mantle source enriched in LILE and HFSE compared to asthenospheric mantle.

Moreover, Deckart & Godoy (2006) used εNdi vs. εHf to propose mixing between such

enriched mantle and pelagic sediments; however, Kay et al. (2005) showed that εNdi is

46

independent of SiO2 ruling out significant crustal contamination. Apart from petrological

arguments suggesting increasingly deeper mantle melting in time (Nyström et al., 2003)

a correlated change from more to less LILE/HFSE depleted mantle sources was

suggested (Kay et al., 2005).

Analytical procedures

Major and trace element analyses were performed on a Perkin Elmer P400 ICP-AES

instrument at the Geology Department of the University of Chile. Mineral compositions

were determined on carbon-coated polished thin-sections using the WDS-system of a

CAMECA SX100 electron microprobe at the University of Montpellier II, France,

calibrated with natural and synthetic standards. Results are considered to be accurate to

within 1-3% for major elements. Mineral separation was carried out using the Frantz

isodynamic magnetic separator, heavy liquids (CHBr3 and CH2I2), and grain-by-grain

hand-picking under the binocular microscope. All U-Pb, Pb and Sr isotope analyses

were performed at the University of Nice – Sophia Antipolis.

Initial Pb isotopic compositions were measured in primary magmatic feldspar, also used

to correct for common Pb in zircon as well as the determination of 238U/204Pb-206Pb/204Pb

isochron ages. Over-all analytical uncertainties (2σ-STERR) of U-Pb dates are 2-4% for 206Pb/238U, and 3-10% for 207Pb/235U including in-run precisions and corrections for

blanks, mass-fractionation, and common Pb. Lead blanks are 13-17 pg per analysis, with

5-7 pg coming from the PTFE® capsules, and 8-10 pg from the chemical. Typical ratios

of sample to blank Pb lie around 10. Error ellipses in the Figs. 3 to 5 correspond to the

above given uncertainties having correlation coefficients between about 0.3 and 0.5.

Analytical uncertainties are much smaller for the isochron data (no common Pb

correction) lying at 0.10-2.0% for 206Pb/204Pb and 0.30-3.0% for 238U/204Pb (Table 3).

Prior to dissolution in pure > 50% HF at 215°C for 3 days in PTFE® Teflon bombs,

zircons were spiked with a mixed 205Pb/235U/233U solution, followed by the separation

of U and Pb from Zr and Hf (Krogh, 1973). To eliminate 176Yb interferences on 176Hf, a

47

separation step on AGW-50X cation reisin® was used (Patchett & Tatsumoto, 1980).

Hafnium isotope measurements were performed on the Nu plasma 1700 instrument at

the Ecole Normale Supérieure at Lyon using the JMC-475 Hf standard for calibration,

run every fourth sample (Blichert-Toft et al., 1997). Hafnium isotope measurements

were normalized to 179Hf/177Hf = 0.7325 (Patchett & Tatsumoto, 1980). Specific

chemical procedures of combined U-Pb-Hf analyses on zircon are published elsewhere

(Bodet & Schärer, 2000).

Hand-picked feldspars and clinopyroxenes were washed in HCl 6N, ground in an agate

mortar, and leached with 1% HF/HBr 1N, for a few minutes in the ultrasonic bath (e.g.

Schärer, 1991). Dissolution was performed in pure > 50% HF for one night at 120° C, in

2 ml Savilex beakers®. To confirm low U abundance in these minerals, some analyses

were spiked with the same 233U-235U-205Pb solution as the zircons. For feldspar and

clinopyroxene, a modified HBr procedure was used (Manhès et al., 1978) to separate

and purify Pb and U from major elements and Sr, followed by Sr separation from major

elements and Rb using Eichrom Sr-Spec. resin®.

All U-Pb and Pb isotope analyses were carried out on single Re filaments (H3PO4/Si-gel

load) using a single Secondary Electron Multiplier on a Thomson 206 mass-

spectrometer. Mass-fractionation of 0.10 ± 0.05%/amu was controlled by repeated

analyses of the NBS-981 standard yielding average ratios of 16.941 ± 0.004 (2σ-

STERR) for 206Pb/204Pb, 15.501 ± 0.004 for 207Pb/204Pb, and 36.728 ± 0.009 for 208Pb/204Pb. For concordia and isochron plots, and linear regression calculations we

used the program ISOPLOT-3 (Ludwig, 2003). Strontium isotopic compositions were

measured on a VG-Sector instrument using single Re filaments with a H3PO4/TaF5 load.

The NBS-987 standard was regularly run to control the accuracy of Sr measurement

yielding an average (87Sr/86Sr)norm. of 0.702912 ± 0.000015 (2σ-STERR). All Sr

isotope measurements were normalized to 86Sr/88Sr = 0.1194.

48

RESULTS

The samples

A series of thin-sections from 162 rocks were studied to select samples with minimum

metamorphic overprint and having well preserved primary magmatic mineral

assemblages. Sixteen samples of fresh plagioclase and clinopyroxene were chosen for

Pb-Sr analysis. Eight rocks were used for U-Pb zircon dating, 13 zircon populations for

Hf isotope measurements, and 8 whole-rocks for major and trace element analyses, as

well as thin-sections for EPMA on minerals.

The samples analyzed are:

(1) An olivine-carrying basalt (sample Ab-99) of glomero-porphyritic texture containing

between 5 to 20% euhedral to subhedral 1-2 mm olivine crystals. Augite crystals range

between 1 to 3 mm in size (2-5 Vol.%,) and plagioclase (An88-92) between 1-5 mm (10-

40 Vol.%). Originally inter-granular groundmass is composed of very small grains (<

0.2 mm) of plagioclase, clinopyroxene and minor olivine. A chlorite-epidote-calcite

assemblage represents altered augite.

(2) A gabbro sill (sample Ab-142) with a few percent of 1-2 mm large fresh augite and

rare pigeonite, less than 2% of olivine, and between 30 to 50% of fresh 1-4 mm large

plagioclase (An72-86). The groundmass is composed of altered glass where

clinopyroxene and plagioclase are about 0.1 mm in size. Apatite is an accessory

mineral. Secondary minerals are calcite and chlorite in some augites, and phengite-

sericite in most altered plagioclase crystals.

(3) Three rocks (Ab-154, -156, -159) were collected from different clinopyroxene-

carrying andesitic flows, also characterized by glomero-porphyric textures. They are

composed of fresh to intensely altered andesine (An45-49), glomerocrysts of augite

(Wo39En39Fs18 to Wo40En42Fs21) floating in a groundmass of altered glassy matrix,

locally showing pilotaxic plagioclase. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of clinopyroxene

and plagioclase also compose the groundmass. Calcite, smectite and albite are secondary

49

phases occurring in the most altered domains of the andesine phenocrysts. Epidote,

calcite, and chlorite are secondary minerals formed after clinopyroxene.

(4) Two dacitic sills (Ab-133, -143) and an andesitic sill (Ab-152) were collected from

sub-volcanic levels lying concordant to different volcanic flows. They exhibit

porphyritic textures, composed of plagioclase phenocrysts (1.5-3 mm) and a groundmass

of fine-grained feldspar and minor quartz. The dacitic sills contain primary phenocrystic

muscovite is preserved (0.5-2 mm) but amphibole is altered (1-2 mm). Secondary calcite

and sericite are observed in strongly altered plagioclase. Accessory minerals are apatite,

zircon and titanite.

(5) Two samples, a micro-gabbro (Ab-153) and a gabbro (Ab-157) were collected from

two fine to medium grained intrusions, respectively. Plagioclase is fresh in both rocks

showing poikilitic texture with interstitial augite, whereas clinopyroxene has some

scarce secondary epidote.

(6) From the metamorphic contact aureoles around the granodioritic body intruding

intermediate volcanic rocks, a tremolite-andesite hornfels sample (Ab-139) was

collected having fine-grained granoblastic texture. The most common contact

metamorphic minerals are tremolite and biotite occurring together with primary

andesine. These contact metamorphic rocks are fresh, showing some minor epidote,

sericite, chlorite and pumpellyite in rare altered domains.

(7) Three samples (Ab-138, -132, -135) were taken from different homogeneous

medium-grained granodioritic stocks that are much less altered than the volcanic

members; however, some of their biotites and amphiboles are replaced to different

degrees by chlorite, epidote and calcite. Also present in the diorite is some minor fresh

biotite. Plagioclase shows some rare alteration-produced smectite and calcite. Accessory

phases are apatite, titanite, and zircon.

(8) Also in the uppermost part of the series were collected two fine to medium-grained

diorites (Ab-134, -136), carrying fresh plagioclase, clinopyroxene (augite) and

orthopyroxene with epidote-chlorite alteration. Accessory phases are apatite and zircon.

50

Major and trace elements

Table 1 lists major and trace element data of eight rocks taken from different levels of

the volcanic pile, and Fig. 2 shows (1) the corresponding SiO2 vs. total alkali plot (TAS-

diagram), (2) the AFM diagram, and (3) REE-patterns. Basaltic to trachyandesitic rocks

have between 46 and 62 wt.% SiO2, plotting into the field defined by all previously

analyzed rocks from the Abanico and Farellones Formations at 33-36°S. Their REE

patterns are enriched in LREE relative to HREE characterized by (La/Yb)N ranging

between 3.6 and 7.0 (Fig.2c). LREE enrichment relative to chondritic abundance reaches

about 90 times chondrite abundance and HREE in basaltic rocks lie at about 6 times

chondrite abundance, whereas the more differentiated lithologies such as trachyandesites

reach an enrichment factor of 24 for HREE (Fig. 2c) having a somewhat flatter pattern

than the less differentiated rocks. A notable observation is the total absence of

significant Eu anomalies in all samples.

U-Pb dating

Table 2 lists individual zircon U-Pb analytical results used for the concordia plots, and

Table 3 shows those for which 206Pb/204Pb (α) − 238U/204Pb (μ) isochrons were

calculated, including initial Pb ratios measured in co-genetic feldspars (Table 4). These

results were obtained on 50 different size fractions of zircon. The Figs. 3 to 5 display the

concordia and isochron diagrams. Size-fractions of the 0.05 and 0.20 mm long zircon

crystals vary in weight between 0.042 and 0.949 mg, representing between 20 and 100

grains. Cracks were absent and all grains analyzed were euhedral prisms ranging in

width to length ratios between 1 : 1 and 4 : 1. Most zircons were pinkish translucent

grains, and only the dacitic sill (Ab-143) had transparent colorless grains. Opaque and

translucent inclusions, excluded from analysis as far as possible were present in all

populations. Independent of grain size and lithology, both types of inclusions reach

about 5 Vol.%. with most opaque inclusions being clinopyroxenes, and translucent

grains apatite.

51

Nine zircon fractions from a dacitic sill (Ab-143) lying conformably within olivine-

basalt lavas yield both concordant and differently discordant data. Scatter in 206Pb/238U

prevents the use of the α−μ isochron plot. On the other hand, 7 of the fractions define a

regression line that intercepts the concordia curve at 28.1 ± 1.5 (2σ) Ma (MSWD = 2.6).

Uranium concentrations lie between 320 and 704 ppm. Total common Pb is 28-370 pg

and measured 206Pb/204Pb ratios range from 48.9 to 457.

A gabbroic intrusive body (Ab-157) occurring within basaltic flows of the lowermost

Abanico Formation yields three identically concordant zircon fractions, and a slightly

discordant date. All 206Pb/238U are identical, whereas 207Pb/235U show up to 5%

scatter. The mean value of the five zircon 206Pb/238U ratios defines an age of 22.20 ±

0.15 Ma, and the corresponding α−μ isochron age including feldspar is 22.25 ± 0.1 (2σ)

Ma (MSWD = 1.0) being identical to the concordia age. Uranium concentration is

between 307 and 683 ppm, total common Pb is 159-495 pg, and measured 206Pb/204Pb

lie between 54.9 and 307.

Five zircon fractions from a micro-gabbro (Ab-153) emplaced into andesitic lava flows

of the uppermost Abanico section produce 2 concordant and 1 slightly discordant date,

with the two remaining fractions showing scatter in 207Pb/235U. One of these fractions

has also a slightly younger 206Pb/238U age. In using the 4 zircons with identical 206Pb/238U, and average age of 22.13 ± 0.23 Ma is obtained and an age of 21.97 ± 0.50

Ma (MSWD = 2.0) is given by the α−μ isochron plot. Uranium concentrations are

between 335 and 361 ppm, total common Pb range from 166 to 251 pg, and measured 206Pb/204Pb lies between 42 and 92.

A granodiorite (Ab-138) cutting within the upper most andesitic layers of the Abanico

Formation yields two identically concordant zircon analyses, a slightly discordant date,

and two analyses that show significant scatter in 207Pb/235U. The five identical 206Pb/238U ratios yield an average age of 17.72 ± 0.47 Ma, and together with its

cogenetic plagioclase they give an α−μ isochron age of 17.2 ± 1.0 Ma (MSWD = 2.2).

52

Uranium lies at 213-521 ppm, total common Pb is 188-724 pg, and measured 206Pb/204Pb range from 33.4 to 80.3.

From a diorite (Ab-136) emplaced into the uppermost layers of the Abanico Formation,

four of seven zircon fractions lie concordantly, whereas the remaining three fractions

show up to 12% scatter in 207Pb/235U. The average 206Pb/238U age of the 5 most

concordant fractions is 12.82 ± 0.40 Ma, and together with plagioclase they give a

α−μ isochron age of 13.45 ± 0.42 Ma (MSWD = 10.2). Uranium concentrations are

233-401 ppm, total common Pb is 66.0-404 pg, and measured 206Pb/204Pb lie between

31.7 and 171.

Five zircon fractions of a granodiorite (Ab-135) cutting andesitic flows in the upper

Abanico Fm. yield a tight cluster of identical 206Pb/238U ratios but 207Pb/235U shows

again scatter reaching 7%. The average 206Pb/238U age of the 5 zircon fractions is 13.02

± 0.25 Ma being identical to their zircon-plagioclase α−μ isochron age of 13.41 ± 0.34

Ma (MSWD = 2.4). Uranium concentrations are homogeneous at 223-282 ppm, total

common Pb is 75.4-292 pg and measured 206Pb/204Pb lie between 40.2 and 106.

Sample Ab-134 is a diorite emplaced into basaltic flows of the lower Abanico series. All 206Pb/238U ratios are identical but 207Pb/235U shows large scatter reaching up to 20%.

An age of 12.28 ± 0.15 Ma is defined by the mean value of the six 206Pb/238U ratios,

and the α−μ isochron gives an age of 12.13 ± 0.05 (MSWD = 1.3). Uranium is 259-318

ppm, total common Pb 94.1-458 pg and measured 206Pb/204Pb range between 36.6 and

97.1.

Sample Ab-132 is a granodiorite intruding an olivine-basaltic flow in the lower part of

the Abanico Fm. Eight zircon fractions have identical 206Pb/238U ages but they scatter

again in 207Pb/235U. The mean value of samples with identical 206Pb/238U ratios define

an age of 11.53 ± 0.19 Ma, and the zircon-plagioclase α−μ isochron age is 11.40 ± 0.17

Ma (MSWD = 2.4). Uranium concentrations are 178-278 ppm, total common Pb is 25.2-

302 pg, and measured 206Pb/204Pb lie between 37.0 and 233.

53

Pb, Sr, and Hf isotope data

Tables 4 to 6 list Pb, Sr, and Hf isotope analyses, carried out on 26 plagioclase and 2

clinopyroxene fractions for Pb, 18 plagioclase and 2 clinopyroxene fractions for Sr, and

20 zircon fractions for Hf. Duplicate analyses were measured for all isotope systems

using different size fractions of the same mineral population, to trace potential

heterogeneity of initial isotope signatures on the rock scale, i.e. minerals extracted from

a few kg of rock. Fig. 6 shows the εHfi values plotted relative to the evolution of a

chondritic uniform reservoir (CHUR), and the model for a continuously LILE-depleted

MORB source mantle (De Paolo & Wasserburg, 1976; Patchett et al., 1981). All εHfi

values are positive ranging between +6.9 and +9.6. The figures 7 to 11 display

correlation diagrams for Pb, Sr, and Hf isotope results, plotted relative to (1) earlier data

from the Oligo-Miocene magmatic belt (O-M belt), (2) Pacific MORB source mantle,

(3) OIB mantle sources, (4) Pacific sediments, and (5) reference values for

subcontinental lithospheric mantle. This latter field for subcontinental mantle includes

initial isotope signatures of: (1) kimberlitic group-I magmas (Smith, 1983; Weis &

Demaiffe, 1985; Davies et al., 2001; Schmidberger et al., 2001), (2) megacrystic

clinopyroxene extracted from kimberlites (Kramers et al., 1983; Davies et al., 2001), (3)

magmatic perovskite (Heaman, 1989) and (4) clinopyroxene of peridotite xenoliths

contained in volcanic rocks of northern Chile (Lucassen et al., 2005).

For rocks lacking Hf isotope analyses, Nd isotope signatures were translated to εHfi by

using the relationship εHfi ≈ 2εNdi for MORB sources, and εHfi = 1.33εNdi+3.19 for

OIB mantle sources (Patchett, 1983; Vervoort et al., 1996; Vervoort et al., 1999).

Differences in εHfi between the two conversion models are relatively small lying

(typically in the order of ≈ 1εHfi ), unit but they exceed our analytical errors that are in

the order 0.1-0.3 epsilon units (Table 6). Figure 7b also displays initial isotopic

compositions measured in lower crustalmafic granulite xenoliths brought to the surface

by Miocene volcanic rocks of the pre-Cordillera in Argentina (32°S; Kay et al., 1996).

Concerning the field of initial isotopic compositions of MORB that reflect present-day

54

ratios of their mantle sources. Shifts in isotope signatures, extrapolated back to

Oligocene times are negligible, given the low U/Pb, Rb/Sr, and Lu/Hf of MORB mantle.

The same would apply if melting of early Cenozoic oceanic lithosphere was considered,

for which residence times are too short to produce significantly different isotope

signatures compared to MORB sources from where they were extracted.

DISCUSSION

U-Pb dating

Concerning the U-Pb dating results of the Oligo-Miocene zircons the following aspects

have to be considered: (1) they contain very low amounts of radiogenic Pb produced

since crystallization of the mineral, (2) related to such low radiogenic Pb, initial

common Pb is high, (3) ion beams must be sufficiently strong to be measured with

sufficient accuracy, in particular for 204Pb, and (4) long dissolution times at high

temperatures induce high Pb blanks. As a consequence of low radiogenic Pb, minimum

weights of zircon fractions lie between 0.04 and 0.95 mg, requiring the use of relatively

large amounts of ion-exchange raisin adding a second Pb blank component. Although Pb

isotopic compositions of cogenetic feldspars were measured for common Pb corrections

(Table 4), additional uncertainties are twofold: Pb isotopic compositions of feldspar

fractions of the same population can be different (Table 4), and inherited old Pb may be

associated to different common initial Pb. Uncertainty of the common Pb correction is

therefore the dominant analytical uncertainty for U-Pb dating using the concordia

diagram. On the other hand, the determination of alternative isochron ages does not

require this correction.

As revealed by the concordia plots, scatter of 207Pb/235U in zircons from a given sample

exceed the expected uncertainties, such as integrated into error propagation (size of

ellipses). This means that 207Pb/204Pb ratios of initial common Pb cannot be determined

with sufficient precision. From a purely analytical point of view, scatter of 207Pb/235Pb

could also be due to interferences on the 207Pb peak or bad peak shapes, however, both

55

these parameters have systematically been controlled, as well as the quality of the mass

base-line. Since the 238U-206Pb chronometer is much less sensitive to common Pb

corrections, no corresponding scatter is observed and in consequence, all U-Pb ages are

derived from the 206Pb/238U ratios. Alternative use of different common Pb isotopic

compositions measured among feldspar fractions of the same rock does not change the

concordia or isochron ages beyond the given analytical precisions. The new U-Pb ages

range from 28.1 to 11.5 covering an Oligo-Miocene period of 16.6 million years.

The 20 Hf isotope analyses (εHfi) performed on the 8 dated zircon populations, as well

as on further 5 zircons yield εHfi ranging between +6.9 and +9.6 (Fig. 6). A slight

difference in εHfi is observed even among zircons fractions separated from the same

population (Ab-138; Ab-153, Table 6). Two of the earlier published εHfi for 11-10 Ma

old granodiorite zircons from the same area are identical, whereas one analyses has a

less radiogenic value at +4.0 (Fig. 6; Deckart & Godoy, 2006).

Initial Pb isotope ratios (Pbi) of plagioclase and clinopyroxene show a large range with

all values being significantly more radiogenic than any Pacific MORB. They are also

distinct from Pacific OIB-sources (Fig. 7). In the 206Pb/204Pb (α) vs. 207Pb/204Pb (β)

diagram of Fig. 7, most Pbi lie in the range of model values for average and upper

continental crust, with some Pbi plotting below average crust. In the α vs. 208Pb/204Pb

(γ) diagram they lie at the upper end of the average crust model but they are very distinct

from initial Pb isotopic compositions of Andean lower crustal xenoliths (Kay et al.,

1996). Previous Pb data obtained on whole-rocks of the 28.8-5.2 Ma old Oligo-Miocene

magmatic lithologies are identical with the least radiogenic values measured here, being

again distinct from both Pacific MORB and OIB sources. One exception is our sample

Ab-154 having high 207Pb (Fig. 7a). In the Pbi vs. Sri correlation diagram of Fig. 8 all

initial isotope signatures are again different from any Pacific MORB source, and α is

also different from Pacific OIB-sources, whereas β lies very close to OIB. Large

differences also exist relative to Pacific sediments. On the other hand, such as already

56

observe (Fig. 7), data plot in the field of reference values for subcontinental lithospheric

mantle.

Fig. 9 displays Pbi vs. εHfi data substantiating the same isotope differences as already

observed for α, β, and γ, as well as Pbi-Sri correlations (Figs. 7 and 8). For further

discussion it is important to note that for initial Hf isotope ratios of subcontinental

mantle, only original Hf data were used. Lu/Sm fractionation in subcontinental mantle is

not sufficiently constrained to translate Nd isotope ratios in εHfi (Nowell et al., 2004). A

particular observation is that in the α-εHfi diagram, our Oligo-Miocene rocks lie in or

very close to the field of initial isotope signatures of zircon and baddeleyite megacrysts

from the Central African Mbuji Mayi kimberlite (Weis & Demaiffe, 1985; Schärer et al.,

1997). In the β-εHfi diagram the O-M belt zircons overlap with data from SE Pacific

OIB sources, whereas they are distinct from any Pacific MORB source. In the γ−εHfi

and Sri-εHf. correlation diagrams large differences exist relative to both MORB or OIB

mantle sources (Figs. 10 and 11).

U-Pb ages

As already emphasized, the new U-Pb zircon dating series was undertaken to determine

unambiguous emplacement ages for the magmas. So far, only U-Pb zircon ages could be

considered to date primary crystallization (Deckart et al., 2005; Deckart & Godoy,

2006); whereas the interpretation of most earlier K-Ar and also 40Ar/39Ar whole-rock

and mineral dates from central Chile remained uncertain due to the omnipresence of

later low-grade metamorphism and hydrothermal activity (Drake et al., 1976; Vergara &

Drake, 1979; Munizaga & Vicente, 1982; Beccar et al., 1986; Vergara et al., 1988;

Kurtz et al., 1997; Fuentes et al., 2002; Deckart et al., 2005; Kay et al., 2005; Muñoz et

al., 2006). For a few older ages around 34 Ma, Argon degassing patterns reveal the

presence of significant excess 40Ar ruling out the determination of any geologically

meaningful age ("maximum ages"; Gana & Wall, 1997; Muñoz et al., 2006). In some

57

cases, no age interpretation could be proposes such as it is the case for 40Ar/39Ar dating

results of secondary minerals (Deckart et al., 2005).

The new and all previous radiometric ages of the Oligo-Miocene magmatic rocks are

summarized in Table 7 together with initial Sr, Pb, Nd, and Hf isotopic ratios, and model

Th/U of the magma sources. Table 7 also distinguishes plutonic and volcanic lithologies.

Earlier zircon U-Pb ages (17 to 5 Ma; Deckart et al., 2005) were also exclusively based

on the 238U-206Pb chronometer, with the difference that no feldspars could be measured

for Pbi due to strong metamorphic overprint of the rocks. The full set of radiometric

ages substantiates basaltic-gabbroic to rhyolitic-granitic magmatic activity between 28.8

and 5.2 Ma covering a period of 24 Ma during Oligo-Miocene times.

Abanico vs. Farellones Formation

Based on field geology, radiometric ages, and isotope ratios it appears that both the

volcanic and plutonic lithologies represent a continuous period of calc-alkaline

magmatism, emplaced during Nazca-Farallon plate subduction underneath the South

American continental margin. Distinction between the Abanico and Farellones

Formations was originally based on differences in lithologies, observed between the

lower and upper part of the volcanic-plutonic series (Hoffstetter et al., 1957). The

Farellones Formation was re-defined by Rivano et al. (1990) with the distinction into a

lower rhyolitic-dacitic to ignimbritic part, and an upper section composed of basaltic

andesites, intruded by rhyodacitic domes. It was concluded that Abanico magmatism

lasted from Oligocene times until 20 Ma, followed by emplacement of the Farellones

Formation (Munizaga & Vicente, 1982; Vergara et al., 1988; Fuentes et al., 2002;

Deckart et al., 2005; Kay et al., 2005). On the other hand, an overlap in emplacement

ages was proposed for the same series about 100 km to the South of our study area,

indicating that the lower Farellones and upper Abanico Formations have a similar age

(Charrier et al., 2002). A local angular unconformity at the base of the Farellones

Formation was suggested (e.g. Aguirre, 1960) but other authors question the existence of

such an unconformity, proposing either a thrust at the base of the Farellones Formation

58

or a stratigraphic contact (e.g. Godoy et al., 1999). Our own detailed observations along

the transition from the Abanico to the Farellones Formation do not reveal any

unconformity or tectonic contact, and the zone seems to be a simple transition from

older to younger magmatic series showing the same lithological spectrum. Given the

uncertainties concerning both the distinction and age of the Abanico vs. Farellones

Formations, we consider that the dated rocks represent a continuum of magmatic

activity.

Magma sources

The question arises whether lithological differences or isotope signatures are correlated

in space and time. From our age data we cannot identify any clear compositional

variation in time. The oldest (28.1 Ma) and youngest rock (11.5 Ma) both reflect

differentiated magmas, (i.e. a dacite and a granodiorite, respectively) and gabbros and

diorites cover almost the full period of magmatism (22.2-12.3 Ma). An absence of

correlation is also observed for isotope signatures and ages; however, earlier

geochemical data from the same magmatic belt suggested a continuous evolution from

primitive rocks with (La/Yb)N = 3, (87Sr/86Sr)i = 0.7033, and εNdi = +6.2 to slightly

more evolved members having (La/Yb)N = 16, (87Sr/86Sr)i = 0.7044, and εNdi = +3.0

(Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005). Limited changes were also suggested by Pb

isotopes signatures, with the older members being more homogeneous than the younger

volcanic and plutonic lithologies (Nyström et al., 2003). This would be consistent with

differences in lithology between the lower and upper parts of the succession, (i.e. 80%

basalt and 20% andesites in the lower part, and 20 % basalt, 75 % andesite, and 5%

dacite above) which could also reflect the slightly more evolved initial Sr, Nd, and

(La/Yb)N isotope signatures of their mantle sources. Note that all these trends lie within

the reference field for subcontinental lithospheric mantle.

Heterogeneities are also observed here, with two dacites having more radiogenic Sri than

the main cluster of data, and a pyroxene-andesite being more radiogenic in 207Pb (Figs.

7-11). For Sr in the dacites this deviation could be due either to a lithospheric mantle

59

source that has evolved to a higher Rb/Sr but low U/Pb, or the incorporation of a highly

radiogenic crustal component. This later hypothesis is in contradiction with the low

radiogenic Pbi measured in the same feldspar. Concerning high 207Pb, we necessarily

need an old Precambrian source component, either in the metasomatized subcontinental

mantle or as strongly Rb-depleted crustal material (lower crust?), to explain the absence

of more radiogenic Sri.

Earlier and new U-Pb dates of zircon from the magmatic belt reveal the presence of

small amount of older radiogenic Pb, essentially seen through the 235U-207Pb

chronometer (Figs. 3-5). Such inherited components reflect relic zircon extracted by the

magmas from the melted source lithologies, present either in the subcontinental

lithospheric mantle or the overlying continental crust. Beside zircon in kimberlites, the

presence of old zircon in lithospheric mantle has been observed for plagiogranitic dikes

intruding the lithospheric peridotites of the European plate margin (Borsi et al., 1996).

In any case, the ultimate source of inheritance is continental crust material, either

integrated into the subcontinental mantle during ancient subduction or directly extracted

from overlying crust by the ascending mantle magma. Such inheritance is consistent

with internal differences of εHfi such as observed in two zircon populations extracted

from a granodiorite and a micro-gabbro (Ab-138, -153, Fig. 6).

Further corroboration for the integration of variously evolved components is revealed by

Pbi and Sri, being different between both plagioclase and clinopyroxene fractions from

the same rock (samples Ab-133; -134; -135; -153; -157; Tables 4 and 5). This could

reflect mixing of crystals from partly crystallized magmas or extraction of xenocrystic

grains from the wall-rocks. Whatever explanation is preferred for these intra-rock

isotope differences, they are very small and therefore, these contributions have not

significantly changed the composition of Oligo-Miocene magmas. This is well

illustrated by the preservation of primary basaltic-gabbroic compositions even for those

that show such isotopic heterogeneities.

Concerning potential crustal contamination of the mantle magmas, none of our Pbi

values exceeds the reference field for subcontinental lithospheric mantle (Figs. 7, 8, and

60

10a). The most sensitive tracer for continental material is Pb for which 1-2% of crustal

material would significantly shift the Pbi signatures of the mantle magmas (e.g. Schärer,

1991). Other isotope tracers such as Sr, Nd and Hf are more robust to crustal

contamination. To further quantify potential crustal contamination, we have used Sr,

which is the most sensitive isotopic crustal tracer after Pb. Crustal end-members can be

estimated from values measured in Paleozoic granites and basement rocks of the region

(33°S, Fig.1, Parada et al., 1999) yielding a 87Sr/86Sr of 0.7090 and a Sr concentration of

219 ppm. To estimate the mantle component, we used values measured in spinel-

peridotite nodules found in Miocene volcanic rocks in Argentina that gave 87Sr/86Sr of

0.7038 and a Sr concentration of 22.3 ppm (Conceição et al., 2005). In this case, 2% of

crustal melt would shift initial 87Sr/86Sr of the mantle magma to 0.704, and 5% of

contamination would produce an initial ratio of 0.7066, reflecting the most radiogenic

ratio measured in our Oligo-Miocene rocks. In most of our samples initial 87Sr/86Sr lies

around 0.704-0.705 (Table 5) being significantly less radiogenic than the value for 5%

crustal components. If we used a more radiogenic crustal component in the model (e.g. 87Sr/86Sr = 0.714), potential crustal melt contributions would be much lower. A further argument for very small or even an absence of crustal components is given by

comparison of our Pbi with those measured in lower crustal rocks such as pyroxene-

garnet granulites underlying the area (Kay et al. , 1996). In the α−β diagram, these

granulite values plot outside the frame of Fig. 7a (206Pb/204Pb: 17.06-17.80), whereas

they are included in the α−γ plot of Fig. 7b. In both cases these lower crust reference

values are distinct from initial signatures of the O-M belt, and such contamination

cannot be seen. As mentioned earlier, the absence of any correlation between initial Nd

isotope ratios and SiO2 in these rocks also constrains crustal contamination to be

insignificant (Kay et al., 2005).

Initial hafnium isotope ratios indicate magma sources that are about 50% less depleted in

LILE/HFSE than MORB sources (Fig. 6) and initial 87Sr/86Sr are significantly more

radiogenic (Table 5). A major difference is also observed for Th/U model ratios of the

61

mantle sources ranging from 3.9 to 4.1 (Table 4), being higher than any value for Pacific

MORB sources (Th/U = 3.7-3.8).

From a tectonic point of view it was proposed that asthenospheric sources, i.e. melts

from MORB source mantle are a major component of the Oligo-Miocene magmas;

however neither the new or earlier isotope data (Figs: 7-11) are consistent with this

hypothesis. In consequence, the earlier proposed model of Oligo-Miocene

asthenospheric decompression melting underneath extending continental lithosphere is

questioned (e.g. Kay et al., 2005).

All Pbi, Sri, Hfi, and Th/U signatures of the Oligo-Miocene magmatic belt in central

Chile are in good agreement with source characteristics of subcontinental lithospheric

mantle and it is therefore plausible that the basalt-gabbro to rhyolite-granite are derived

from sources corresponding to slightly LILE/HFSE-depleted lithospheric mantle

reservoirs having high U/Pb.

Using the average value of +8.0 for εHfi (full range = +6.9 to +9.6; Table 6) a model age

of 2.0 Ga is obtained for formation of the subcontinental mantle and corresponding

continental crust. At 2 Ga, we assume that the difference between depleted and primitive

asthenospheric mantle was still small. Initial 87Sr/86Sr isotope ratios of the primitive

mantle would have been 0.70123 (Rb/Sr =0.027), and initial 206Pb/204Pb would lie at

12.685 (for μ = 7.13) using Rb/Sr and U/Pb ratios of primitive mantle from Hofmann

(1988) and Stacey & Kramers (1975). Since such crust extraction around 2.0 Ga

necessarily caused Rb and U depletion in the residual mantle, Rb/Sr at that time would

have been around 0.017, and μ at about 5.3, yielding a today 87Sr/86Sr of 0.702 and a 206Pb/204Pb of 14.613. Both these model ratios are significantly lower than initial

isotope ratios determined for the Oligo-Miocene mantle sources. In consequence, the 2.0

Ga depleted mantle underneath the continent must have been re-enriched in Rb and Sr,

must likely through metasomatism occurring in relation to ancient subduction events,

already suggested to explain our inherited zircon components. This metasomatized

mantle would have evolved with an average model Rb/Sr of about 0.039, and a μ of

62

about 16.3. Note that both these ratios are similar to ratios measured in some garnet-

peridotite xenoliths of South Africa (Kimberley) and the Canadian Arctic (Hawkesworth

et al., 1990; Schmidberger et al., 2001). The 2.0 Ga Hf model age is consistent with 2.1-

1.8 Ga upper zircon intercept and Nd model ages obtained for Paleozoic and Cenozoic

rocks in the central Andes (Franz et al., 2006).

To induce Oligo-Miocene melting along the Andean metasomatized lithospheric mantle,

the most plausible model is fluid release from the subducting Nazca-Farallon plate.

Petrological data show that such melting occurred successively in the garnet and spinel

stability fields (Nyström et al., 2003) reflecting increasing depth of melting from

Oligocene to Miocene times. A crucial question is how the large variation of lithologies

was produced. A first-order observation is that basalts (gabbros) and andesites (diorites)

make up more than 90% of the magmatic rocks. The evolution from olivine-basalts to

andesites may be explained by a combination of (1) original chemical differences of the

metasomatized subcontinental mantle, (2) differences in degree of mantle melting, and

(3) crystal fractionation in the garnet and spinel stability fields. To explain further

chemical differentiation towards rhyolitic-granitic magma, additional fractional

crystallization has certainly played a role, occurring during magma ascent underneath

and through the plagioclase stability field. For the latter, this is indicated by the presence

of Eu-anomalies previously seen in a few rocks (Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005).

MAJOR CONCLUSIONS

(1) The new U-Pb zircon ages confirm a period of about 16 million years of calc-

alkaline magmatism in central Chile, being active from 28.1 to 11.5 Ma ago. Together

with earlier dating results from the same region, the full period of continuous

magmatism seems to have occurred between 28.8 to 5.2 Ma.

(2) Fluid-induced magma generation from old metasomatized subcontinental

lithospheric mantle satisfies all isotope signatures of the magmatic products. These

lithospheric mantle sources are characterized by weak to moderate LILE/HFSE

63

depletion and high 238U/204Pb. The Hf model age for major lithospheric mantle

formation is about 2 Ga being in agreement with earlier model ages from the region.

(3) Genesis of basalts-gabbros and andesites-diorites constituting 90 % of the magmatic

belt seems to reflect a combination of (1) different degrees of partial mantle melting, (2)

original chemical (metasomatic) differences of the subcontinental mantle, and (3) crystal

fractionation in the spinel and garnet stability fields. Formation of the more evolved

magmas reaching rhyolites-granites most likely also include chemical differentiation

through fractional crystallization at lower mantle depth and within the crust, possibly

inducing some very minor crustal melting.

ACKNOWLEDGMENTS

For technical assistance we thank J.-P. Goudour and M. Manetti, and we appreciated

helpful advice during field work by A. Demant, E. Godoy, J.J. Verdugo, S. Calderon,

F.C. Fuentes, J. Vargas and F. Rodriguez. For critical reading and helpful suggestions on

the early manuscript we are indebted to K. Deckart. Detailed reviews by S. Noble, T.

Waight, G. Wörner and J. Gamble have helped to considerably improve the manuscript.

For funding the project we thank FONDECYT (#1020809 and #1061266) and ECOS-

CONICYT (C03U01). For P. Montecinos thanks CONICYT for providing a grant for his

PhD.Thesis.

64

REFERENCES

Aguirre, L. (1960). Geología de los Andes de Chile central (provincia de Aconcagua). Instituto de Investigaciones Geológicas, Santiago, Boletín 9, 70 pp.

Aguirre, L., Robinson, D., Bevins, R. E., Morata, D., Vergara, M., Fonseca, E. & Carrasco, J. (2000). A low-grade metamorphic model for the Miocene volcanic sequences in the Andes of central Chile. New Zealand Journal of Geology & Geophysics 43, 83-93.

Bach, W., Erzinger, J., Dosso, L., Bollinger, C., Bougault, H., Etoubleau, J. & Sauerwein J. (1996). Unusually large Nb-Ta depletions in North Chile ridge basalts at 36°50’ to 38°56’S: major element, trace element, and isotopic data. Earth and Planetary Science Letters 142, 223-240.

Beccar, I., Vergara, M. & Munizaga, F. (1986). Edades K-Ar de la Formación Farellones, en el cordón del cerro La Parva, Cordillera de los Andes de Santiago, Chile. Revista Geológica de Chile 28-29, 109-113.

Ben Othman, D., White, W. M. & Patchett, J. (1989). The geochemistry of marine sediments, island arc magma genesis, and crust-mantle recycling. Earth and Planetary Science Letters 94, 1-21.

Blichert-Toft, J., Chauvel, C. & Albarède, F. (1997). Separation of Hf and Lu for high- precision isotope analysis of rock samples by magnetic sector-multiple collector ICP-MS. Contribution to Mineralogy and Petrology 127, 248-260.

Blichert-Toft, J. & Albarède, F. (1997). Lu-Hf isotope geochemistry of chrondrites and the evolution of mantle- crust system. Earth and Planetary Science Letters 148, 243-258.

Bodet, F. & Schärer, U. (2000). Evolution of the SE-Asian continent from U-Pb and Hf isotopes in single grains of zircon and baddeleyite from large rivers. Geochimica Cosmochimica Acta 64, 2067-2091.

Borsi, L., Schärer, U., Gaggero, L. & Crispini, L. (1996). Age, origin and geodynamic significance of plagiogranites in lherzolites and gabbros of the Piedmont - Ligurian basin. Earth and Planetary Science Letters 140, 227-241.

Charrier, R., Baeza, O., Elgueta, S., Flynn, J. J., Gans, P., Kay, S. M., Muñoz, N., Wyss, A.R. & Zurita, E. (2002). Evidence for Cenozoic extensional basin development and tectonic inversion south of the flat-slab segment, southern Central Andes, Chile (33°-36°S.L.). Journal of South American Earth Sciences 15, 117-139.

Chauvel, C. & Blichert-Toft, J. (2001). A hafnium isotope and trace element perspective on melting of the depleted mantle. Earth and Planetary Science Letters 190, 137-151.

Conceição, R., Mallmann, G., Koester, E., Schilling, M., Bertotto, G. & Rodriguez-Vargas, A. (2005). Andean subduction related mantle xenoliths: isotopic evidence of Sr-Nd decoupling during metasomatism. Lithos 82, 273-287.

Davies, G.R., Spriggs, A.J. & Nixon, P.H. (2001). A Non-cognate origin for the Gibeon Kimberlite megacryst suite, Namibia: Implications for the origin of Namibian kimberlites. Journal of Petrology 42 (1), 159-172.

65

Deckart, K., Clark, A., Aguilar, C., Vargas, R., Bertens, A., Mortensen, J. & Fanning, M. (2005). Magmatic and hydrothermal chronology of the giant Rio Blanco Porphyry Copper Deposit, central Chile: Implications of an integrated U-Pb and 40Ar/39Ar. Economic Geology 100, 905-934.

Deckart, K. & Godoy, E. (2006). Barren igneous intrusives in the Central Andes: U/Pb geochronology and Nd-Hf isotope geochemistry. CD Extended abstract volume, V, South American Symposium on Isotope Geology. Uruguay: Montevideo.

DePaolo, D. J. & Wasserburg, G. J. (1976). Nd isotopic variations and petrogenetic models. Geophysical Research Letters 3, 249–252.

Devey, C.W., Hémond, C. & Stoffers, P. (2000). Metasomatic reactions between carbonated plume melts and mantle harzburgite: the evidence from Friday and Domingo seamounts (Juan Fernandez chain, SE Pacific). Contribution to Mineralogy and Petrology 139, 68-84.

Drake, R. E., Curtis, G. & Vergara, M. (1976). Potassium-argon dating of igneous activity in the Central Chilean Andes - latitude 33°S. Journal of Volcanology and Geothermal Research 1, 285-295.

Franz, G., Lucassen, W., Trumbull, R., Romer, R.L., Wilke, H., Viramonte, J., Becchio, R. & Siebel, W. (2006). Crustal Evolution at the Central Andean Continental Margin: a geochemical record of crustal growth, recycling and destruction. In: Oncken, O., Chong, G., Franz, G., Götze, H., Ramos, V., Strecker, M. & Wigger, P. (eds.), The Andes- Active Subduction Orogeny. Berlin: Springer Verlag, 45-64.

Fuentes, F., Vergara, M., Aguirre, L. & Féraud, G. (2002). Relaciones de contacto de unidades volcanicas terciarias de los Andes de Chile central (33°S): una reinterpretación sobre la base de dataciones 40Ar/39Ar. Revista Geológica de Chile 29 (2), 207-225

Gana, P. & Wall, R. (1997). Evidencias geocronológicas 40Ar/39Ar y K-Ar de un hiatus Cretácico superior-Eoceno en Chile central (33-33°30'S). Revista Geológica de Chile 24, 145-163.

Gerlach, D.C., Hart, S.R., Morales, V.W. & Palacios, C. (1986). Mantle heterogeneity beneath the Nazca Plate: San Felix and Juan Fernandez islands. Nature 322, 165-169.

Godoy, E., Yáñez, G. & Vera, E. (1999). Inversion of an Oligocene volcano-tectonic basin and uplifting of its superimposed Miocene magmatic arc in the Central Chilean Andes: First seismic and gravity evidence. Tectonophysics 306, 217–236.

Hawkesworth, C.J., Erlank, A.J., Kempton, P.D. & Waters, F.G. (1990). Mantle metasomatism: isotope and trace element trends in xenoliths from Kimberley, South Africa. Chemical Geology 85, 19-34.

Heaman, L. H. (1989). The nature of the subcontinental mantle from Sr-Nd-Pb isotopic studies on kimberlite perovskite. Earth and Planetary Science Letters 92, 323–334.

Hofmann, A.W. (1988). Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90, 297-314.

66

Hoffstetter, R., Fuenzalida, H. & Cecioni, G. (1957). Léxique stratigraphique international, Amérique Latine, Chili-Chile. Centre National de la Recherche Scientifique 7, 444pp.

Holmes, A. (1946). An estimate of the age of the Earth. Nature 157, 680-684. Jaffey, H., Flynn, K. F., Glendenin, L.E., Bentley, W. C. & Essling, A. M. (1971).

Precision measurements of half-lives and specific activities of 235U and 238U. Physical Reviews C4, 1889-1906.

Karsten, J.L., Klein, E.M. & Sherman., S.B. (1996). Subduction zone geochemical characteristics in ocean ridge basalts from the southern Chile Ridge: Implications of modern ridge subduction systems for the Archean. Lithos 37, 143-161.

Kay, S.M., Orrell, S. & Abbruzzi, J.M. (1996). Zircon and whole-rock Nd-Pb isotopic evidence for a Grenville age and a Laurentian origin for the basement of the Precordillera in Argentina. The Journal of Geology 104, 637-648.

Kay, S.M., Godoy, E. & Kurtz, A. (2005). Episodic arc migration, crustal thickening, subduction erosion, and magmatism in the south-central Andes. Geological Society of America Bulletin 117, 67-88.

Kramers, J. D., Roddick, J. C. M. & and Dawson, J. B. (1983). Trace element and isotope studies on veined, metasomatic and “MARID” xenoliths from Bultfontein, South Africa. Earth and Planetary Science Letters 65, 90–106.

Krogh, T. E. (1973). A low contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic ages determination. Geochimica et Cosmochimica Acta 37, 485-494.

Kurtz, A., Kay, S. M., Charrier, R. & Farrar, E. (1997). Geochronology of Miocene plutons and exhumation history of the El Teniente region, Central Chile (34°-35°S). Revista Geológica de Chile 24, 75-90.

Le Bas, M. J., Le Maitre,R. W., Streckeisen A. & Zanettin, B. (1986). A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27, 745-750.

Levi, B., Aguirre, L., Nyström, J. O., Padilla, H. & Vergara, M. (1989). Low-grade regional metamorphism in the Mesozoic-Cenozoic volcanic sequences of the Central Andes. Journal of Metamorphic Geology 7, 487-495.

Lucassen, F., Franz, T. G., Viramonte, J., Romer, R.L., Dulski, P. & A.,Lang. (2005). The late Cretaceous lithospheric mantle beneath the Central Andes: Evidence from phase equilibria and composition of mantle xenoliths. Lithos 82, 379– 406.

Ludwig, K. R. (2003). Isoplot 3.0, a geochronological toolkit for Microsoft excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication 4, 74 pp.

Manhès, G., Minster, J. F. & Allègre, C. J. (1978). Comparative U-Th-Pb and Rb-Sr study of the Saint Séverin amphoterite: consequence for early solar system chronology. Earth and Planetary Science Letters 39, 14-24.

Munizaga, F. & Vicente, J. C. (1982). Acerca de la zonación plutónica y del volcanismo miocénico en los Andes de Aconcagua (Lat. 32-33°S): datos radiométricos K-Ar. Revista Geológica de Chile 16, 3-21.

67

Muñoz, M., Fuentes, F., Vergara, M., Aguirre, L., Nyström, J., Féraud, G. & Demant, A. (2006). Abanico East Formation: petrology and geochemistry of volcanic rocks behind the Cenozoic arc front in the Andean Cordillera, central Chile (33°50'S). Revista Geológica de Chile 33 (1), 109-140.

Nowell, G. M., Pearson, D.G., Bell, D. R., Carlson, R. W., Smith, C. B., Kempton, P. D. & Noble, S. R. (2004). Hf Isotope Systematics of Kimberlites and their Megacrysts: New Constraints on their Source Regions. Journal of Petrology 45 (8), 1583–1612.

Nyström, J.O., Vergara, M., Morata, D. & Levi, B. (2003). Tertiary volcanism during extension in the Andean foothills of central Chile (33°15’-33°45’S). Geological Society of America Bulletin 115, 1523-1537.

Parada, M., Nyström, J.O. & Levi, B. (1999). Multiple sources for the Coastal Batholith of central Chile (31-34ºS): geochemical and Sr-Nd isotopic evidence and tectonic implications. Lithos 46, 505-521.

Patchett, P.J. & Tatsumoto, M. (1980). A routine high-precision method for Lu-Hf isotope geochemistry and chronology. Contribution to Mineralogy and Petrology 75, 263-267.

Patchett, P. J., Kouovo, O., Edge, C.E. & Tatsumoto, M. (1981). Evolution of continental crust and mantle heterogeneity: Evidence from Hf isotopes. Contribution to Mineralogy and Petrology 78, 279-297.

Patchett, P. J. (1983). Importance of the Lu-Hf isotopic studies of planetary chronology and chemical evolution. Geochimica et Cosmochimica Acta 47, 81–91.

Ramos, V. (2000). The Southern Central Andes. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A. & Campos, D.A. (eds.) Tectonic Evolution of South America. Abstracts, 31° International Geologic Congress. Rio de Janeiro: 561-604.

Rivano, S., Godoy, E., Vergara, M. & Villaroel, R. (1990). Redefinición de la Formación Farellones en la Cordillera de los Andes de Chile Central (32°-34ºS). Revista Geológica de Chile 17, 205-214.

Schärer, U. (1991). Rapid continental crust formation at 1.7 Ga from areservoir with chondritic isotope signatures, eastern Labrador. Earth and Planetary Science Letters 102, 110-133.

Schärer, U., Corfu, F. & Demaiffe, D. (1997). U-Pb and Lu-Hf isotopes inbaddeleyite and zircon megacrysts from the Mbuji-Mayi kimberlite: Constraints on the subcontinental mantle. Chemical Geology 143, 1–16.

Schmidberger, S. S., A., Simonetti & D., Francis. (2001). Sr-Nd-Pb isotope systematics of mantle xenoliths from Somerset Island kimberlites: Evidence for lithosphere stratification beneath Arctic Canada. Geochimica et Cosmochimica Acta 65 (22), 4243–4255.

Sguigna, A.P., Larabee, A.J. & Waddington, J.C. (1982). The half-life of 176Hf by γ-γ coincidence measurements. Canadian Journal of Physics 60, 361-364.

Smith, C. B. (1983). Pb, Sr and Nd isotopic evidence for sources of southern African Cretaceous kimberlites. Nature 304, 51–54.

68

Stacey, J. S. & Kramers, J. D. (1975). Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and Planetary Science Letters 26, 207-221.

Steiger, R. H. & Jäger, E. (1977). Subcommission on geochronology: convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth and Planetary Science Letters 36, 359-362.

Tatsumoto, M., Knight, R. J. & Allègre, C. J. (1973). Time differences in the formation of meteorites as determinated from the ratio of 207-lead to 206-lead. Science 180, 1279-1283.

Vergara, M. & Drake, R. (1979). Edades K/Ar en secuencias volcánicas continentales postneocomianas de Chile Central; su depositación en cuencas intermontanas restringidas. Revista de la Asociación Geológica Argentina 34, 42-52.

Vergara, M., Charrier, R., Munizaga, F., Rivano, S., Sepúlveda, P., Thiele, R. & Drake, R. (1988). Miocene volcanism in the central Chilean Andes. Journal of South American Earth Sciences 1(2), 199-209.

Vergara, M., Morata, D., Hickey-Vargas, R., López-Escobar, L. & Beccar, I. (1999). Cenozoic tholeiitic volcanism in the Colbun area, Linares Precordillera, Central Chile. Revista Geológica de Chile 26, 23–41.

Vervoort, J.D., Patchett, P.J., Gehrels, G.E. & Nutman, A.P. (1996). Constraints on early Earth differentiation from hafnium and neodymium isotopes. Nature 379, 624-627.

Vervoort, J.D., Patchett, P.J., Blichet-Toft, J. & Albarède, F. (1999). Relationships between Lu-Hf and Sm-Nd isotoic systems in the global sedimentary system. Earth and Planetary Science Letters 168, 79-99.

Weis, D. & Demaiffe, D. (1985). A depleted mantle source for kimberlites from Zaire: Nd, Sr and Pb isotopic evidence. Earth and Planetary Science Letters 73, 269-277.

White, W. M., Patchett, J. & Ben Othman, D. (1986). Hf Isotope ratios of marine sediments and Mn nodules: evidence for a mantle source of Hf in seawater. Earth and Planetary Science Letters 79, 46-54.

Zartman, R. E. & Doe, B. R. (1981). Plumbotectonics – the model. Tectonophysics 75, 135-162.

69

Figure captions

Figure 1

Schematic geological map of central Chile indicating the location of the Oligo-Miocene

magmatic belt (Principal Cordillera) that is composed of the Abanico and Farellones

formations. Sample localities of rocks dated here by the U-Pb chronometer are given in

Figure 1c. The map also shows all other major units such as the Paleozoic basement

along the Pacific coast, the Mesozoic rocks, and the Frontal Cordillera. The two cross-

sections illustrate the today difference of subduction angles between the latitudes 33°

and 35°S. (after: Kay et al., 2005). Previous ages indicated in Figure 1c (#1-3) are K-Ar

on whole-rocks (Vergara & Drake, 1979; Munizaga & Vicente, 1982) and U-Pb on

zircon (Deckart et al., 2005).

Figure 2

Geochemical diagrams of previous and new data of the Oligo-Miocene magmatic belt.

Figure 2a follows Le Bas et al. (1986). In the AFM diagram, A is total alkali, F is total

iron, and M is magnesium (all in wt.%). Ab-samples in Figure 2c are the new samples

compared to the field of previous data of the Oligo-Miocene (O-M) belt.

Figure 3

Concordia and isochron diagrams for U-Pb data of zircon and plagioclase (Tables 2 and

3). Ellipses (correlated errors) and error boxes (uncorrelated errors) correspond to 2σ-

STERR of the mean ratios. Linear regression calculations were performed with

ISOPLOT-3 (Ludwig, 2003).

Figure 4



70



Figure 5





Figure 6

Initial Hf isotope ratios as a function of zircon ages, expressed in εHfi values relative to

a chondritic, and a increasingly LILE/HFSE-depleted mantle reservoir (Table 6). Open

diamonds are previous zircon data from the Oligo-Miocene magmatic belt of central

Chile (Deckart & Godoy, 2006).

Figure 7

Diagrams for initial Pb isotope ratios (α, β, γ) measured in plagioclase and

clinopyroxene (Table 4) plotted relative to: (1) the geochron calculated for a 4.56 Ga old

Earth and primordial isotope ratios measured in the Canyon Diablo Fe-meteorite

(Tatsumoto et al., 1973), (2) model evolution curves for upper and average continental

crust (Zartman & Doe, 1981; Stacey & Kramers, 1975), (3) Pacific MORB sources

(Bach et al., 1996; Karsten et al., 1996; Chauvel & Blichert-Toft, 2001), (4) Pacific OIB

sources (Gerlach et al., 1986; Devey et al., 2000), (5) Pacific sediments (Ben Othman et

al., 1989), (6) reference values for subcontinental lithospheric mantle (Kramers et al.,

1983; Smith, 1983; Weis & Demaiffe, 1985; Heaman, 1989; Davies et al., 2001;

Schmidberger et al., 2001; Lucassen et al., 2005), and (7) previous data for the Oligo-

Miocene magmatic belt (O-M belt) in central Chile (Vergara et al., 1999; Nyström et al.,

2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al., 2006). In figure 7b are also included present Pb

isotopic compositions measured in Andean lower crustal xenoliths (Kay et al., 1996).

71

Figure 8

Correlation diagram of initial Pb (α, β) vs. initial 87Sr/86Sr isotope ratios measured in

plagioclase and clinopyroxene (Tables 4 and 5), plotted relative to different potential

magma sources such as (1) Pacific MORB sources (Bach et al., 1996; Karsten et al.,

1996; Chauvel & Blichert-Toft, 2001), (2) Pacific OIB sources (Gerlach et al., 1986;

Devey et al., 2000), (3) Pacific sediments (Ben Othman et al., 1989), (4) reference

values for subcontinental lithospheric mantle (Kramers et al., 1983; Smith, 1983; Weis

& Demaiffe, 1985; Heaman, 1989; Davies et al., 2001; Schmidberger et al., 2001;

Lucassen et al., 2005), and (5) previous data for the Oligo-Miocene magmatic belt (O-M

belt) in central Chile (Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005;

Muñoz et al., 2006).

Figure 9

Correlation diagram of initial Pb isotope ratios (α, β) vs. εHfi (initial 176Hf/177Hf)

measured in plagioclase and clinopyroxene for Pb, and in zircon for Hf (Tables 4 and 6),

plotted relative to different potential magma sources. To convert initial Nd isotope

signatures of rocks for which no Hf was measured, were used the relationships εHfi ≈

2εNdi for MORB sources and εHfi = 1.33εNdi+3.19 for OIB mantle sources (Patchett,

1983; Vervoort et al., 1996; Vervoort et al., 1999). This concerns (1) SE Pacific MORB

sources (Bach et al., 1996; Karsten et al., 1996), Pacific OIB sources (Gerlach et al.,

1986; Devey et al., 2000), and previous data for the Oligo-Miocene magmatic belt

(Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al., 2006).

Original Hf data are available for Pacific MORB sources, Pacific sediments, and

xenocrystic zircons and baddeleyites from the Mbuji Mayi group-I kimberlite (Chauvel

& Blichert-Toft, 2001; White et al., 1986; Schärer et al., 1997, respectively). Pb data for

these subcontinental reservoirs are from Weis & Demaiffe (1985); Ben Othman et al.

(1989), and Chauvel & Blichert-Toft (2001).

72

Figure 10

Correlation diagrams for initial Pb (γ) vs. initial 87Sr/86Sr, and vs. εHfi measured in

plagioclase and clinopyroxene for Pb and zircon for Hf. Initial isotope signatures of the

different potential magma sources shown are taken from the references cited in the

captions of the Figs. 7 to 9.

Figure 11

Correlation diagrams for initial 87Sr/86Sr vs. εHfi measured in plagioclase (Sr) and

clinopyroxene (Sr), and zircon (Hf). Initial isotope signatures of the different potential

magma sources shown are taken from the references cited in the captions of the Figs. 7

to 9. Sr and Hf data defining the subcontinental lithospheric mantle field are from Weis

& Demaiffe (1985), Schärer et al. (1997), and Nowell et al. (2004).

73

TABLES

Table 1: Major and trace element abundances of rocks from the Abanico Formation Samples: Ab-45 Ab-47 Ab-49 Ab-53 Ab-56 Ab-77 Ab-86 Ab-110

Lithology: Trachy-andesite

Basaltic trachy-andesite

Basaltic trachy-andesite

Andesite Trachy-andesite Basalt Basalt Basaltic

andesite

SiO2 (wt.%) 58.31 51.58 53.01 61.88 56.51 46.18 46.15 56.32 TiO2 0.79 3.27 2.05 1.12 1.07 1.55 1.25 1.26 Al2O3 17.79 19.32 18.49 15.42 16.49 17.92 17.65 17.68 Fe2O3 6.65 5.39 5.88 3.93 6.79 9.68 8.19 3.43 FeO 1.20 2.52 3.36 2.92 4.08 1.20 1.20 4.68 MnO 0.15 0.30 0.27 0.26 0.18 0.12 0.13 0.21 MgO 2.34 3.47 2.92 1.87 2.79 4.41 7.41 2.28 CaO 3.42 3.93 3.97 3.71 1.62 11.5 10.0 6.38 Na2O 4.36 4.46 4.73 4.45 6.49 3.48 3.36 4.10 K2O 2.46 1.86 1.49 2.06 0.98 0.16 0.54 1.34 P2O5 0.35 0.33 0.30 0.48 0.41 0.28 0.19 0.33 LOI 1.90 3.34 3.32 1.65 2.23 3.08 3.49 1.76 Total 99.72 99.77 99.79 99.75 99.64 99.56 99.56 99.77 Y (ppm) 19.2 19.3 18.7 38.2 23.4 17.1 13.2 25.1 Sc 12.1 14.4 15.5 23.2 17.3 25.2 27.1 24.1 Nb 8.41 5.85 5.22 5.21 5.22 144 10.1 4.72 Th 2.51 2.22 1.71 2.42 4.14 2.22 2.05 2.12 Hf 4.9.1 2.85 2.44 5.12 3.64 3.11 2.44 2.91 Zn 71.1 81.2 74.4 158 50.1 96.1 79.2 123 Co 13.1 17.2 21.2 12.4 17.4 30.4 30.5 17.6 Ni 5.42 9.55 5.76 7.53 10.7 47.5 113 <2 Ba 603 481 362 416 236 130 370 300 Cr 9.44 3.45 7.23 7.45 7.25 90.1 290 6.23 V 106 154 157 33.5 158 240 221 87.2 Cu 5.25 3.78 <2 <2 <2 33.4 20.7 11.5 Sr 512 291 194 344 111 570 650 370 Zr 147 119 102 151 113 131 104 133 La 22.7 17.4 15.6 20.2 17.3 14.7 10.7 13.7 Ce 47.5 39.6 35.5 48.3 39.5 35.3 26.4 33.2 Nd 26.7 222 20.2 32.6 22.2 19.3 15.4 20.6 Sm 5.26 4.53 4.04 7.16 4.93 4.08 3.08 4.72 Eu 1.44 1.34 1.37 2.25 1.27 1.29 1.04 1.49 Gd 3.69 3.69 3.68 7.25 4.58 4.27 3.08 4.95 Dy 3.74 3.73 3.61 7.41 7.5 3.74 2.98 5.16 Ho 0.81 0.77 0.72 1.46 0.85 0.73 0.52 1.03 Er 2.33 2.23 1.99 4.11 2.31 1.57 1.18 2.42 Yb 2.25 2.13 1.89 4.01 2.27 1.51 1.18 2.45 Lu 0.35 0.31 0.29 0.62 0.36 0.22 0.16 0.34

74

Table 2: U-Pb analytical results of zircon Samples Weig

ht (mg)

Concentrations (ppm) _________

Measured 206Pb/204Pb

c

Radiogenic Pb in atomic % d

__________________________

Atomic Ratios d

______________________

Apparent ages (Ma) d

______________________

Zircon fractions a U Pb rad

Pbc (pg) b 206Pb 207Pb 208Pb 206Pb/238U 207Pb/235U 206Pb/238U 207Pb/235U

Dacitic sill (Ab-143)

(1) z-1, small size 0.042 556 2.75 28.4 260 81.1 4.3 14.7 0.004661 0.03374 30.0 33.7

(2) z-2, small size 0.130 320 1.33 370 48.9 87.1 3.9 9.1 0.004217 0.02574 27.1 25.8

(3) z-3, small size 0.244 498 2.71 136 310 81.3 4.0 14.7 0.005142 0.03479 33.1 34.7

(4) z-4, small size 0.195 546 3.10 147 243 88.0 2.0 9.9 0.005157 0.04643 33.2 46.1

(5) z-5, small size 0.158 379 2.12 99.1 215 79.2 5.0 15.8 0.005151 0.04487 33.1 44.6

(6) z-6, small size 0.158 416 2.34 72.0 312 77.9 4.4 17.7 0.005102 0.03947 32.8 39.3

(7) z-7, small size 0.175 704 3.51 82.0 457 79.6 3.9 16.5 0.004610 0.03136 29.6 31.4

(8) z-8, small size 0.164 391 1.95 67.0 293 78.4 4.1 17.5 0.004540 0.03307 29.2 33.0

(9) z-9, small size 0.185 413 2.42 156 186 79.3 4.1 16.6 0.005398 0.03876 34.7 38.6

Gabbro (Ab-157)

(10) z-1, medium size 0.364 642 2.57 253 218 73.5 3.5 23.0 0.003424 0.02277 22.0 22.9

(11) z-2, medium size 0.178 307 1.26 329 54.9 72.8 4.9 22.3 0.003487 0.02704 22.4 27.1

(12) z-3, medium size 0.296 611 2.48 495 99.1 73.9 3.6 22.5 0.003483 0.02328 22.4 23.4

(13) z-4, medium size 0.346 606 2.48 159 307 72.7 3.4 23.9 0.003455 0.02236 22.2 22.5

(14) z-5, medium size 0.321 683 2.73 311 171 73.8 3.7 22.5 0.003421 0.02387 22.0 24.0

Microgabbro (Ab-153)

(15) z-1, medium size 0.150 359 1.50 166 88.4 70.7 3.5 25.7 0.003420 0.02357 22.0 23.7

(16) z-2, small size 0.060 337 1.43 173 42.5 65.7 4.5 29.8 0.003242 0.03057 20.9 30.6

(17) z-3, small size 0.191 361 1.55 251 78.3 68.8 3.7 27.5 0.003432 0.02520 22.1 25.3

(18) z-4, small size 0.202 340 1.43 202 91.5 69.6 3.3 27.1 0.003401 0.02223 21.9 22.3

(19) z-5, small size 0.190 335 1.53 201 88.5 66.1 4.7 29.1 0.003493 0.03447 22.5 34.4

Granodiorite (Ab-138)

(20) z-1, small size 0.071 515 1.56 314 39.1 80.8 5.1 14.0 0.002838 0.02489 18.3 25.0

(21) z-2, small size 0.111 296 0.91 188 49.5 79.8 4.7 15.5 0.002844 0.02315 18.3 23.2

(22) z-3, small size 0.371 213 0.62 254 70.0 77.6 3.5 18.9 0.002631 0.01634 16.9 16.5

(23) z-4, small size 0.243 521 1.62 352 80.3 75.1 4.0 20.9 0.002719 0.01989 17.5 20.0

(24) z-5, small size 0.222 292 0.88 724 33.8 77.7 3.9 18.4 0.002731 0.01891 17.6 19.0

75

Table 2. Continued

Diorite (Ab-136)

(25) z-1, medium size 0.949 303 0.69 305 58.7 75.7 3.3 20.9 0.002002 0.01213 12.9 12.2

(26) z-2, medium size 0.193 312 0.76 283 45.8 72.2 3.6 24.2 0.002029 0.01399 13.1 14.1

(27) z-3, medium size 0.245 304 0.79 66.0 171 71.1 5.3 23.6 0.002145 0.02188 13.8 22.0

(28) z-4, medium size 0.131 401 0.85 404 34.0 76.4 3.6 20.1 0.001873 0.01206 12.1 12.2

(29) z-5, medium size 0.090 233 0.54 197 31.7 73.1 4.5 22.4 0.001957 0.01665 12.6 16.8

(30) z-6, medium size 0.247 307 0.76 135 92.0 72.2 3.5 24.3 0.002078 0.01400 13.4 14.1

(31) z-7, medium size 0.296 296 0.80 113 125 69.8 4.8 25.4 0.002186 0.02086 14.1 21.0

Granodiorite (Ab-135)

(32) z-1, medium size 0.138 250 0.53 112 56.7 78.9 3.8 17.3 0.001958 0.01311 12.6 13.2

(33) z-2, medium size 0.210 239 0.57 75.4 106 74.3 4.4 21.4 0.002064 0.01677 13.3 16.9

(34) z-3, small size 0.179 228 0.51 245 40.2 78.8 4.2 17.1 0.002061 0.01500 13.3 15.1

(35) z-4, small size 0.321 223 0.48 292 49.2 78.8 4.8 16.4 0.001989 0.01665 12.8 16.8

(36) z-5, medium size 0.340 282 0.65 250 67.7 75.5 5.3 19.2 0.002030 0.01953 13.1 19.6

Diorite (Ab-134)

(37) z-1, medium size 0.158 318 0.77 201 48.3 67.2 3.2 29.5 0.001883 0.01240 12.1 12.5

(38) z-2, medium size 0.171 268 0.65 94.1 76.0 66.8 3.8 29.4 0.001887 0.01485 12.2 15.0

(39) z-3, medium size 0.143 316 0.80 99.5 75.0 66.7 4.6 28.7 0.001971 0.01861 12.7 18.7

(40) z-4, small size 0.265 259 0.65 458 36.6 65.6 4.8 29.6 0.001906 0.01943 12.3 19.5

(41) z-5, small size 0.298 282 0.71 293 53.1 65.2 4.0 30.7 0.001905 0.01616 12.3 16.3

(42) z-6, small size 0.350 292 0.69 155 97.1 68.4 3.2 28.4 0.001880 0.01212 12.1 12.2

Granodiorite (Ab132)

(43) z-1, small size 0.282 178 0.34 87.1 82.0 79.4 3.9 16.7 0.001756 0.01190 11.3 12.0

(44) z-2, small size 0.274 278 0.54 25.2 52.3 79.4 4.9 15.7 0.001777 0.01504 11.4 15.2

(45) z-3, small size 0.229 248 0.52 84.3 99.0 77.3 4.9 17.8 0.001876 0.01647 12.1 16.6

(46) z-4, small size 0.288 260 0.50 125 86.1 79.6 4.0 16.4 0.001780 0.01238 11.5 12.5

(47) z-5, small size 0.225 214 0.38 302 37.0 86.0 5.3 8.7 0.001799 0.01530 11.6 15.4

(48) z-6, small size 0.211 203 0.41 99.4 68.0 77.7 5.4 16.9 0.001805 0.01744 11.6 17.6

(49) z-7, medium size 0.286 256 0.48 118 88.0 80.3 4.0 15.7 0.001760 0.01209 11.4 12.2

(50) z-8, medium size 0.352 259 0.48 47.5 233 81.9 4.0 14.1 0.001770 0.01199 11.4 12.1 a Analyses were performed on crack-free, euhedral and mostly translucent zircons. Small size = 50-100 μm; medium size = 100-200 μm. Decay constants for 238U and 235U are thoses determined by Jaffey et al. (1971) as recommended by Steiger & Jäger (1977). b Total amount of blank and intial Pb, corrected for mass discrimination and isotope tracer contribution. c Corrected for mass-discrimination. d Corrected for mass-discrimination, isotopic tracer contribution, blank, and initial common such as determined in plagioclase of the dated rock. For further information on the analytical procedure we refer to the chapter “analytical procedures”.

76

Table 3: U-Pb analytical results of isochron (α-µ) plots

Samples 206Pb/204Pb (α) 238U/204Pb (μ)

Zircon fractions a U (ppm) Pbc (pg) b c

Relative error in % (2σ)

c

Relative error in % (2σ)

Gabbro (Ab-157) z-1, medium size 642 253 244.9 1.50 66063 1.2 z-2, medium size 307 329 61.50 0.29 12320 0.8 z-3, medium size 611 495 104.2 0.10 24564 1.8 z-4, medium size 606 159 374.3 0.51 102980 0.3 z-5, medium size 683 311 187.2 1.50 49295 1.4 plag.-1 - - 18.675 0.18 - - plag.-2 - - 18.575 0.03 - - Microgabbro (Ab-153) z-1, medium size 359 166 103.8 0.64 24964 0.42 z-3, small size 361 251 86.41 0.60 19744 0.50 z-4, small size 340 202 104.2 0.50 25195 0.30 z-5, small size 335 201 100.7 2.00 23530 1.30 plag.-1 - - 18.458 0.10 - - plag.-2 - - 18.605 0.10 - - Granodiorite (Ab-138) z-1, small size 515 314 41.30 2.00 8033 3.00 z-2, small size 296 188 55.31 0.54 12970 1.50 z-3, small size 213 254 76.93 0.32 22237 0.80 z-4, small size 521 352 86.06 0.60 24838 1.00 z-5, small size 292 724 34.49 0.22 5852 0.30 plag.-1 - - 18.439 0.10 - - plag.-2 - - 18.427 0.10 - - Diorite (Ab-136) z-1, medium size 303 305 60.11 0.60 20765 1.20 z-2, medium size 312 283 49.02 0.91 15021 1.60 z-4, medium size 401 404 35.24 0.30 8910 0.60 z-5, medium size 233 197 34.04 0.20 7924 3.00 z-6, medium size 307 135 112.9 0.22 45444 0.20 plag. - - 18.538 0.13 - -

77

Table 3. Continued Granodiorite (Ab-135) z-2, medium size 239 75.4 165.5 0.30 70677 0.30 z-3, small size 228 245 43.32 0.30 11977 0.60 Table 3: continued z-4, small size 223 292 52.73 0.60 17159 0.40 z-5, medium size 282 250 74.48 0.91 27538 0.66 plag.-1 - - 18.604 0.10 - - plag.-2 - - 18.509 0.06 - - Gabbro (Ab-134) z-1, medium size 318 201 53.51 0.30 18572 0.30 z-2, medium size 268 94.1 102.8 0.45 44657 1.00 z-4, small size 259 458 37.90 0.46 10137 0.80 z-5, small size 282 293 57.02 0.50 20167 1.70 z-6, small size 292 155 116.0 0.86 51848 1.20 plag.-1 - - 18.536 0.08 - - plag.-2 - - 18.615 0.04 - - Granodiorite (Ab-132) z-1, small size 178 87.1 115.2 1.00 55060 1.10 z-3, small size 248 84.3 144.1 0.38 66895 0.43 z-4, small size 260 125 107.5 0.40 49985 2.10 z-5, small size 214 302 40.31 0.28 12070 0.31 z-6, small size 203 99.4 89.13 0.54 39072 0.45 z-7, medium size 256 118 111.4 0.77 52706 1.20 z-8, medium size 259 47.5 601.5 0.95 329595 0.46 plag. - - 18.538 0.01 - -

a As described in Table 2. b Total amount of blank and initial common Pb in pico-grams. c Corrected for mass discrimination, isotope tracer contribution, and blank.

78

Table 4: Pb analytical results of feldspar and clino-pyroxene Samples Weight

(mg) Initial isotope ratios b

___________________________________ Source characteristics.

Mineral – fractions a 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb

single stage model c

α β γ μ ω κ Olivine basalt (Ab-99) (1) clino-pyroxene 8.2 18.644 ± 0.035 15.696 ± 0.036 38.606 ± 0.090 9.1 36.1 4.0Gabbro sill (Ab-142) (2) plag.-1 12 18.638 ± 0.020 15.626 ± 0.018 38.429 ± 0.046 9.1 35.4 3.9Pyroxene andesite (Ab-154) (3) plag.-1 7.3 18.599 ± 0.033 15.833 ± 0.028 38.793 ± 0.068 9.0 36.8 4.1Pyroxene andesite (Ab-156) (4) plag.-1 9.5 18.574 ± 0.019 15.626 ± 0.022 38.402 ± 0.029 9.0 35.3 3.9(5) plag.-2 10 18.566 ± 0.016 15.609 ± 0.015 38.484 ± 0.033 9.0 35.6 3.9Pyroxene andesite (Ab-159) (6) plag.-1 9.6 18.436 ± 0.018 15.582 ± 0.016 38.266 ± 0.047 8.9 34.7 3.9(7) plag.-2 9.1 18.448 ± 0.030 15.596 ± 0.016 38.356 ± 0.028 8.9 35.1 3.9Dacitic sill (Ab-133) (8) plag.-1 10 19.023 ± 0.029 15.609 ± 0.025 38.735 ± 0.063 9.5 36.6 3.9(9) plag.-2 12 18.918 ± 0.024 15.672 ± 0.011 38.793 ± 0.051 9.4 36.8 3.9(10) plag.-3 8.2 18.827 ± 0.013 15.653 ± 0.021 38.580 ± 0.038 9.3 36.0 3.9Dacitic sill (Ab-143) (11) plag.-1 19 18.942 ± 0.022 15.648 ± 0.016 39.036 ± 0.044 9.4 37.8 4.0(12) plag.-2 19 18.924 ± 0.022 15.645 ± 0.019 39.084 ± 0.046 9.4 38.0 4.1Andesitic sill (Ab-152) (13) plag.-1 9.6 18.601 ± 0.010 15.621 ± 0.010 38.508 ± 0.018 9.0 35.7 4.0(14) plag.-2 9.2 18.583 ± 0.033 15.640 ± 0.022 38.464 ± 0.058 9.0 35.5 3.9Gabbro (Ab-157) (15) plag.-1 9.4 18.675 ± 0.034 15.700 ± 0.029 38.644 ± 0.065 9.1 36.2 4.0(16) plag.-2 9.5 18.575 ± 0.010 15.611 ± 0.010 38.489 ± 0.011 9.0 35.6 4.0Microgabbro (Ab-153) (17) plag.-1 9.9 18.458 ± 0.018 15.593 ± 0.013 38.249 ± 0.041 8.9 34.7 3.9(18) plag.-2 9.5 18.605 ± 0.018 15.636 ± 0.014 38.456 ± 0.031 9.0 35.5 3.9Andesitic hornfels (Ab-139) (19) plag.-1 8.0 18.358 ± 0.012 15.569 ± 0.009 38.508 ± 0.027 8.8 35.7 4.0Granodiorite (Ab-138) (20) plag.-1 9.0 18.439 ± 0.018 15.582 ± 0.015 38.434 ± 0.037 8.9 35.4 4.0

79

Table 4. Continued (21) plag.-2 8.8 18.427 ± 0.016 15.607 ± 0.015 38.279 ± 0.035 8.9 34.8 3.9Diorite (Ab-136) (22) plag.-1 10 18.538 ± 0.024 15.619 ± 0.024 38.342 ± 0.054 8.9 35.0 3.9 Granodiorite (Ab-135) (23) plag.-2 11 18.604 ± 0.017 15.607 ± 0.017 38.428 ± 0.042 9.0 35.4 3.9(24) plag.-3 9.6 18.509 ± 0.011 15.567 ± 0.008 38.285 ± 0.016 9.0 34.8 3.9Diorite (Ab-134) (25) plag.-1 10 18.536 ± 0.014 15.592 ± 0.015 38.530 ± 0.034 9.0 35.8 4.0(26) plag.-2 9.8 18.615 ± 0.010 15.656 ± 0.010 38.599 ± 0.010 9.0 36.1 4.0(27) clino-pyroxene 12 18.622 ± 0.042 15.682 ± 0.040 38.580 ± 0.032 9.0 36.0 4.0Granodiorite (Ab-132) (28) plag.-1 10 18.538 ± 0.010 15.639 ± 0.006 38.540 ± 0.017 9.0 35.8 4.0

a Grain-by-grain selected fractions of fresh grains. b Ratios corrected for mass discrimination and Pb blank, and where spiked, for isotope tracer contribution. Absolute error on α, β and γ ratios with 2σ significance. c All µ (238U/204Pb), ω (232Th/204Pb) and κ (232Th/238U) values were calculated using the single-stage evolution model of the Earth mantle (Holmes, 1946) and an age of 4.56 Ga. Primordial Pb isotopic compositions are taken from Tatsumoto et al. (1973).

80

Table 5: Sr analytical results of feldspar and clinopyroxene

Sample Mineral (87Sr/86Sr)norm. = (87Sr/86Sr)i

(2σSTERR)

(1) Olivine basalt (Ab-99) clinopyroxene 0.70401 ± 3 (2) Gabbro sill (Ab-142) plagioclase 0.70369 ± 2 (3) Pyroxene andesite (Ab-154) plagioclase 0.70406 ± 2 (4) Pyroxene andesite (Ab-156) plagioclase 0.70414 ± 2 (5) Pyroxene andesite (Ab-159) plagioclase 0.70430 ± 1 (6) Dacitic sill (Ab-133) plagioclase 0.70662 ± 4 (7) Dacitic sill (Ab-143) plagioclase 0.70660 ± 2 (8) Andesitic sill (Ab-152) plagioclase 0.70505 ± 2 (9) Gabbro (Ab-157) plagioclase 0.70441 ± 3 (10) Microgabbro (Ab-153) (11) duplicate

plagioclase

0.70378 ± 3 0.70402 ± 4

(12) Andesitic hornfels (Ab-139) plagioclase 0.70459 ± 2 (13) Granodiorite (Ab-138) plagioclase 0.70420 ± 1 (14) Diorite (Ab-136) plagioclase 0.70466 ± 1 (15) Granodiorite (Ab-135) (16) duplicate

plagioclase

0.70427 ± 4 0.70391 ± 2

(17) Diorite (Ab-134) (18) duplicate (19)

plagioclase

clinopyroxene

0.70388 ± 5 0.70421 ± 4 0.70429 ± 2

(20) Granodiorite (Ab-132) plagioclase 0.70405 ± 2 To corrected for mass-fractionation measured 87Sr/86Sr ratios were normalized to 86Sr/88Sr = 0.1194. Uncertainties for (87Sr/86Sr)norm. are given relative to the last digit.

81

Table 6: Hf isotope analytical results of zircon

Samples (176Hf/177Hf)norm. a 206Pb/238U age (Ma) εHfi

±2σ STERR b Granodiorite (Ab-132)

(1) Z132-1 0.282967 ± 5 11.5 + 7.1 ± 0.2 (2) Z132-2 0.282959 ± 2 11.5 + 6.9 ± 0.1 Diorite (Ab-134)

(3) Z134-1 0.282986 ± 5 12.3 + 7.8 ± 0.2 (4) Z134-2 0.282993 ± 4 12.3 + 8.1 ± 0.1 Diorite (Ab-136)

(5) Z136-1 0.282999 ± 5 12.8 + 8.3 ± 0.2 Granodiorite (Ab-135)

(6) Z135-1 0.282991 ± 4 13.0 + 8.0 ± 0.1 (7) Z135-2 0.282980 ± 4 13.0 + 7.7 ± 0.1 Granodiorite (Ab-138)

(8) Z138-1 0.283007 ± 4 17.7 + 8.7 ± 0.1 (9) Z138-2 0.283032 ± 5 17.7 + 9.6 ± 0.2 Microgabbro (Ab-153)

(10) Z153-1 0.282999 ± 6 22.1 + 8.5 ± 0.2 (11) Z153-2 0.282971 ± 9 22.1 + 7.6 ± 0.3 Gabbro (Ab-157)

(12) Z157-1 0.283030 ± 5 22.2 + 9.6 ± 0.2 (13) Z157-2 0.283027 ± 3 22.2 + 9.5 ± 0.1 Dacitic sill (Ab-143)

(14) Z143-1 0.282969 ± 5 28.1 + 7.7 ± 0.2 (15) Z143-2 0.282976 ± 4 28.1 + 8.0 ± 0.2 Pyroxene andesite (Ab-156)

(16) Z156-1 0.283021 ± 5 Not determined (n.d.) + 9.5 ± 0.2 Pyroxene andesite (Ab-159)

(17) Z159-1 0.282955 ± 7 n.d. + 7.1 ± 0.2 Dacitic sill (Ab-133)

(18) Z133-1 0.282961 ± 3 n.d. + 7.4 ± 0.1 (19) Z133-2 0.282955 ± 3 n.d + 7.2 ± 0.1 Andesitic sill (Ab-152)

(20) Z152-1 0.282946 ± 3 n.d. + 6.9 ± 0.1

82

a Measured 176Hf/177Hf corrected for mass-discrimination using 179Hf/177Hf = 0.7325 (Patchett & Tatsumoto, 1980). JMC-475 Hf standard: 176Hf/177Hf = 0.282162 ± 1 (n = 9). Uncertainties for (176Hf/177Hf )norm. are given relative to the last digit. b To calculate εHfi from (176Hf/177Hf )norm the following constants were used: age of the Earth = 4.56 Ga, today (176Lu/177Hf)CHUR = 0.0332 ± 2; today (176Hf/177Hf)CHUR= 0.282772 ± 29, (176Hf/177Hf)CHUR at 4.56 Ga = 0.279718 ± 29 (Blichert-Toft & Albarède, 1997); (εHfi)

Tsample= [((176Hf/177Hf)T

sample / (176Hf/177Hf)TCHUR) - 1] × 104, with

(176Hf/177Hf)TCHUR= (176Hf/177Hf)0

CHUR-[(176Lu/177Hf)0CHUR×(eλT- 1)] (Patchett et al.,

1981); λLu= 1.93 ×10-11 y-1 (Sguigna et al., 1982), with T being the U-Pb age of the zircon.

83

Table 7: Summary of ages and initial isotope characteristics of the Oligo-Miocene

magmatic rocks of central Chile between 33° and 36°S. Ages Dating method Previous ages of

Basalts to rhyolitesPrevious ages of

diorites to granites This study

gabbros to granites +1 dacite

K-Ar (whole rock) 27.7-4.1 19.5-7.0 Ma - 40Ar/39Ar (minerals)

28.8-17.9 (plagioclase)

21.6-5.5 Ma (hornblende, biotite)

-

U-Pb (zircon) 17.2-16.8 12.0 - 5.2 Ma 28.1 - 11.5 Ma Source signatures

Isotope system Previous whole rock data of

Basalts to rhyolites

Previous whole rock and zircon data of diorites to granites

This study Data of zircon, plag.

and cpx εNdi +3.0 to +6.2 +3.0 to +4.6 - εHfi - +4.0 to +8.0 (zircon) +6.9 to +9.6 (87Sr/86Sr)i 0.7033 to 0.7043 0.7039 to 0.7042 0.70369 to 0.70662 (206Pb/204Pb)i (α) 18.453 to 18.565 18.453 to 18.588 18.358 to 19.023 (207Pb/204Pb)i (β) 15.548 to 15.610 15.554 to 15.587 15.567 to 15.700 (208Pb/204Pb)i (γ) 38.262 to 38.478 38.210 to 38.388 38.249 to 39.084 238U/204Pb (µ) 8.89 to 9.02 8.89 to 9.01 8.8 to 9.5 Th/U 3.88 to 3.94 3.86 to 3.89 3.9 to 4.1

Previous ages from Drake et al. (1976); Vergara & Drake (1979); Munizaga & Vicente (1982); Beccar et al. (1986); Vergara et al. (1988); Kay et al. (2005) for K-Ar. From Gana & Wall (1997); Kurtz et al. (1997); Aguirre et al. (2000); Fuentes et al. (2002); Muñoz et al. (2006) for 40Ar/39Ar. From Deckart et al. (2005) for U-Pb. Initial isotope ratios for whole rocks are from: Vergara et al. (1999); Nyström et al. (2003); Kay et al. (2005); Muñoz et al. (2006). Previous initial Hf isotopes ratios in zircon from Deckart & Godoy (2006).

84

FIGURES

85

86

87

88

89

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91

92

93

94

95

Appendix. Petrographic description of studied samples.

Sample Rock type Locality UTM coordinates (a) Petrographical observations

N E

Ab-99 Olivine basalt Juncal high 6358576 392112

Glomero-porphyritic texture containing between 5 to 20% euhedral to subhedral olivine (1-2 mm) crystals. Augite crystals range between 1 to 3 mm in size (2-5 Vol.%,) and plagioclase between 1-5 mm (10-40 Vol.%). Originally inter-granular groundmass is composed of very small grains (< 0.2 mm) of plagioclase, clinopyroxene and minor olivine. A chlorite-epidote-calcite assemblage represents altered augite.

Ab-77 Basalt Juncal high 6357391 391886

Porphyritic texture containing between 5 to 10 Vol.% euhedral to subhedral olivine (1-2 mm) crystals. Augite crystals range between 1 to 3 mm in size (~5 Vol.%,) and plagioclase between 1-5 mm (~30-25 Vol.%). Originally inter-granular groundmass is composed of very small grains (< 0.2 mm) of plagioclase, clinopyroxene and minor olivine.

Ab-86 Basalt Juncal high 6358251 390740

Porphyritic texture containing ~20% euhedral to subhedral olivine (1-2 mm) crystals. Augite crystals range between 1 to 3 mm in size (~2 Vol.%,) and plagioclase between 1-5 mm (~8 Vol.%). Originally inter-granular groundmass is composed of very small grains (< 0.2 mm) of plagioclase, clinopyroxene and minor olivine.

Ab-142 Gabbro sill Polvareda 6354125 387000

Medium grained rock composed of large fresh augite (1-2 mm) and rare pigeonite, less than 2% of olivine, and between 30 to 50% of fresh 1-4 mm large plagioclase. Apatite is an accessory mineral. Secondary minerals are calcite and chlorite in some augites, and phengite-sericite in most altered plagioclase crystals.

Ab-154 Pyroxene andesite Juncal high 6363055 392564

Clinopyroxene-carrying andesitic flow, characterized by glomero-porphyric texture. Composed of partially altered andesine, glomerocrysts of augite floating in a groundmass of altered glassy matrix. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of clinopyroxene and plagioclase also compose the groundmass. Calcite, smectite and albite are secondary phases occurring in the

96

most altered domains of the andesine phenocrysts. Epidote, calcite, and chlorite are secondary minerals formed after clinopyroxene.

Ab-156 Pyroxene andesite Portillo 6366029 395430

Clinopyroxene-carrying andesitic flow, characterized by glomero-porphyric texture. Composed of fresh to intensely altered andesine, glomerocrysts of augite floating in a groundmass of altered glassy matrix, locally showing pilotaxic plagioclase. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of clinopyroxene and plagioclase also compose the groundmass. Calcite, smectite and albite are secondary phases occurring in the most altered domains of the andesine phenocrysts. Epidote, calcite, and chlorite are secondary minerals formed after clinopyroxene.

Ab-159 Pyroxene andesite Riecillos 6350030 374633

Clinopyroxene-carrying andesitic flow. Composed of fresh andesine, glomerocrysts of augite floating in a groundmass of altered glassy matrix. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of clinopyroxene and plagioclase also compose the groundmass.

Ab-133 Dacitic sill Juncal high 6362515 392414

Porphyritic texture composed of plagioclase phenocrysts (~1.5mm, 8 Vol.%) and of fresh to partially altered muscovite (0.5-1.6mm, 2 Vol.%). Groundmass of fine-grained feldspar, minor quartz and muscovite. Secondary calcite and sericite are observed in strongly altered plagioclase. Accessory minerals are zircon and titanite.

Ab-143 Dacitic sill Polvareda 6352200 389150

Porphyritic texture composed of plagioclase phenocrysts (1.5-2 mm, 5 Vol.%) and of fresh to partially altered muscovite (0.8-2mm, 2 Vol.%). Groundmass of fine-grained feldspar and minor quartz. Secondary calcite and sericite are observed in strongly altered plagioclase. Accessory minerals are zircon and titanite.

Ab-152 Andesitic sill Portillo 6366727 394060

Porphyritic texture composed of plagioclase phenocrysts (1.5-2 mm, 10 Vol.%) and of fresh to partially altered amphibole (0.8-2mm, 5 Vol.%). Groundmass of fine-grained feldspar and minor quartz. Secondary calcite and sericite are observed in strongly altered plagioclase. Accessory minerals are apatite, zircon and titanite.

Ab-45 Trachy-andesite Leones 6348576 387858 Clinopyroxene-carrying andesitic flow.

Composed of fresh andesine, glomerocrysts of

97

clinopyroxene floating in a groundmass of pilotaxic texture. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of altered pyroxene and fresh plagioclase also compose the groundmass.

Ab-47 Basaltic trachy-andesite

Leones 6349488 386319

Porphyritic rock composed of intensely altered plagioclase (~2mm, 50 Vol.%), altered clinopyroxene floating in a groundmass of pilotaxic texture, minor olivine relicts. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of both altered pyroxene and plagioclase also compose the groundmass.

Ab-49 Basaltic trachy-andesite

Leones 6349488 386319

Porphyritic rock composed of intensely altered plagioclase (~1mm, 30 Vol.%), altered clinopyroxene floating in a groundmass of pilotaxic texture, minor olivine relicts. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of both altered pyroxene and plagioclase also compose the groundmass.

Ab-53 Andesite Blanco river 6350564 382655

Clinopyroxene-carrying andesitic flow. Composed of fresh andesine (30 Vol.%) and glomerocrysts of clinopyroxene floating in a groundmass of intersertal texture. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of altered pyroxene and fresh plagioclase also compose the groundmass. Apatite as accessory mineral.

Ab-56 Trachy-andesite Blanco river 6344000 382795

Clinopyroxene-carrying andesitic flow. Composed of fresh andesine (20 Vol.%), glomerocrysts of clinopyroxene floating in a groundmass of pilotaxic texture. Micro-phenocrysts (< 0.2 mm) of altered pyroxene and fresh plagioclase also compose the groundmass.

Ab-110 Basaltic andesite Riecillos 6355792 373347

Clinopyroxene-carrying lava flow, characterized by pilotaxic texture. Composed of fresh plagioclase phenocrysts (0.5-3mm, 10 Vol.%) and fresh augite phenocrysts (0.5-2mm, 5 Vol.%). Groundmass composed for micro-phenocrysts of plagioclase and pyroxene. Apatite as accessory mineral.

Ab-157 Gabbro Leones 6349827 384342

Medium grained stock of poikilitic texture composed of fresh plagioclase (80 Vol.%) and interstitial fresh to partially altered augite (~20 Vol.%). Chlorite is the main secondary mineral. Zircon as accessory mineral.

Ab-153 Micro-

gabbro Riecillos 6356835 375644 Fine grained stock of poikilitic texture composed of fresh plagioclase (70 Vol.%) and interstitial fresh to

98

partially altered augite (~30 Vol.%). Chlorite is the main secondary mineral. Zircon as accessory mineral.

Ab-139 Andesitc hornfels Riecillos 6350174 374708

Tremolite-andesite hornfels characterized by a fine-grained granoblastic texture, composed of tremolite, biotite and primary andesine. These contact metamorphic rocks are fresh, showing some minor epidote, sericite, chlorite and pumpellyite in rare altered domains.

Ab-138 Granodiorite Riecillos 6348212 373800

Medium grained granodioritic stock. Composed of euhedral fresh plagioclase (1-3mm, 50 Vol.%), anhedral quartz (10 Vol.%), orthoclase (5 Vol.%), and intensely altered amphibole (15 Vol.%). Sphene, magmatic epidote and zircon as accessory minerals.

Ab-136 Diorite Blanco river 6340466 383209

Fine grained dioritic stock composed of fresh plagioclase (0.5-1mm, 80 Vol.%), clinopyroxene (0.5-1mm, ~20 Vol.%) and minor altered orthopyroxene. Zircon as accessory mineral.

Ab-135 Granodiorite Blanco river 6392380 383025

Medium grained granodioritic stock. Composed of euhedral fresh plagioclase (1-3mm, 40 Vol.%), anhedral quartz (10 Vol.%), orthoclase (5 Vol.%), intensely altered biotite (15 Vol.%) and amphibole (5 Vol.%). Sphene and zircon as accessory minerals.

Ab-134 Diorite Juncal river 6365947 395345

Medium grained diorite composed of fresh euhedral plagioclase (0.5-3mm, 80 Vol.%), clinopyroxene (15 Vol.%) and minor altered orthopyroxene. Zircon as accessory mineral.

Ab-132 Granodiorite Portillo 6364927 394046

Granodioritic stock of porphyritic texture. Composed of fresh plagioclase (1-5mm, 45 Vol. %), fresh biotite (10 Vol.%), fresh amphibole (0.5-3mm, 5 Vol.%), quartz (8 Vol.%) and k-feldspar (~0.5mm, 2 Vol%). Microcrystalline groundmass composed by plagioclase and minor quartz. Apatite and zircon as accessory minerals.

(a) Universal Transverse Mercator (UTM) coordinates. Grid reference: PSAD 56, zone 19 south.

99

3.2 GEOCRONOLOGÍA 40Ar/39Ar DE LA REGIÓN DE ESTUDIO

3.2.1 Introducción

Treinta años de estudios geocrológicos, desde Drake et al. (1976) a Muñoz et al. (2006),

mediante los métodos K-Ar y 40Ar/39Ar han permitido establecer un cuadro geocronológico que

indica que en Chile central la producción de las rocas magmáticas terciarias tuvo lugar en un

intervalo comprendido entre los 28.8 Ma y ~5Ma. Este cuadro muestra también (Tabla 7, sección

4.1) la coetaneidad entre la producción de rocas volcánicas e intrusivas terciarias. Diversas

limitaciones asociadas a la aplicación de estos métodos han sido sugeridas a lo largo de estos

treinta años, entre otras: presencia de mineralogía secundaria que afecta la liberación de 39Ar

(p.ej. Vergara et al., 1999), presencia de inclusiones de minerales primarios pobres en K y

producción de efecto de re-distribución atómica de 39Ar (recoil; Fuentes et al., 2002), y

fenómeno de exceso de 40Ar tanto en rocas volcánicas (p.ej. Gana y Wall, 1997; Muñoz et al.,

2006) como en rocas plutónicas (Kurtz et al., 1997). Según Vergara et al. (1999), estas

limitaciones son un factor que ha afectado la precisión del método 40Ar/39Ar.

Diversos estudios en Chile central (p.ej. Gana y Wall, 1997; Kurtz et al., 1997; Vergara et

al., 1999; Muñoz et al., 2006) aportan evidencias que permiten inferir que el fenómeno de

exceso de 40Ar afectó a los magmas terciarios, y que éste tuvo un carácter regional. Espectros de

liberación de 39Ar en forma de U y granos de biotita con razones 40Ar/36Ar de valores mayores a

295.5 (valor de Ar atmosférico) sustancian aquella inferencia. Como está mostrado en Kurtz et

al. (1997) y Deckart y Godoy (2006) el fenómeno de 40Ar arrojó como producto una edad más

antigua que la real (= edad de cristalización de un magma). Estos antecedentes implican revisar

las diversas determinaciones 40Ar/39Ar obtenidas en este trabajo, para lo cual se analizarán los

espectros de liberación de 39Ar obtenidos y estos serán discutidos en el marco que otorgan las

determinaciones U-Pb en circón obtenidas para la región de estudio tanto en Deckart et al.

(2005) como en Montecinos et al. (en prensa).

100

3.2.2 Geología de la región de estudio

En gran parte de la superficie de la región de estudio (fig. 3.12) afloran rocas de la

Formación Abanico (OM2c). en términos de superficie le siguen la Formación Farellones (M3I),

las unidades intrusivas miocenas (Mmsg), y las unidades estratigráficas mesozoicas reportadas

en Aguirre (1960), estas últimas no están representadas en la Fig. 3.12.

La unidad geológica de nuestro interés, la Formación Abanico, está compuesta en la región

de estudio por una amplia variedad de rocas epiclásticas y volcánicas, siendo las primeras las

más abundantes. En total la Fm. Abanico posee un espesor de ca. 1.500 m, y no presenta

mayores variaciones de espesor. Las rocas volcánicas están compuestas en una mayor

proporción por basaltos y andesitas (~90 %). De base a techo en esta unidad se aprecia un

cambio litológico, existiendo en la base una mayor proporción de basaltos (~80%) y hacia el

techo existe una mayor proporción de andesitas (~75%). Este cambio litológico permite

establecer dos unidades estratigráficas informales, cuyo contacto fue controlado en terreno y en

gran parte mediante el análisis de fotografías aéreas:

La Unidad Basáltica (OM2-β): corresponde a la unidad inferior de la Formación Abanico

aflorante entre el Río Juncal y el Estero Los Leones (fig. 3.12). Está compuesta en mayor

proporción por basaltos olivínicos (60%) y basaltos de piroxeno (20%), y en menor proporción

por andesitas (20%) y brechas volcánicas. En general, se trata de coladas de lava de espesor de

ca. 6 a 10m. Los basaltos olivínicos poseen textura glomeroporfirítica, poseen entre un 5 a 20%

de relictos de olivino (1-2mm), 2 a 5% de cristales de cristales augíticos frescos (1-3mm) y 10-

40% de plagioclasa (An88-92, 1-5mm). A su vez, los basaltos de clinopiroxeno poseen una mayor

proporción de augita (hasta 20%, 1-2mm) y una proporción de olivino relicto que no supera el

10%, en tanto que los cristales de plagioclasa (~50%, 0.6-1mm) forman glomerocristales en una

mesostasis de textura intergranular compuesta por cpx+plg. Las andesitas presentan una

abundante mesostasis (~93%) de textura pilotaxítica compuesta de plagioclasa, en tanto que sus

fenocristales son en mayor proporción clinopiroxeno augítico fresco (~5%, 0.8-1mm) y

plagioclasa (~2%, 0.6-1mm). En general las rocas de esta unidad presentan abundante

mineralogía secundaria, siendo clorita+epidota+calcita la asociación mineralógica predominante,

la cual se encuentra tanto en fenocristales (clinopiroxeno) como en la mesostasis de las rocas. En

101

forma concordante a la estratificación se emplazan alguno sills gabroicos (p.ej. Ab-142, ver

descripción en p.95 y datos analíticos en Tablas 4 y 5) que poseen espesores métricos. Tambíén

en forma subparalela a la estratificación se emplazan sills dacíticos y andesíticos, que en el caso

del río Juncal y el Estero Polvareda (fig. 3.12) ocupan el núcleo del anticlinal que afecta a las

rocas de la Fm. Abanico. Estos cuerpos poseen una textura porfídica con fenocristales de

plagioclasa inmersos en una mesostasis silicea de grano fino; en los cuerpos daciticos se

encuentran fenocristales de muscovita primaria (0.5-2mm) y, en ambas litologías, fenocristales

de anfíbol (1-2mm) que reemplazados por clorita. Una proporción menor de los fenocristales de

plagioclasa se encuentran frescos, mientras la mayor parte de ellos están reemplazados por

calcita y sericita.

La Unidad Andesítica (OM2-α): corresponde a la unidad superior de la Fm. Abanico.

Sobreyace a la Unidad Basáltica en forma concordante y cubre gran parte de la región de estudio

(Fig. 3.12). Está compuesta por ignimbritas basálticas en la base y hacia el techo andesitas,

brechas volcánicas, tufitas y otras rocas epiclásticas. De las coladas de lava el 75 % son

andesiticas, 20 % son basálticas y un 5% son dacíticas. Las coladas andesíticas corresponden a

andesitas de piroxeno y también a andesitas de dos piroxenos las cuales poseen texturas

glomeroporfiríticas. Localmente fueron observadas texturas pilotaxíticas y un bajo porcentaje de

vidrio. Los fenocristales corresponden a andesina (An45-49) fresca a intensamente alterada y a

glomerocristales de augita (Wo39En39Fs18 to Wo40En42Fs21). También en la mesostasis se

observaron microfenocristales de clinopiroxeno y plagioclasa. Dentro de las fases secundarias

aparecen calcita, esmectita, y albita afectando a parte de los cristales de plagioclasa en tanto que

epidota, calcita y clorita afectan a una menor proporción de cristales augíticos.

Diversos cuerpos intrusivos cortan a ambas unidades estratigráficas (unidades basáltica y

andesítica), los cuerpos de mayores dimensiones alcanzan un máximo de 15 km de largo N-S y

un ancho máximo de ~2km (Fig.3.12). En torno a estos últimos cuerpos intrusivos se desarrollan

aureolas metamórficas de contacto, de ancho máximo de 2km, las cuales generan rocas

metamórficas de contacto correspondientes a las facies de epidota – actinolita y de hornblenda.

Los cuerpos intrusivos corresponden desde gabros a granitos siendo esta variación

composicional coherente con la amplitud litológica observada en las rocas volcánicas, basaltos

olivínicos a dacitas, de la región de estudio. La litología de estos cuerpos intrusivos está descrita

102

en la sección 3.1, las edades 206Pb/238U en circón obtenidas para estos cuerpos están incluidas en

la Fig. 3.12 y servirán de contexto para la discusión de los resultados 40Ar/39Ar.

En la región de estudio fueron apreciadas (Fig. 3.12) las estructuras reportadas por Aguirre

(1960) y tambíén por el Mapa Geológico de Chile escala 1:1.000.000 (Sernageomin, 2001).

Estas consisten en dos grandes pliegues; el del borde oeste corresponde a un sinclinal de amplio

radio de curvatura mientras que el del borde oriental es un anticlinal apretado con una traza de

plano axial levemente volcada hacia el Este. En este anticlinal la traza del plano axial posee

rumbo Noreste- Suroeste pero, hacia Portillo (Fig. 3.12), ésta experimentaría una fuerte inflexión

en el rumbo y además un buzamiento hacia el Norte. Esto es evidenciado en terreno (datos de

terreno incluídos en Fig. 3.12) por la posición del núcleo del anticlinal en el cual se ubican rocas

de la Unidad Basáltica en orientación horizontal. Hacia el Norte, estas capas horizontales fueron

observadas en cotas altimétricas progresivamente menores y también en posiciones más

orientales de lo cual se infiere un posible buzamiento hacia el Norte. y una flexión del eje del

anticlinal.

103

Figura 3.12. Mapa geológico de la región de estudio, escala ~1:50.000. Mapa modificado a partir de Aguirre (1960) y Mapa Geológico de Chile escala 1:1.000.00 (Servicio Nacional de Geologia y Mineria, 2001). En este fueron incluidos datos de terreno, observaciones fotogeologicas, las localidades de muestreo y los datos geocronológicos obtenidos en este estudio.

104

3.2.3 Resultados Geocronológicos Previos

Los determinaciones geocronológicas previas reportadas para la región comprendida entre

los 32º a 36º S están resumidas en la Tabla 7 (sección 3.1). En síntesis, sin considerar las

determinaciones 40Ar/39Ar que muestran evidencias de recoil o de exceso de 40Ar el resultado es

que las rocas volcánicas fueron producidas en un intervalo comprendido entre 28.8 Ma (Fuentes

et al., 2002) y 16.1 Ma (Kay et al., 1995). Para las rocas plutónicas, en tanto, se conocen edades 40Ar/39Ar entre 21.6 Ma (Kurtz et al., 1997) y 4.9 Ma (Munizaga, 1994)1.

Todas las determinaciones 40Ar/39Ar realizadas en plagioclasa de rocas volcánicas de la Fm.

Abanico que fueron afectadas por exceso de 40Ar muestran análisis caracterizados por razones 40Ar/36Ar de valores mayores a 295.5 (p.ej. Vergara et al., 1999; Gana y Wall, 1997; Muñoz et

al., 2006) y espectros de liberación de 39Ar con forma de U. Así, todos estos análisis arrojan en

común edades mayores a 30 Ma. Una evidencia externa del exceso de 40Ar que afectó a estos

análisis es aportada por Fock et al. (2005) quienes reportaron, para rocas volcánicas de la Fm.

Abanico aflorantes en el Cº Abanico, edades U-Pb en circón comprendidas entre 19.0 y 22.5

Ma, mientras que para rocas de la misma sección Vergara et al. (1999) reportaron edades 40Ar/39Ar entre 25.7 y 30.9 Ma basadas en plagioclasas con razones 40Ar/36Ar entre 316 a 407.

En este caso, donde se muestran claramente determinaciones 40Ar/39Ar distorsionadas, se puede

inferir que el exceso de 40Ar aportó con una diferencia de entre +3.2 a +11.0 Ma.

El fenómeno de exceso de 40Ar está también evidenciado en los análisis 40Ar/39Ar de

diversos minerales (plagioclasa, biotita, hornblenda) de intrusivos aflorantes entre los 32º-36ºS.

En efecto, Kurtz et al. (1997) sugirieron que los análisis de hornblenda y plagioclasa del plutón

La Obra (~33º35’S), fueron afectados por exceso de 40Ar. El análisis de otros datos de aquel

estudio muestra que el análisis 40Ar/39Ar de hornblenda del stock del Embalse Yeso ( 12.4 Ma,

~33º35’S) fue igualmente afectado por exceso de 40Ar, lo cual es evidenciado por Deckart et al.

(2005) quienes obtienen para el mismo cuerpo una edad U-Pb en circón de 10.34 Ma. El mismo

hecho se verifica para la granodiorita Río Blanco (~33ºS, Fig.3.12): mientras Munizaga (1994)

reporta una edad 40Ar/39Ar en biotita de 14.82 ± 0.12 Ma, Deckart et al. (2005) reportan una

edad U-Pb circón más joven que posee un valor de 12.00 ± 0.40 Ma. A partir de estos casos se 1 Corresponde a un reporte no publicado de la División Andina de CODELCO.

105

puede inferir de modo preliminar que para estas rocas plutónicas el fenómeno de exceso de 40Ar

arrojó edades 40Ar/39Ar entre 2 a 3 millones de años más antiguas que la edad de cristalización

de aquellos cuerpos intrusivos (edad U-Pb).

3.2.4 Metodología

El método de datación 40Ar/39Ar fue usado sobre 15 muestras de minerales primarios, biotita

y plagioclasa, para determinar edades de formación de las rocas volcánicas e intrusivas. De estas

10 corresponden a muestras de rocas volcánicas efusivas y 5 a rocas intrusivas. Sin embargo,

aquí se presentan sólo espectros sin evidencias de distorsión por presencia de mineralogía

secundaria. Para las determinaciones 40Ar/39Ar fueron utilizadas las siguientes muestras: del

Intrusivo Juncal las muestras Ab-74 y Ab-75, del Intrusivo Río Blanco las muestras Ab-61, Ab-

62 y Ab-63 y del Intrusivo Estero Los Leones la muestra Ab-51. De estos mismos cuerpos

intrusivos las siguientes muestras fueron usadas para dataciones U-Pb en circón: Ab-134 del

Intrusivo Juncal, Ab-135 y Ab-136 del Río Blanco, y Ab-157 del Intrusivo Leones. Del primer

conjunto de muestras fueron seleccionados manualmente y bajo lupa entre 40 a 155 granos de

plagioclasa (ver dimensiones en Tabla 8) en rocas volcánicas y en rocas intrusivas fueron

seleccionadas entre 40 a 80 granos de plagioclasa y sólo 1 grano de biotita (ver dimensiones en

Tabla 10). Las muestras fueron irradiadas en el reactor nuclear de la Universidad McMaster en

Hamilton, Canadá, en posición 5c. Los análisis en grupos de cristales, y cristales individuales,

fueron llevados a cabo con un láser CO2 Synrad 48-5.

En las rocas volcánicas, se determinó la composición química de cristales de plagioclasa

sobre 5 secciones delgadas y pulidas usando una microsonda electrónica CAMECA SX100. con

el objeto de complementar los espectros 37ArCa/39ArK. Las condiciones estándar de operación

fueron: potencial de aceleración de 15kV, corriente de haz de 10nA, haz de diámetro de 1-2 µ, y

tiempo de conteo de 6 a 20s. Todos los análisis fueron realizados usando un sistema de

dispersión por largo de onda calibrado con estándares naturales y sintéticos. El error analítico de

los resultados es de 1-3% para elementos mayores.

106

3.2.4 Resultados Analíticos 40Ar/39Ar

Los resultados analíticos 40Ar/39Ar obtenidos en este estudio están sintetizados en las Tablas

8 y 9 para las rocas volcánicas, y en las Tablas 10 y 11 para las rocas intrusivas. Ya que las

distintas litologías estudiadas han sido descritas en la sección 3.1, y en el comienzo de esta

sección, no se insistirá sobre estos datos petrográficos. En la figuras 3.13 y 3.14 se grafican los

análisis realizados en plagioclasas extraídas de rocas volcánicas mientras en la figuras 3.15 y

3.16, los análisis realizados en biotita y plagioclasa extraídos de rocas intrusivas.

Rocas Volcánicas

Tanto en la Tabla 8 como en las figuras 3.13 y 3.14 son expuestos los análisis 40Ar/39Ar de

distintas coladas de lavas ordenadas según su posición estratigráfica. Las muestras Ab-79 y Ab-

93 (Figs. 3.14d y 3.13c) representan un nivel inferior y superior respectivamente de la Unidad

Basáltica, que es la unidad inferior de la Fm. Abanico. En la Unidad Andesítica (unidad

superior) la muestra Ab-50 (Fig. 3.13b) representa un nivel inferior de ésta, y la muestra Ab-53

(Fig. 3.13a) un nivel intermedio. Se puede apreciar (Figs. 3.13 y 3.14) que es relativamente

común, que todos los espectros obtenidos presenten forma de U o de montura (“saddle shape”).

La excepción es el espectro Ab-96 (Fig. 3.14a), que es representativo de un nivel intermedio de

la Unidad Basáltica, y muestra una forma distorsionada. Una tendencia clara se puede observar

de base a techo de la Formación Abanico: la forma de montura se tiende a atenuar hacia el techo

de esta unidad. También la misma tendencia se aprecia en cada unidad: los espectros de

liberación de 39Ar son más planos hacia el techo tanto de la Unidad Basáltica. Se puede la

comparar la geometría de los espectros de Ab-79 (nivel inferior de la Unidad Basáltica, Fig.

3.14d) y de Ab-93 (nivel superior de la Unidad Basáltica, Fig. 3.13c). Esta tendencia se confirma

al comparar los espectros de Ab-53 (Fig. 3.13a) con el de la muestra Ab-50 (nivel inferior de la

Unidad Andesítica).

107

Tabla 8. Resultados analíticos 40Ar/39Ar sobre fracciones de granos de plagioclasa en rocas volcánicas de la región de estudio.

Etapa

(a)

Contaminación Atmosférica (%)

39Ar (%)

37ArCa/39ArK

40Ar*/39ArK

(b)

Edad Aparente (Ma) (c)

UNIDAD ANDESITICA Ab-53 plagioclasa, andesita de piroxeno, 40 granos (125-250 μ) (laser heating), J = 0.002343

1 89.15 7.38 30.958 6.793 28.49 ± 8.66

2 92.70 9.68 14.357 1.232 5.20 ± 6.54

3 75.85 24.35 9.774 3.037 12.80 ± 2.23

4 66.18 40.97 8.557 4.238 17.83 ± 1.52

Fusión 51.48 17.62 8.007 3.989 16.78 ± 2.57

Edad ponderada= 15.99 ± 1.30 Ma

Ab-50 plagioclasa, andesita de dos piroxenos, 80 granos (125-250 μ) (laser heating), J = 0.002345

1 74.82 7.19 6.117 9.243 38.68 ± 4.51

2 65.32 5.76 8.212 4.666 19.63 ± 5.60

3 54.25 15.29 7.287 4.457 18.76 ± 2.06

4 50.36 16.19 8.552 5.142 21.62 ± 1.64

5 56.91 28.17 9.529 5.237 22.02 ± 1.06

Fusión 36.65 27.40 10.801 5.702 23.96 ± 1.13


UNIDAD BASALTICA

Ab-93 plagioclasa, andesita, 120 granos (125-200 μ) (laser heating), J = 0.003795

1 58.44 6.40 3.955 8.635 58.17 ± 6.39

2 31.49 2.53 8.771 4.695 31.86 ± 16.62

3 34.26 6.01 11.739 3.870 26.30 ± 7.17

4 27.17 12.49 13.727 3.821 25.97 ± 3.11

5 23.78 20.06 13.715 4.309 29.26 ± 1.86

6 26.82 24.04 13.871 5.217 35.37 ± 1.48

Fusión 29.87 28.48 14.075 5.773 39.09 ± 1.25

Edad ponderada = 34.87 ± 1.04 Ma

Ab-95 plagioclasa, basalto olivinico, 155 granos (150-170 μ) (laser heating), J = 0.003795

1 47.17 13.33 14.323 7.668 51.74 ± 3.40

2 15.04 6.51 16.756 4.349 29.53 ± 8.42

3 9.92 18.41 17.242 5.154 34.95 ± 2.02

4 27.04 30.33 16.824 7.157 48.34 ± 1.77

Fusión 26.90 31.41 16.754 11.218 75.20 ± 1.51


108

Tabla 8. Continuación

Ab-96 plagioclasa, basalto olivinico glomeroporfirico, 128 granos (150-180 μ) (laser heating), J = 0.003795

1 71.03 10.98 21.746 5.592 37.88 ± 5.53

2 98.04 7.53 24.576 0.131 0.90 ± 8.01

3 76.80 9.08 23.517 2.216 15.11 ± 6.74

4 33.42 17.26 23.613 6.913 46.72 ± 3.64

5 76.61 29.66 23.585 4.674 31.72 ± 2.62

Fusión 46.07 25.50 23.968 9.110 61.31 ± 2.53


Ab-84 plagioclasa, basalto, 100 granos (150-250 μ) (laser heating), J = 0.003795

1 51.27 10.70 12.066 5.098 34.57 ± 3.77

2 37.67 8.30 19.119 3.340 22.72 ± 4.80

3 30.02 11.61 20.297 3.692 25.10 ± 3.05

4 16.16 16.54 20.596 6.129 41.48 ± 2.08

5 15.55 25.54 18.779 9.516 64.00 ± 1.40

Fusión 19.10 27.31 18.062 11.798 79.01 ± 1.52



1 69.73 22.25 22.221 2.223 15.16 ± 2.87

2 74.16 9.27 42.908 1.398 9.54 ± 5.74

3 58.96 23.29 31.641 2.571 17.51 ± 2.73

4 30.13 27.27 32.895 6.430 43.49 ± 2.69

Fusión 22.06 17.92 43.946 9.111 61.32 ± 4.44



1 39.51 7.29 2.681 6.464 43.35 ± 2.75

2 40.22 7.05 6.542 2.340 15.82 ± 2.72

3 34.98 16.11 7.230 2.218 14.99 ± 1.38

4 15.64 19.76 7.694 3.849 25.49 ± 1.44

5 6.298 18.50 8.192 8.059 53.89 ± 1.90

Fusión 4.351 30.64 10.513 12.728 84.40 ± 1.08


(a) Etapa = número de etapa para la muestra analizada. (b) 40Ar* = 40Ar radiogénico. (c) El error posee significancia 1σ y no incluyen el error en el valor del parámetro J. Las determinaciones de la edades fueron hechas usando las constantes de desintegración de Steiger and Jäger (1977), para la desintegración atomica total del 40K la constante es igual a 5.543*10-10 a-1 . Los factores usados para la corrección por interferencia isobárica fueron los siguientes: (39Ar/37Ar)Ca = 7.30 x 10-4 ± 4%, (36Ar/37Ar)Ca = 2.82 x 10-4 ± 1% y (40Ar/39Ar)K = 2.97 x 10-2 ± 2%. En la determinación del valor del parámetro J fue usado el monitor de flujo Sanidina del Canyon Fish que posee una edad de 28.02 (Renne et al., 1998).

109

La Tabla 9 muestra los microanálisis de elementos mayores, se exponen aquí sólo el K y el

Ca, de cristales de plagioclasa de algunas coladas de lava que fueron analizadas por el método 40Ar/39Ar . Estos microanálisis permiten verificar si el espectro 37ArCa/39ArK corresponde a los

dominios intracristalinos del mineral datado. Minerales pobres en K y formados a alta

temperatura (p.ej. clinopiroxeno) producirán pasos de desgasificación de alta tº caracterizados

por razones 37ArCa/39ArK de mayor valor, estos patrones son típicos de re-distribución atómica de 39Ar o recoil . También se puede transferir 39Ar hacia minerales pobres en K y formados a baja

temperatura, pero en este caso el efecto se apreciará en los primeros pasos de liberación de 39Ar.

Tabla 9. Resultados de microanálisis de química mineral en cristales de plagioclasa de rocas

volcánicas de la región de estudio.

Muestra

Litología

Numero

de

microanálisis

Ca/K (a)

37ArCa/39ArK (b)

UNIDAD ANDESITICA

Ab-53 andesita de piroxeno 10 Borde: 29.85 Borde: 13.70 ± 0.80

Centro: 46.13 Centro: 21.17 ± 0.90

Ab-50 andesita de dos piroxenos 6 Borde: 9.65 Borde: 4.12 ± 0.50

Centro: 23.82 Centro: 10.94 ± 1.10

UNIDAD BASALTICA

Ab-95 basalto olivinico 20 Borde: 14.38 Borde: 6.60 ± 3.30 Centro: 49.66 Centro: 19.75 ± 2.85

Ab-84 basalto 19 Borde: 17.13 Borde: 7.86 ± 2.60 Centro: 49.29 Centro: 19.40 ± 2.60

Ab-85 basalto olivinico Borde: 35.52 Borde: 16.30 ± 0.70 Centro: 230.7 Centro: 105.9 ± 30.0

Ab-79 basalto olivinico 7 27.68 12.70 ± 1.23 (a) Considera el cuociente entre las ocupancias catiónicas promedio del Ca y el K, estas ocupancias fueron calculadas a 8 oxígenos. (b) (37ArCa/39ArK ) = 2.179 x 5(Ca/K). El error posee significancia 1σ y considera la propagación del error analítico asociado a los microanálisis de aquellos elementos.

110

Figura 3.13. Espectros de liberación de 39Ar y espectros 37ArCa/39ArK de muestras pertenecientes a la Unidad Andesítica: Ab-53 (a), y Ab-50 (nivel inferior, b). Se muestran los espectros correspondientes a niveles superiores de la Unidad Basáltica, Ab-93 (nivel superior, c) y Ab-95.

111

Figura 3.14. Espectros de liberación de 39Ar y espectros 37ArCa/39ArK de muestras pertenecientes a la Unidad Basáltica: Ab-96 (a), Ab-84 (b), Ab-85 (c) y Ab-79 (nivel inferior, d).

112

En la Tabla 9 se aprecia que en todos los casos existen diferencias de la razón Ca/K entre

borde y centro de los cristales de plagioclasa. Salvo la muestra Ab-85 se observa en las figuras

3.13 y 3.14 que los espectros 37ArCa/39ArK son constantes. En comparación con los espectros 37ArCa/39ArK se aprecia que en las muestras Ab-79, Ab-84, Ab-95 y Ab-50 la razón química Ca/K

del centro de los cristales se corresponde con una gran proporción de los pasos de liberación de 39Ar (sobre el 80% de 39Ar liberado). Por otra parte, en el caso de las muestras Ab-85, Ab-50 y

Ab-53, los pasos con los valores más bajos de la razón 37ArCa/39ArK se acercan o se corresponden

con los valores de la razón química Ca/K del borde de los cristales de esas muestras.

Rocas Intrusivas

En la Tabla 10, Tabla 11 y figuras 3.15 y 3.16 se exponen los datos analíticos 40Ar/39Ar

obtenidos en plagioclasa y biotita de rocas intrusivas que cortan a ambas unidades estratigráficas

informales. Las relaciones de contacto, entre estas cuerpos intrusivos y la Fm. Abanico, vistas en

terreno son descritas en la sección 3.1

Tabla 10. Resultados analíticos 40Ar/39Ar sobre fracciones de granos de biotita y plagioclasa en

rocas intrusivas de la región de estudio.

Etapa

(a)

Contaminación Atmosférica (%)

39Ar (%)

37ArCa/39ArK

40Ar*/39ArK

(b)

Edad Aparente (Ma) (c)

Intrusivo Juncal Ab-75 plagioclasa, diorita, 40 granos (100-200 μ) (laser heating), J = 0.002362

1 88.44 7.42 5.896 5.473 23.18 ± 3.42

2 78.58 11.10 6.952 1.870 7.95 ± 2.02

3 58.30 32.04 6.643 2.574 10.94 ± 0.80

4 61.32 27.78 6.975 3.007 12.77 ± 0.88

Fusión 68.41 21.66 11.106 2.848 12.10 ± 1.14


113


Ab-74 biotita, diorita, 1 grano (600 μ) (laser heating), J = 0.002354

1 93.25 1.69 0.054 0.897 3.81 ± 3.43

2 19.46 11.66 0.005 2.838 12.01 ± 0.62

3 0.56 36.17 0.004 3.108 13.15 ± 0.22

4 1.26 13.40 0.007 3.097 13.10 ± 0.48

5 0.97 13.76 0.004 3.131 13.25 ± 0.44

Fusión 0.00 23.18 0.001 3.148 13.32 ± 0.27


Ab-74 plagioclasa, diorita, 80 granos (200-800 μ) (laser heating), J = 0.002355

1 80.33 3.52 9.648 6.181 26.08 ± 1.16

2 63.96 2.13 10.483 2.901 12.29 ± 1.35

3 46.94 5.46 9.407 2.992 12.67 ± 0.63

4 30.76 8.00 8.380 2.837 12.01 ± 0.27

5 28.62 11.25 7.889 2.905 12.30 ± 0.27

6 28.60 12.07 7.575 3.079 13.04 ± 0.22

7 44.66 13.79 7.337 3.160 13.38 ± 0.27

8 38.44 10.93 7.330 3.124 13.23 ± 0.26

9 38.20 10.42 7.625 2.995 12.68 ± 0.38

Fusión 27.21 22.43 8.043 2.963 12.55 ± 0.16


Intrusivo Rio Blanco

Ab-63 biotita, apófisis dioritico, 1 grano (800 μ) (laser heating), J = 0.002349

1 17.66 5.84 0.011 3.040 12.84 ± 0.68

2 8.17 9.47 0.008 2.951 12.46 ± 0.37

3 5.19 12.48 0.009 2.991 12.63 ± 0.26

4 2.19 14.41 0.030 3.118 13.17 ± 0.36

5 0.00 11.95 0.023 3.184 13.44 ± 0.37

6 3.79 7.81 0.051 3.035 12.82 ± 0.52

7 0.00 11.33 0.009 3.189 13.46 ± 0.49

8 2.36 11.46 0.004 3.124 13.19 ± 0.31

9 0.00 12.49 0.002 3.149 13.30 ± 0.37

10 0.00 0.79 0.008 3.107 13.12 ± 5.78

Fusión 6.52 0.78 0.008 3.457 14.59 ± 5.72

Edad ponderada 13.07 ± 0.17 Ma

Ab-62 biotita, , apófisis dioritico, 1 grano (700 μ) (laser heating), J = 0.002350

1 83.00 0.33 0.429 5.152 21.71 ± 26.90

2 76.22 1.49 0.086 1.816 7.68 ± 6.15

114


3 28.06 9.47 0.045 2.991 12.64 ± 1.02

4 10.25 23.20 0.041 2.947 12.45 ± 0.47

5 0.00 12.29 0.113 3.200 13.52 ± 1.34

Fusión 3.57 53.22 0.050 3.061 12.93 ± 0.24


Ab-61 biotita, granodiorita, 1 grano (1100 μ) (laser heating), J = 0.002358

1 69.00 5.05 0.013 3.111 13.19 ± 2.14

2 38.62 6.22 0.007 2.840 12.04 ± 1.35

3 25.44 9.06 0.007 2.777 11.78 ± 1.24

4 9.70 9.52 0.011 2.977 12.62 ± 1.27

5 10.43 13.82 0.033 2.943 12.48 ± 0.96

6 8.16 31.54 0.017 3.023 12.82 ± 0.41

7 17.62 16.34 0.002 2.869 12.17 ± 0.73

8 9.01 5.50 0.001 3.190 13.52 ± 1.99

Fusión 31.11 2.56 0.017 2.460 10.44 ± 4.64


Intrusivo Estero Los Leones

Ab-51 plagioclasa, gabro, 50 granos (200-700 μ) (laser heating), J = 0.002367

1 94.16 9.20 9.562 6.780 28.72 ± 4.88

2 88.68 3.42 10.077 4.534 19.26 ± 3.56

3 87.09 3.49 10.643 4.719 20.04 ± 3.62

4 78.78 2.95 7.506 4.697 19.94 ± 3.05

5 75.26 2.40 7.487 4.434 18.83 ± 3.72

6 67.02 1.79 6.620 4.636 19.69 ± 4.07

7 81.53 2.51 6.288 3.341 14.21 ± 3.07

8 74.91 3.83 5.936 4.254 18.07 ± 2.38

Tabla C. Continuación

9 78.23 16.66 5.376 4.942 20.98 ± 1.16

10 76.06 34.59 5.825 5.939 25.18 ± 0.96

Fusión 64.26 19.15 7.805 6.055 25.67 ± 0.66


(a) Etapa = número de etapa para la muestra analizada. (b) 40Ar* = 40Ar radiogénico. (c) El error posee significancia 1σ y no incluye el error en el valor del parámetro J. Las determinaciones de las edades fueron hechas usando las constantes de desintegración de Steiger y Jäger (1977), para la desintegración atómica total del 40K la constante es igual a 5.543x10-10 a-1. Los factores usados para la corrección por interferencia isobárica fueron los siguientes: (39Ar/37Ar)Ca = 7.30 x 10-4 ± 4%, (36Ar/37Ar)Ca = 2.82 x 10-4 ± 1% y (40Ar/39Ar)K = 2.97 x 10-2 ± 2%. En la determinación del valor del parámetro J fue usado el monitor de flujo Sanidina del Canyon Fish que posee una edad de 28.02 Ma (Renne et al., 1998).

115

Los criterios utilizados para definir edades plateau fueron los aplicados por Ruffet et al.

(1991): 1- la región del plateau debería incluir al menos el 70% del total de 39Ar liberado durante

el análisis; 2- el plateau debería estar conformado al menos por tres pasos sucesivos de

calentamiento, y 3- la edad integrada del plateau debería concordar con cada edad aparente de la

región del plateau dentro de un error de 2σ.

En el contexto de estos criterios se aprecia (Fig. 3.15) que las muestras representativas del

intrusivo del Río Juncal conforman plateaus que incorporan, en los 3 casos, al menos el 80% de 39Ar liberado. En el caso de la muestra Ab-75 plagioclasa (Fig. 3.15a) se calcula una edad

plateau (pasos 3 a 5) de 11.87 ± 1.06 Ma (error a nivel 2σ), para la muestra Ab-74 biotita se

calcula una edad plateau (pasos 3 a 6) de 13.20 ± 0.31, y para la muestra Ab-74 plagioclasa se

obtiene una edad plateau (pasos 4 a 9) de 12.83 ± 0.20. Se puede ver en la Tabla 10 que cada

paso utilizado, en el calculo de la edad plateau, posee una edad aparente con un valor que

coincide con el valor de la edad plateau calculada (dentro del error analítico).

Tabla 11. Resultados analíticos 40Ar/36Ar sobre fracciones de granos de biotita y plagioclasa en

rocas intrusivas de la región de estudio.

Muestra

Mineral

Litología

40Ar/36Ar

(a)

Edad diagrama de correlación

MSWD (b)

Intrusivo Juncal Ab-75 plagioclasa diorita 316 ± 9 9.01 ± 2.70 (MSWD = 1.1)

Ab-74 biotita diorita 245 ± 10 13.14 ± 0.10 (MSWD = 0.5)

Ab-74 plagioclasa diorita 334 ± 4 11.89 ± 0.16 (MSWD = 1.0)

Intrusivo Rio Blanco

Ab-63 biotita Apófisis dioritico 291 ± 43 12.94 ± 0.18 (MSWD = 1.2)

Ab-62 biotita Apófisis dioritico 268 ± 42 12.88 ± 0.19 (MSWD = 1.6)

Ab-61 biotita, Granodiorita 287 ± 9 12.61 ± 0.18 (MSWD = 0.3)

Intrusivo Estero Los Leones

Ab-51 plagioclasa Gabro 297 ± 4 24.26 ± 1.24 (MSWD = 5.7)

(a) Razón isotópica determinada mediante el uso del diagrama de correlación 40Ar/36Ar v/s 39Ar/36Ar, en este fueron proyectados los pasos correspondientes al plateau determinado para cada espectro, así el valor de la razón 40Ar/36Ar es determinado por la proyección de la curva de interpolación de aquellos pasos sobre el eje 40Ar/36Ar de aquel diagrama. (b) MSWD: Mean Standard Weighed Desviation. El error en la edad determinada mediante el uso de este diagrama posee significancia 2σ.

116

Figura 3.15. Espectros de liberación de 39Ar y espectros 37ArCa/39ArK de muestras pertenecientes al intrusivo del Estero Juncal. Ab-75 plagioclasa (a), Ab-74 biotita (b) y Ab-74 plagioclasa (c).

117

Figura 3.16. Espectros de liberación de 39Ar y espectros 37ArCa/39ArK de muestras pertenecientes al intrusivo del Río Blanco: Ab-63 biotita (a), Ab-62 biotita (b) y Ab-61 biotita (c). Se muestra en la figura (d) el espectro de muestra de plagioclasa correspondiente al intrusivo del Estero Los Leones.

Para cada una de las muestras del Intrusivo Rio Blanco se verifica que al menos 4 pasos de

liberación de 39Ar conforman un plataeu, que en cada caso concentran al menos el 80% del gas

liberado. En la muestra Ab-63 biotita los pasos 3 a 9 permiten calcular una edad plateau de 13.06

118

± 0.27 Ma (2σ), en el caso de la muestra Ab-62 biotita los pasos 2 a 5 configuran una edad

plateau de 12.82 ± 0.52 Ma, y en el caso de la muestra Ab-61 biotita los pasos 4 a 8 permiten

determinar una edad plateau de 12.52 ± 0.67 Ma.

Para la muestra Ab-51 plagioclasa se observa (Fig. 3.16d) un patrón de liberación de 39Ar

inicialmente distorsionado, el cual hacia los pasos de alta temperatura se estabiliza y permite con

el ~70% del argon liberado calcular una edad plateau de 24.32 ± 1.15 Ma.

En general se observa que los patrones 37ArCa/39ArK de biotitas y plagioclasas son estables.

La Tabla 11 muestra que las razones 40Ar/36Ar, calculadas mediante diagramas de correlación 40Ar/36Ar versus 39Ar/36Ar, de biotitas tienen valor inferior a 295.5. A su vez, para las

plagioclasas la razón 40Ar/36Ar tienen un valor mínimo de 297 y un máximo de 334. En la misma

tabla se puede verificar que en casi todos los casos las edades calculadas mediante el diagrama

de correlación coinciden con la edad plateau, la única excepción es la muestra Ab-74 plagioclasa

para la cual la edad determinada mediante el diagrama de correlación es menor que la edad

plateau.

3.2.5 Discusión y Conclusiones

Hay varios cuestionamientos principales a dilucidar en este punto: ¿Qué dominios se

desgasifican?, ¿Es posible en general excluir recoil u otra distorsion?, y en el contexto de edades

U-Pb para la región de estudio: ¿son coherentes las edades plateaus 40Ar/39Ar obtenidas?.

Los datos analíticos y espectros obtenidos en rocas volcánicas permitieron establecer

algunas tendencias: 1. en general todos los espectros poseen forma de U y esta forma se va

atenuando hacia los niveles superiores de cada unidad; 2. para las muestras Ab-79, Ab-84, Ab-

95 y Ab-50 los razones 37ArCa/39ArK coinciden con los valores Ca/K determinados por

microsonda para los centros de los cristales de plagioclasa; y 3. para las muestras Ab-85, Ab-50

y Ab-53 los valores 37ArCa/39ArK más bajos se acercan a los valores Ca/K determinados por

microsonda para los bordes de los cristales. Así se puede inferir que para el primer conjunto de

muestras un gran porcentaje del Ar liberado proviene de dominios intracristalinos de la

plagioclasa y no se observa el efecto de recoil hacia los pasos de temperatura alta. En tanto el

119

segundo grupo de muestras indica que sus primeros pasos de desgasificación corresponden a

dominios de minerales de bajo contenido de K y formados a baja temperatura (p.ej. clorita).

Entonces, en general, se puede descartar un predominio de los efectos de re-distribución atómica

de 39Ar y de eventos secundarios (p.ej. alteración hidrotermal o metamorfismo de bajo grado) de

distorsión de la composición química de las plagioclasa. Y en ese contexto la forma de U de los

espectros es asociable al efecto predominante de exceso de 40Ar. Esta inferencia es ratificada por

un hecho fundamental: la mayoría de los espectros de liberación de 39Ar de las rocas volcánicas

analizadas no pueden configurar plateau, de modo tal que en estas rocas el sistema isotópico K-

Ar-Ca se comporta como un sistema abierto. Esta es la explicación más plausible para explicar

la forma distorsionada de los espectros aquí mostrados. Considerando el bajo contenido de K de

las plagioclasas la incorporación de exceso de 40Ar tiene un efecto dramático sobre las edades

medidas (McDougall y Harrison, 1999), esta sugerencia es bien ejemplificada en este caso: en

efecto, las edades ponderadas de cada colada de lava no son coherentes con la posición

estratigráfica (Tabla 8). Una incongruencia idéntica es mostrada por Muñoz et al. (2006), y

además, el efecto del exceso de 40Ar sobre las edades 40Ar/39Ar es también ejemplificado por

Gana y Wall (1997), quienes muestran una serie de rocas volcánicas de la Formación Abanico

datadas entre 21.1 a 23.9 Ma intruídas por un dique basáltico de 34.3 Ma.

Para el caso de las muestras de los cuerpos intrusivos se ha demostrado que los espectros de

liberación de 39Ar cumplen con los criterios de Ruffet et al. (1991) y en ese sentido las edades

aparentes pueden ser utilizadas para calcular edades plateau. Además los espectros 37ArCa/39ArK

muestran en general un comportamiento estable, y por tanto se puede inferir que los dominios

que se desgasifican corresponden a aquellos de las plagioclasas y biotitas analizadas.

Si bien los espectros de liberación de 39Ar exhibidos por la plagioclasas de las rocas

intrusivas no muestran una forma de U, los mismos análisis están caracterizados (Tabla 11) por

razones 40Ar/36Ar que poseen un valor mayor al atmosférico. Esta característica, de acuerdo a

McDougall y Harrison (1999), es evidencia de la presencia de exceso de 40Ar: Bajo el supuesto

que las plagioclasas de las rocas intrusivas fueron también afectadas por exceso de 40Ar entonces

debería existir un efecto cuantificable sobre sus edades 40Ar/39Ar. En ese contexto si se considera

que la edad 206Pb/238U reportada para el Intrusivo Rio Juncal posee un valor de 12.28 ± 0.15 Ma

(Montecinos et al., en prensa) y las muestras de plagioclasa (Ab-74 y Ab-75), del mismo

120

intrusivo, muestran edades plateau de 13.20 ± 0.20 y 11.87 ± 1.06 Ma entonces se puede inferir

que las edades 40Ar/39Ar de las plagioclasas son entre 0.6 a 1 Ma más antiguas que las edades 206Pb/238U. Razones 40Ar/36Ar sobre 295.5, en conjunto con edades 40Ar/39Ar más antiguas que

edades 206Pb/238U obtenidas sobre la misma muestra, pueden ser explicadas mediante exceso de 40Ar.

El efecto del exceso de 40Ar se puede también inferir en el caso del Intrusivo del Estero

Leones, en el cual mientras su edad plateau en plagioclasa posee un valor de 24.32 ± 1.15 Ma su

edad 206Pb/238U en circón es de 22.20 ± 0.15 Ma. Es decir, en este caso el efecto del exceso de 40Ar se tradujo en una edad 40Ar/39Ar envejecida entre 0.8 a 3.3 Ma en relación a la edad de

cristalización de este cuerpo intrusivo.

En contraste con las determinaciones en plagioclasa, los espectros de las biotitas se

caracterizan por razones 40Ar/36Ar menores que 295.5, y además forman plateaus que concentran

sobre el 80% de Ar liberado. Las edades plateau en el caso del intrusivo del Río Blanco poseen

valores que varían entre 12.52 ± 0.67 y 13.06 ± 0.27 Ma, en tanto que para el mismo intrusivo

las edades 206Pb/238U en circón varían entre 12.00 ± 0.40 Ma (Deckart et al., 2005) y 13.02 ±

0.25 (Montecinos et al., sometido a revisión). En el contexto de gradientes altos de enfriamiento

la edad 40Ar/39Ar en biotita es cercana a la edad de emplazamiento y enfriamiento (McDougall y

Harrison, 1999). Estos valores pordrían ser considerados como válidos, pero aquello implica

obviar una de las principales características de la biotita, en relación al sistema isotópico K-Ar-

Ca, la cual es su capacidad de absorber en su estructura cristalina una gran cantidad de exceso de 40Ar (p.ej. Ruffet et al., 1995; McDougall y Harrison, 1999), mediante una distribución

homogénea dentro de su estructura, lo cual permitiría ver espectros de 39Ar sin distorsión

aparente aún habiendo sido afectados por exceso de 40Ar. En razón de este comportamiento, es

necesario considerar que en este estudio faltan más datos para confirmar este efecto mediante

diagrama de correlación 40Ar/36Ar vs. 39Ar/36Ar.

121

Los antecedentes geocronológicos reportados para rocas magmáticas terciarias aflorantes

entre los 32º y 34ºS y los datos aquí expuestos permiten sugerir las siguientes conclusiones:

• Coincidiendo con las evidencias mostradas en estudio anteriores, se demuestra aquí que

un evento de exceso de 40Ar afectó dramáticamente las determinaciones 40Ar/39Ar en rocas

volcánicas y en parte a las determinaciones obtenidas en rocas intrusivas. Esta distorsión

muestra como principal consecuencia la obtención de edades más antiguas que la edad de

cristalización de los magmas y, en el caso más extremo, produjo edades sin significado

geológico caracterizadas por la incoherencia entre la posición estratigráfica de una colada de

lava y su edad 40Ar/39Ar. Además se mostró que la distorsión vía exceso de 40Ar fue

predominante y tuvo mayor efecto que las originadas por recoil de 39Ar y por las distorsiones

debido a eventos de alteración hidrotermal y/o metamorfismo de bajo grado.

• Si se considera que esta distorsión por exceso de 40Ar ha sido claramente evidenciada en

edades de rocas de edad similar pero obtenidas en localidades situadas más al Sur, es

menester sugerir que este fenómeno fue de carácter regional. Si bien no es posible conocer

cuando habría ocurrido, sí es posible inferir la necesidad de la interacción de los magmas

terciarios con un reservorio rico en Ar radiogénico. Si se considera que el grado de

contaminación cortical de estos magmas es bajo y no supera el 5%, de acuerdo a Montecinos

et al. (en prensa), es menester explorar la posibilidad de un aporte de Ar mantélico a estos

magmas.

122

3.3 FUENTES DE ROCAS MAGMÁTICAS OLIGOCENAS-MIOCENAS EN CHILE

CENTRAL: UNA PERSPECTIVA ISOTOPICA Hf-Nd

Se presentan en esta sección los resultados del modelamiento isotópico Hf-Nd de muestras

representativas del manto litosférico bajo los Andes centrales. Este modelamiento se enmarca en

consideraciones teóricas respecto de la evolución de manto litosférico generado a partir de un

manto condrítico (primitivo) y metasomatizado por fundidos astenosféricos en diversas períodos.

Este modelamiento junto con las evoluciones Hf-Nd de variados reservorios, entre otros E- y N-

MORB, sirve de contexto para explicar las signaturas εHfi y εNdi reportadas respectivamente

por Montecinos et al. (sometido a revisión), Deckart y Godoy (2006) y Deckart et al. (sometido

a revisión). Este trabajo a sido presentado, para su revisión, al VI Simposio Suramericano de

Geología Isotópica.

123

CONSTRAINTS ON SOURCES OF OLIGOCENE-MIOCENE MAGMATIC

ROCKS IN CENTRAL CHILE (33 - 36º S): AN ISOTOPIC Hf-Nd

PERSPECTIVE

MONTECINOS, P.1,2, SCHÄRER, U.2, VERGARA, M.1, and AGUIRRE, L.1

1 Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile

[email protected], [email protected], [email protected] 2 Université de Nice-Sophia Antipolis, Geosciences Azur (UMR 6526), Parc Valrose, F 06108

Nice, France.

[email protected]

Keywords: Hf-Nd isotope, Oligocene-Miocene rocks, central Chile.

Abstract

The Hf and Nd initial isotopic signatures of Oligocene-Miocene magmatic rocks in central Chile

(33º-36ºS) were reviewed using the distinguishing features of the Lu-Hf and Sm-Nd isotope

systems with the aim to constraint the possible contributions of different mantle reservoirs.

These rocks show positive εHfi and εNdi signatures which permit to calculate an εHfi signature

lying between -1.84 to +7.70, and defining a predominant positive ΔεHfi signature. Modelised

and calculated Hf and Nd time-integrated evolution for different mantle reservoirs and Andean

peridotite xenoliths show that such isotopic signatures are the heritage from an ancient (~2Ga),

and subsequently metasomatized, subcontinental mantle source. Ancient (>1Ga) and continuous

metasomatic additions from an e-MORB source permit to explain the shifting observed in the Nd

isotopic composition of these magmatic rocks. The mixing models composed between various

end-members permit to discard a crustal contribution to the observed εHfi and εNdi signatures.

An ancient e-MORB metasomatic contribution, between 1.0 to 1.5Ga, reaching a 20% maximum

to this subcontinental lithospheric mantle source is estimated.

mailto:[email protected]

mailto:[email protected]

124

INTRODUCTION

In contrast to most isotopic systems, the Lu/Hf and Sm/Nd fractionations are controlled by a

high sensitivity to mineralogical variations with depth in the terrestrial mantle (Nowell et al.,

2004). This allows to distinguish different domains in the mantle characterized by a specific Hf

and Nd isotope signatures (Nowell et al., 2004). This important feature has permitted to identify

the contribution of different mantle regions to diverse magmatic rocks (Beard and Johnson,

1997; Nowell et al., 2004; Gaffney et al., 2007).

Concerning the origin of the Oligocene-Miocene magmatic rocks in central Chile (33º-36ºS),

an intense debate still remains. Whereas some authors explain their sligthly depleted isotopic

signatures by means of the contribution from a MORB mantle source (Kay et al., 2005), others

invoke more enriched sources (e.g. Deckart and Godoy, 2006). According to Montecinos et al.

(submitted) the Sr-Pb-Hf isotope signatures of the Oligocene-Miocene rocks at 33ºS are

explained by the participation of a metasomatized subcontinental mantle source.

The isotopic signatures of the Oligocene-Miocene magmatic rocks in central Chile (33º-

36ºS) will be reviewed using the distinguishing characteristics of the Lu-Hf and Sm-Nd isotope

systems with the aim to constraint the possible contributions of different mantle reservoirs. In

this context the time integrated Hf and Nd evolution for subcontinental lithospheric mantle

source and MORB sources will be modeled. The potential contribution from the oceanic

sediments and the continental crust will be also assessed.

GEOLOGICAL SETTING and Sr-Pb-Nd-Hf ISOTOPIC SIGNATURES

Cenozoic volcanic-plutonic rocks occur along a N-S oriented belt (Fig.1), lying parallel to

the continental margin and extending over about 1300 km, from 23° to 35° S (Nyström et al.,

2003). Based on radiometric ages, the volcanic rocks were separated into the Oligocene Abanico

Formation and the Middle to Upper Miocene Farellones Formation (e.g. Nyström et al., 2003;

Kay et al., 2005). The Abanico and Farellones formations (Fig.1) comprise basalts, basaltic

andesites, andesites, and more differentiated rocks such as dacites and rhyolites (summaries in:

Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005). Corresponding plutonic bodies range from gabbros over

diorites and granodiorites to a few granites. Basalts-gabbros and andesites-diorites are by far the

125

most abundant lithologies making up at least 90 % of the magmatic rocks along the belt.

Geochronological and isotopic data are summarized in Table 1.

The calc-alkaline character of the rocks composing the Oligocene-Miocene magmatic belt

has been documented in a series of studies (Vergara et al., 1988; Nyström et al., 2003; Kay et al.,

2005; Muñoz et al., 2006). They contain between 46.2 and 74.5 Wt.% of SiO2 matching the

observed lithological variations, of volcanic and plutonic members; (La/Yb)N ratios lie between

3 and 16. Plagioclase fractionation is indicated in a few lithologies by Eu anomalies reaching

Eu/Eu* = 0.71. Heavy REE concentrations lie between 8 and 20 times chondrite abundance.

Based on trace element ratios (e.g. Th/Yb vs. Ta/Yb, Ta/Yb vs. Ba/Th, Ba/La vs. La/Yb) the

contribution of minor crustal material was suggested, possibly including sediments (Nyström et

al., 2003; Deckart & Godoy, 2006). Early K-Ar whole-rock analyses of the Abanico and Farellones volcanic rocks between 32º-

36ºS (Fig. 1) yield ages between 20 and 4.1 Ma (Vergara & Drake, 1979; Munizaga & Vicente,

1982; Beccar et al., 1986; Vergara et al., 1988; Vergara et al., 1999; Kay et al., 2005). Granitoid

intrusions into these volcanic rocks have K-Ar whole-rock ages ranging from 19.5 to 18.5 Ma

(Munizaga & Vicente, 1982). Moreover, amphibole and plagioclase 40Ar/39Ar dates of the

volcanic rocks give ages from 28.8 to 18.6 Ma (Aguirre et al., 2000; Fuentes et al., 2002).

Plagioclases from porphyritic basalts at ~33º30’S were dated at 34 to 18 Ma (Muñoz et al.,

2006). Amphibole and biotite 40Ar/39Ar ages between 21.6 and 5.5 Ma of granitoid located at

~34ºS have been obtained (Kurtz et al., 1997).

At 33ºS, U-Pb dating on zircon yields ages of 17.2 and 16.8 Ma for two andesitic flows,

12.0 and 8.4 Ma for two granodiorites, and 6.3-5.2 Ma for four porphyric dacitic rocks (Deckart

et al., 2005). Montecinos et al. (submitted), report U-Pb ages of 28.1 Ma for a dacitic sill, 22.2

for a gabbro, 22.1 Ma for a micro-gabbro, 17.7 and 13.0 for two different granodiorites, 12.8 and

12.3 Ma for two diorites, and 11.5 for another granodiorite located at 33°S. Further U-Pb ages of

11.3 and 10.3 Ma on zircon of two granodiorites (Deckart & Godoy, 2006), and zircon ages of

11.16, 14.7 and 14.9 Ma on two granites (Deckart et al., 2006) were obtained at 33º10 to

33º18ºS.

The petrogenesis of the Oligocene-Miocene volcanic-plutonic series was previously

addressed through: (1) major-trace element and Pb-Sr-Nd isotope measurements on whole-rock

samples (Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al., 2006); (2) Sr-

126

Pb-Hf isotope tracing on plagioclase, clinopyroxene and zircon (Montecinos et al., submitted)

and; (3) Sr-Nd-Hf isotope tracing on whole rock and zircon samples (Deckart et al., 2006;

Deckart et. al., submitted). Resulting models for magmatism propose the implication of varying

mantle source regions and depth of magma generation (Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005).

Recently, Montecinos et al. (submitted) suggest a subcontinental lithospheric mantle source for

these rocks.

Initial 87Sr/86Sr ratios for both Cenozoic extrusive and intrusive lithologies lie in a very

narrow range between 0.7033 and 0.7044 (Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al.,

2005; Muñoz et al., 2006; Deckart & Godoy, 2006). For the same series of whole-rock samples

from central Chile (33°- 36° S), initial epsilon Nd values (εNdi) define a relatively narrow range

between +0.49 and +6.2. Similarly homogeneous isotope characteristics are also observed for

initial Pb ratios yielding 18.453-18.588 for 206Pb/204Pb, 15.548-15.610 for 207Pb/204Pb, and

38.210-38.478 for 208Pb/204Pb (Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005).

Based on εNdi vs. initial 87Sr/86Sr isotopic ratios (Sri) Nyström et al. (2003) suggested a

mantle source enriched in LILE and HFSE compared to asthenospheric mantle. Moreover,

Deckart & Godoy (2006) used εNdi vs. εHf to propose mixing between such enriched mantle

and pelagic sediments; however, Kay et al. (2005) showed that εNdi is independent of SiO2

ruling out significant crustal contamination. Beside petrological arguments proposing

increasingly deeper mantle melting in time (Nyström et al., 2003) a correlated change from more

to less LILE/HFSE depleted mantle sources was suggested (Kay et al., 2005).

Montecinos et al. (submitted) show narrows margins of variation for different initial isotopic

ratios, at 33ºS, showing neither chronological nor lithological variations. For plagioclase and

clinopyroxene, initial isotopic ratios of Pb vary between 18.358 to 19.023 for 206Pb/204Pb,

between 15.567 to 15.700 for 207Pb/204Pb, and 38.249 to 39.084 for 208Pb/204Pb. The initial ratio 87Sr/86Sr varies between 0.70369 to 0.70505, except for two more radiogenic values equal to

0.7066. For zircon of intrusive and volcanic rocks Montecinos et al. (submitted) have shown that

the initial isotopic composition of Hf is characterized by εHfi varying between +6.9 to +9.6.

Also in zircon of two granodioritic intrusions, at ~34ºS, initial epsilon Hf values (εHfi) lie at +4

and +8 (Deckart & Godoy, 2006). Deckart et al. (submitted) show Hf and Nd isotopic analyses

on whole rock for granites and granodiorites (33º- 34ºS) and Hf analyses on zircon, yielding εHfi

127

values for whole rock samples between +7.87 and +9.02 and εNdi values between +2.72 to

+5.04; heterogeneous values for εHfi, between +6.79 and +15.34 were obtained on zircon.

Hf-Nd ISOTOPIC MODELING

The projection ΔεHfi vs. εNdi of Johnson and Beard (1993) permits to quantify the deviation

of a particular εHfi signature from the mantle array defined by Vervoort et al. (1999) as (εHfi)*

= 1.33εNdi + 3.19. Consequently, the deviation for a sample is measured according to ΔεHfi =

(εHfi)sam - (εHfi)*. For the magmatic rocks of central Chile the ΔεHfi values are calculated from:

(1) εHfi values reported by Montecinos et al. (submitted) and earlier εNdi values (Vergara et al.,

1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al., 2006), and (2) εHfi and εNdi values

reported by Deckart and Godoy (2006) and Deckart et al. (submitted). These ΔεHfi values are

projected (Fig. 2) together with ΔεHfi values calculated for: (1) Pacific MORB (Chauvel and

Blichert-Toft, 2001; Nowell et al., 1998), (2) OIB mantle sources (Nowell et al., 1998) and (3)

group I kimberlites (Nowell et al., 2004; Gaffney et al., 2007).

A theoretical Hf and Nd isotopic evolution for the Andean subcontinental lithospheric

mantle (SCLM) source is constrained using a model age of ~2.0 Ga (mean εHfi values of +8.0)

for its formation (Montecinos et al., submitted). A SCLM source is the residue from the partial

fusion of a BSE (chondritic) isotopic source (e.g., Turner and Hawkesworth, 1995; Nowell et al.,

2004). A representative composition of this source has been taken from the Hf and Nd isotopic

composition of carbonaceous chondrites (Jacobsen and Wasserburg, 1980; Blichert-Toft and

Albarède, 1997), a representative mineralogical mode comes from Blichert-Toft and Alberède

(1997): olivine (60%), clinopyroxene (20%), orthopyroxene (10%) and garnet (10%). Then the

SCLM source here modeled (Fig. 3) is a melt residue formed by the removal of 10-20% from

these isotopic BSE source in the presence of a 10% of residual garnet; the D values and the Hf

concentration have been taken from Blichert-Toft and Albarède (1997), and the Nd elemental

concentration from C1 carbonaceous chondrites (Evensen et al., 1978). Subsequently to their

formation at 2Ga, this SCLM source is metasomatized by the addition of between 0.1 to 10% of

picrite melt (Ellam and Cox, 1989; Ellam, 2006). The lowest εHf and εNd values in the

calculated field (Fig.3) represents the present-day Hf and Nd composition of a SCLM formed at

128

2Ga and metasomatized at 1.5Ga, whereas the gray shaded region represents the subsequent

metasomatic additions at times <1.5Ga. The calculated evolution by Nowell et al. (2004) for a

SCLM formed at 3Ga and metasomatized at times <1.5Ga is shown for comparison in Fig. 3

(light gray shaded region). To constraint the isotopic evolution for that metasomatized SCLM

the Hf and Nd isotopic evolution for selected peridotitic xenolith samples extracted from

Tertiary volcanic rocks in central Argentina (~33º-52º S, Conçeicão et al., 2005) are calculated.

An Hf initial isotopic BSE composition is assumed for these calculations. The Hf and Nd

isotopic evolution for E- and N-MORB sources (Fig.3) are calculated from the present-day

average 176Hf/177Hf and 143Nd/144Nd compositions of a depleted mantle reservoir (DM), then their

time-integrated evolutions are calculated assuming present-day average Lu/Hf and Sm/Nd ratios

for E- and N-MORB (Hofmann, 1988). Also in Fig.3 the present-day Hf and Nd isotopic

composition are projected for: (1) continental crust (Pearson and Nowell, 2002), and (2) Pacific

oceanic sediments (White et al., 1986; Ben Othman et al., 1989; Vervoort et al., 1999). The

mantle array (Vervoort et al., 1999) has been included in Fig. 3.

To estimate the contribution of different components, different mixing trends (Fig.4)

between different end-members (continental crust, depleted mantle, Pacific oceanic sediments,

subcontinental lithospheric mantle) were composed. A crustal end-member characterized by

present-day values for 143Nd/144Nd of 0.51155 and 177Hf/176Hf of 0.28169 was taken from

Allègre (2005); a Nd concentration of 16 ppm and a Hf concentration of 3.0 ppm (Hofmann,

1988) were selected for this crustal end-member. To represent the present-day composition for a

depleted mantle end-member (MORB source) we selected the Pacific MORB sample CYP78-

18-65 reported in Chauvel and Blichert-Toft (2001). In this sample, a 143Nd/144Nd of 0.51315, a 177Hf/176Hf of 0.28323, a Nd concentration of 1.05 ppm and a Hf concentration of 2.48 ppm were

obtained. The data reported for Pacific oceanic sediments define two groups with marked

differences in the εHf component, which implies using two end-members: (1) the sample RC11-

D19, characterized by a 143Nd/144Nd of 0.512412, a 177Hf/176Hf of 0.282893, a Nd concentration

of 120.7 ppm and a Hf concentration of 4.93 ppm (White et al., 1986; Ben Othman et al., 1989)

was chosen to represent the group of more radiogenic Hf composition; (2) the second group is

characterized by a 143Nd/144Nd of 0.51247, a 177Hf/176Hf of 0.282471, a Nd concentration of

28.30 ppm and a Hf concentration of 6.50 ppm (Vervoort et al., 1999). To estimate an Andean

SCLM component: (a) we used the values measured in spinel-peridotite nodules found in

Miocene volcanic rocks in central Argentina (~33ºS) indicating a Nd concentration of 0.57 ppm

129

and a Hf concentration of 0.17 ppm (Conceição et al., 2005), and (b) we assumed that their Hf

and Nd isotopic compositions correspond to the average compositions calculated for Andean

peridotíte xenoliths at 1.5 Ga with values of 143Nd/144Nd equal to 0.510852 and 177Hf/176Hf equal

to 0.282221. The mixing models (Fig.4) are composed using: (1) the present-day Hf and Nd

isotopic composition for Depleted Mantle (DM) and a continental crust end-member (line DM-

cc), (2) present-day Hf and Nd isotopic composition for Depleted Mantle (DM) and Pacific

oceanic sediments-1 (line DM-OS1), (3) DM and Pacific oceanic sediments 2 (line DM-OS2),

and (4) Hf and Nd isotopic composition of Andean peridotite xenoliths at 1.5Ga and Hf and Nd

isotopic composition for subducted e-MORB at 1.0 and 1.5 Ga respectively (solid lines).

DISCUSSION and CONCLUSION

The ΔεHfi signatures calculated for the Oligocene-Miocene magmatic rocks of central Chile

lie between -1.84 to +7.70, defining a predominant positive ΔεHfi and εNdi signatures (rectangle

and hexagons in Fig.2). The Fig. 2 shows that these ΔεHfi signatures are: (a) similar to those

displayed by OIB field but showing narrower variations for the εNdi signature; (b) different

from both Pacific MORB source and Pacific oceanic sediments; and (c) different with regard to

the group I kimberlites, but exhibiting a similar variation in the εNdi component.

A two-stage evolution model, as in Nowell et al. (2004), was used to compose a Hf and Nd

isotopic evolution model for the SCLM. In the first stage a DCLM source (thick line in Fig.3)

was generated; subsequently, in the second stage this DCLM source was metasomatized by a

variable addition of picritic melts (between 0.1% to 10%). Therefore, the resultant field is

sensitive to the selection of the DCLM end-member, the model age of their formation and the

time of metasomatism. The theoretical field determined for a SCLM generated at 2Ga and

metasomatized at <1.5Ga (gray shaded region in Fig.3), shows a predominant positive εHf and

εNd signatures with values higher than those of the mantle array and defining a field oblique

with respect to that array (Fig.3). Therefore, it is expected that the magmatic rocks derived from

this source would have a similar behaviour (i.e. positive ΔεHfi and εNd signatures). Figure.3

shows that this SCLM (~2Ga) source is less depleted than the SCLM generated at 3Ga which is

coherent with the inference suggested by Pearson and Nowell (2002). It is observed that the

picritic metasomatic additions produce a shifting of the time-integrated evolution determined for

130

a depleted continental mantle source (DCLM, thick line in Fig.3). This shifting is particularly

dramatic on the εNd component producing negatives signatures at 10% of picrite melt additions.

The time-integrated evolution calculated for selected Andean peridotite xenoliths

(segmented lines in Fig.3) lie in the theoretical field for SCLM generated at 2Ga and

metasomatized at <1.5Ga. This observation suggests that this theoretical field provides a

referential frame for the Hf-Nd isotopic evolution of the Andean SCLM. At present-day times (0

Ga) the time-integrated evolution for these peridotite xenoliths (filled ellipses in Fig.3) shows

very radiogenic εHf values (~+50) whereas the calculated εNd lies between +5 and +20. In Fig.

3 the xenolithic evolution at 1.5Ga (empty ellipses) permits to determine an Andean SCLM pole,

which will serve for the mixing models with a subducted e-MORB. The migration toward εNd

negative signatures, shown for both filled and empty ellipses, is a remarkable effect possibly

associated with a variable degree of metasomatism. Contrasting with the theoretical and

calculated evolution established for the Andean SCLM, the calculated time-integrated evolution

for a MORB source (e- and n-MORB, solid lines in Fig.3) lies below the mantle array producing

both negative ΔεHfi and positive εNdi signatures. This determination is crucial because it

permits to associate the production of magmas with negative ΔεHfi signatures to the contribution

of an ancient subducted oceanic slab. As already seen in Fig. 2 the εHfi and εNdi signatures of

the Oligocene-Miocene magmatic rocks of central Chile are both positives and are generally

placed above the mantle array. In broad terms, the εHfi and εNdi signatures observed in our

rocks are different from: (1) depleted mantle reservoirs (DM, e- and n-MORB source), (2)

continental crust, and (3) Pacific oceanic sediments. On the other hand they all plot in the field

of the subcontinental mantle generated at 2Ga and metasomatized at <1.5Ga, and also all of

them coincide in the εHf vs. εNd space with the trajectories calculated for the Andean peridotite

xenoliths. However, some samples gradually approach the line of time-integrated evolution

determinated for a subducted e-MORB.

As already stated the mixing curve between a present-day Hf and Nd isotopic composition

for a Depleted Mantle reservoir (DM) and the present-day composition for the continental crust

(line DM-cc in Fig.4) lies above the mantle array (Blichert-Toft and Albarède, 1997; Pearson

and Nowell, 2002). Figure 4 also shows that this mixing curve plots above the composition for

the Bulk Silicate Earth (BSE). Moreover, it is remarkable that the present-day isotopic

composition calculated for the Andean peridotite xenoliths are projected at least +30 εHf units

131

above whatever mixing model curves. As observed in Fig.4, the mixing curves between DM and

the Pacific oceanic sediments are projected above the mantle array, a behaviour expected in

consideration to the continental provenance of these sediments. However, the different

geometries of the mixing curves DM-OS1 vs. DM-OS2 can be explained by the more radiogenic

Hf composition of the former group of oceanic sediments. A more detailed examination of the

Hf and Nd initial isotopic composition of the Oligocene-Miocene magmatic rocks of central

Chile requires taking into account that these are projected between two model mixing curves

composed by the Hf-Nd isotopic composition of Andean peridotite xenoliths at 1.5Ga and the

time-integrated evolution for a subducted e-MORB at 1.0 and 1.5Ga.

The Oligocene-Miocene Andean magmas exhibit a predominantly positive ΔεHfi and εNdi

signatures (Fig.2); therefore they would have been generated from a source evolving with a ratio

(f Lu/Hf / f Sm/Nd)source ≥ 1.5, requiring a slight decoupling behaviour of the Lu-Hf and Sm-Nd

isotopic systems. In consequence, their mantle source possibly represents the residue of the melt

extraction within the garnet stability zone. According to Vervoort et al. (2000) a fractionation

parallel to the terrestrial array is produced by coupled Lu/Hf and Sm/Nd fractionation with a

ratio (f Lu/Hf / f Sm/Nd) ≈ 1.5.

According to Nowell et al. (2004) the subsequent picritic additions disturb mainly the Nd

isotopic composition and, in this sense: “the more radiogenic Hf isotope compositions observed

in metasomatized peridotites are in keeping with their origin as residua”. In this context, the Hf

isotopic composition observed in our magmatic rocks (Fig.3) is the heritage of an ancient

subcontinental mantle reservoir originated at ~2Ga, and in analogy to the εNd migration shown

by the Andean peridotite xenoliths (Fig.3) the Nd composition of these magmatic rocks is

possibly explained by ancient metasomatic additions to the Andean SCLM source.

The mixing models composed permit to rule out a contribution from both the continental

crust and the Pacific oceanic sediments to the isotopic imprint of the Oligocene-Miocene

magmas. It is clear from Fig.4 that their positive εHfi and εNdi signatures are explained from

mixing between an Andean SCLM source and an ancient subducted oceanic slab. The first end

member is represented by the Hf and Nd isotopic composition of Andean peridotite xenoliths at

1.5Ga, whereas the second is represented by the time-integrated evolution calculated for a

subducted e-MORB, particularly important being their isotopic compositions determined at 1.0

and 1.5Ga. The e-MORB contribution is possibly the metasomatic agent originating the notable

132

shifting in the εNdi signature, their contribution reaching a 20% maximum according to mixing

models composed (Fig.4).

In conclusion, using calculated and modelised Hf and Nd time-integrated evolution for both

SCLM and MORB reservoirs and Andean peridotite xenoliths, we show here that the εHfi and

εNdi signatures of Oligocene-Miocene magmatic rocks from central Chile (33º- 36ºS) were

originated from an ancient, and subsequently metasomatized subcontinental mantle source.

Ancient (>1Ga) and continuous metasomatic additions from an e-MORB source to this

subcontinental mantle source are also invoked.

ACKNOWLEDGEMENTS

We thank FONDECYT Projects N° 1020809 and N° 1061266 and ECOS-CONICYT Project

N°C03U01 for funding this study. P. Montecinos thanks CONICYT for providing a 3-years

grant for his Ph.D. Thesis.

REFERENCES

Aguirre, L., Féraud, G., Vergara, M., Carrasco, J. and Morata, D. 2000. 40Ar/39Ar ages of basic

flows from the Valle Nevado stratified sequence (Farellones Formation); Andes of central

Chile. In: IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, pp. 583-585.

Allègre, C.J. 2005. Géologie Isotopique. Belin Editions. 495pp. Paris.

Beccar, I., Vergara, M. and Munizaga, F. 1986. Edades K-Ar de la Formación Farellones, en el

cordón del cerro La Parva, Cordillera de los Andes de Santiago, Chile. Revista

Geológica de Chile, 28-29: 109-113.

Beard, B.L and Johnson, C.M. 1997. Hafnium isotope evidence for the origin of Cenozoic

basaltic lavas from the southwestern United States. Journal of Geophysical Research,

102 (B9): 20149-20178.

Ben Othman, D., White, W. M. and Patchett, J. 1989. The geochemistry of marine sediments,

island arc magma genesis, and crust-mantle recycling. Earth and Planetary Science

Letters, 94: 1-21.

Blichert-Toft, J. and Albarède, F. 1997. Lu-Hf isotope geochemistry of chrondrites and the

evolution of mantle- crust system. Earth and Planetary Science Letters, 148: 243-258.

133

Charrier, R., Baeza, O., Elgueta, S., Flynn, J. J., Gans, P., Kay, S. M., Muñoz, N., Wyss, A.

R. and Zurita, E. 2002. Evidence for Cenozoic extensional basin development and

tectonic inversion south of the flat-slab segment, southern Central Andes, Chile (33°-

36°S.L.). Journal of South American Earth Sciences, 15: 117-139.

Chauvel, C. and Blichert-Toft, J. 2001. A hafnium isotope and trace element perspective on

melting of the depleted mantle. Earth and Planetary Science Letters, 190: 137-151.

Conceição, R., Mallmann, G., Koester, E., Schilling, M., Bertotto, G. and Rodriguez-

Vargas, A. 2005. Andean subduction related mantle xenoliths: isotopic evidence of Sr-

Nd decoupling during metasomatism. Lithos, 82: 273-287.

Deckart, K., Clark, A., Aguilar, C., Vargas, R., Bertens, A., Mortensen, J. and Fanning, M.

2005. Magmatic and hydrothermal chronology of the giant Rio Blanco Porphyry

Copper Deposit, central Chile: Implications of an integrated U-Pb and 40Ar/39Ar.

Economic Geology, 100: 905-934.

Deckart, K. and Godoy, E. 2006. Barren igneous intrusives in the Central Andes: U/Pb

geochronology and Nd-Hf isotope geochemistry. CD Extended abstract volume, V

South American Symposium on Isotope Geology. Uruguay: Montevideo.

Deckart, K. and Godoy, E. Barren Miocene granitoids hosted in the metalogenic belt, Central

Andes, Chile: Geochemistry and Nd-Hf and U-Pb isotope systematics. Submitted to

Revista Geológica de Chile.

Ellam, R.M. and Cox, K.G. 1989. A Proterozoic lithospheric for Karoo magmatism: evidence

from the Nuanetsi picrites. Earth and Planetary Science Letters, 92: 207-218.

Ellam, R.M. 2006. New constraints on the petrogenesis of the Nunaetsi picrites basalts from Hf

and Pb isotope data. Earth and Planetary Science Letters, 245: 153-161.

Evensen, N.M., Hamilton, P.J. and O’Nions, R. K. 1978. Rare-earth abundances in chondritics

meteorites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 42: 1199-121.

Fuentes, F., Vergara, M., Aguirre, L. and Féraud, G. 2002. Relaciones de contacto de unidades

volcanicas terciarias de los Andes de Chile central (33°S): una reinterpretación sobre la

base de dataciones 40Ar/39Ar. Revista Geológica de Chile, 29 (2): 207-225.

Gaffney, M., Blichert-Toft, J., Nelson, B., Bizarro, M., Rosing, M. and Albarède, F. 2007.

Constraints on source-forming processes of West Greenland kimberlites from Hf-Nd

systematics. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71: 2820-2836.

134

Gana, P. and Wall, R. 1997. Evidencias geocronológicas 40Ar/39Ar y K-Ar de un hiatus

Cretácico superior-Eoceno en Chile central (33-33°30'S). Revista Geológica de Chile,

24: 145-163.

Hofmann, A.W. 1988. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle,

continental crust and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90: 297-314.

Jacobsen, S.B. and Wasserburg, G.J. 1980. Sm-Nd isotopic evolution of chondrites. Earth and

Planetary Science Letters, 50: 139-155.

Johnson, C.M. and Beard, B.L. 1993. Evidence from hafnium isotopes for ancient sub-oceanic

mantle beneath the Rio Grande rift. Nature, 362: 441-444.

Kay, S.M., Godoy, E. and Kurtz, A. 2005. Episodic arc migration, crustal thickening, subduction

erosion, and magmatism in the south-central Andes. Geological Society of America

Bulletin, 117: 67-88.

Kurtz, A., Kay, S. M., Charrier, R. and Farrar, E. 1997. Geochronology of Miocene plutons and

exhumation history of the El Teniente region, Central Chile (34°-35°S). Revista

Geológica de Chile, 24: 75-90.

Montecinos, P., Schärer, U., Vergara, M. and Aguirre, L. Lithospheric origin of Oligocene-

Miocene magmatism in central Chile: U-Pb ages and Sr-Pb-Hf isotopes of minerals.

Submitted to Journal of Petrology.

Munizaga, F. and Vicente, J. C. 1982. Acerca de la zonación plutónica y del volcanismo

miocénico en los Andes de Aconcagua (Lat. 32-33°S): datos radiométricos K-Ar.

Revista Geológica de Chile, 16: 3-21.

Muñoz, M., Fuentes, F., Vergara, M., Aguirre, L., Nyström, J., Féraud, G. and Demant, A.

2006. Abanico East Formation: petrology and geochemistry of volcanic rocks behind

the Cenozoic arc front in the Andean Cordillera, central Chile (33°50'S). Revista

Geológica de Chile, 33 (1): 109-140.

Nowell, G. M., Pearson, D.G., Bell, D. R., Carlson, R. W., Smith, C. B., Kempton, P. D. and

Noble, S. R. 2004. Hf Isotope Systematics of Kimberlites and their Megacrysts: New

Constraints on their Source Regions. Journal of Petrology, 45 (8): 1583–1612.

Nyström, J.O., Vergara, M., Morata, D. and Levi, B. 2003. Tertiary volcanism during extension

in the Andean foothills of central Chile (33°15’-33°45’S). Geological Society of

America Bulletin, 115: 1523-1537.

135

Pearson, D.G. and Nowell, G.M. 2002. The continental lithospheric mantle: characteristics and

signnificance as a mantle reservoir. Philosophical Transactions Royal Society of

London, 360: 2383-2410.

Turner, S. and Hawkesworth, C. 1995. The nature of the sub-continental mantle: constraints

from the major-element composition of continental flood basatls. Chemical Geology,

120: 295-314.

Vergara, M. and Drake, R. 1979. Edades K/Ar en secuencias volcánicas continentales

postneocomianas de Chile Central; su depositación en cuencas intermontanas

restringidas. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 34: 42-52.

Vergara, M., Charrier, R., Munizaga, F., Rivano, S., Sepúlveda, P., Thiele, R. and Drake, R.

1988. Miocene volcanism in the central Chilean Andes. Journal of South American

Earth Sciences, 1(2): 199-209.

Vergara, M., Morata, D., Hickey-Vargas, R., López-Escobar, L. and Beccar, I. 1999. Cenozoic

tholeiitic volcanism in the Colbun area, Linares Precordillera, Central Chile. Revista

Geológica de Chile, 26: 23–41.

Vervoort, J.D., Patchett, P.J., Blichet-Toft, J. and Albarède, F. 1999. Relationships between

Lu-Hf and Sm-Nd isotoic systems in the global sedimentary system. Earth and Planetary

Science Letters, 168: 79-99.

Vervoort, J.D., Patchett, J.P., Albarède, F., Blichert-Toft, J., Rudnick, R. and Downes, H. 2000.

Hf-Nd isotopic evolution of the lower crust. Earth and Planetary Science Letters, 181:

115-129.

White, W. M., Patchett, J. and Ben Othman, D. 1986. Hf Isotope ratios of marine sediments and

Mn nodules: evidence for a mantle source of Hf in seawater. Earth and Planetary

Science Letters, 79: 46-54.

136

FIGURES

Figure 1. Schematic geological map of central Chile indicating the location of the Oligo-

Miocene magmatic belt (Principal Cordillera) that is composed of the Abanico and Farellones

formations. The map also shows all other major units such as the Paleozoic basement along the

Pacific coast, the Mesozoic rocks and the Holocene volcanic arc (after: Kay et al., 2005). Also

are indicating the location of samples with Hf and Hf-Nd isotopic data (Deckart y Godoy, 2006;

Deckart et al., submitted; Montecinos et al., submitted).

137

Figure 2. ΔεHfi vs. εNdi correlation diagram showing signatures for Oligo-Miocene rocks of

central Chile (33º-36ºS). For constructed the central rectangle was taken the initial Hf isotopic

ratios in zircon from Montecinos et al. (submitted) and initial Nd isotopic ratios in whole rock

samples (Vergara et al., 1999; Nyström et al., 2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al., 2006). The

filled hexagons representing the initial Hf isotopic ratios in zircon and initial isotopic ratios in

whole rocks samples from Deckart et al. (submitted). The field representative for Pacific MORB

was taken from Chauvel and Blichert-Toft (2001) and Nowell et al. (1998). The field for Pacific

oceanic sediments-1 was taken from White et al. (1986) and Ben Othman et al. (1989). The OIB

and group I kimberlite fields was taken from Nowell et al. (2004). Additional explanations in

text.

138

Figure 3. εHf vs. εNd correlation diagram showing the theoretical fields for subcontinental

lithospheric mantle (SCLM) reservoirs generated at 3Ga and 2Ga. The field for SCLM generated

at 3Ga and metasomatized at <1.5Ga was taken from Nowell et al. (2004). Mantle array from

Vervoort et al. (1999). References for fields of continental crust and Pacific oceanic sediments

in precedent figure. Explanations related to time-integrated evolutions for Andean peridotite

xenoliths and subducted e- and n-MORB see text.

139

Figure 4. εHf vs. εNd correlation diagram and mixing models composed. The segmented curves

are models for the mixing between: (1) Depleted Mantle reservoir (DM) and continental crust

(line DM-cc), (2) DM reservoir and Pacific oceanic sediments-1 (line DM-OS1), (3) DM

reservoir and Pacific oceanic sediments-2 (line DM-OS2). The solid curves representing the

mixing between an average Hf-Nd isotopic composition of Andean peridotite xenoliths at 1.5Ga

and the model Hf-Nd isotopic composition of a subducted e-MORB at 1.5 and 1.0 Ga. Also are

shown the mantle array and the time-integrated evolution for a subducted e- and n-MORB. For

references to see Fig.3.

140

TABLE

Table 1: Summary of ages and initial isotope characteristics of the Oligo-Miocene magmatic

rocks of central Chile between 33° and 36°S. Ages Dating method Ages of

Basalts to rhyolites Ages of

Gabbros to granites

K-Ar (whole rock) 27.7-4.1 19.5-7.0 Ma 40Ar/39Ar (minerals) 28.8-17.9

(plagioclase) 21.6-5.5 Ma

(hornblende, biotite)

U-Pb (zircon) 17.2-16.8 28.1 - 5.2 Ma

Source signatures Isotope system Whole rock data of

Basalts to rhyolites Whole rock data of diorites to granites

Data of zircon, plag. and cpx

εNdi +3.0 to +6.2 +0.49 to +4.6 -

εHfi - +2.72 to 5.04 +6.79 to +15.34 (87Sr/86Sr)i 0.7033 to 0.7043 0.7039 to 0.7042 0.70369 to 0.70662 (206Pb/204Pb)i (α) 18.453 to 18.565 18.453 to 18.588 18.358 to 19.023 (207Pb/204Pb)i (β) 15.548 to 15.610 15.554 to 15.587 15.567 to 15.700 (208Pb/204Pb)i (γ) 38.262 to 38.478 38.210 to 38.388 38.249 to 39.084 238U/204Pb (µ) 8.89 to 9.02 8.89 to 9.01 8.8 to 9.5 Th/U 3.88 to 3.94 3.90 to 4.10 3.9 to 4.1

Ages from Vergara and Drake (1979); Munizaga and Vicente (1982); Beccar et al. (1986); Vergara et al. (1988); Kay et al. (2005) for K-Ar. From Gana & Wall (1997); Kurtz et al. (1997); Aguirre et al. (2000); Fuentes et al. (2002); Muñoz et al. (2006) for 40Ar/39Ar. From Deckart et al. (2005); Montecinos et al. (submitted); Deckart et al. (submitted) for U-Pb. Initial isotope ratios for whole rocks are from: Vergara et al. (1999); Nyström et al. (2003); Kay et al. (2005); Muñoz et al. (2006). Initial Hf isotopes ratios in zircon from Deckart & Godoy (2006) and Montecinos et al. (submitted). Initial Hf isotopes ratios in zircon and initial Nd isotopes ratios in whole rock samples from Deckart et al. (submitted). Sr-Pb isotope tracing data in plagioclase and clinopyroxene from Montecinos et al. (submitted).

CAPITULO 4

CONCLUSIONES

El conjunto de antecedentes expuestos en esta Tesis permite concluir, que las rocas

magmáticas aflorantes en la Cordillera Principal entre los 32º-36º S fueron generadas en un

período de magmatismo contínuo comprendido entre 28.8 y 5.2 Ma. Evidencias para ello son:

(1) El traslape de edades entre las formaciones Abanico y Farellones [inferencia previamente

sugerida por Charrier et al. (2002)], (2) la coetaneidad del plutonismo con parte importante del

volcanismo [inferencia previamente sugerida por Munizaga y Vicente (1982)], (3) los estrechos

rangos de variación en la impronta isotópica Sr-Pb-Nd-Hf del magmatismo oligoceno-mioceno,

(4) la similitud de las improntas isotópicas de las unidades volcánicas e intrusivas [inferencia

previamente sugerida por Kay et al. (2005)]. Esta Tesis da cuenta de parte importante de aquel

período mediante geocronología U-Pb en circón que ha permitido datar rocas magmáticas

aflorantes en la Cordillera Principal a los ~33ºS, con valores entre 28.1 y 11.5 Ma.

El cuadro geocronológico U-Pb para la región, otros antecedentes geocronológicos y la

coherencia con evidencias mostradas en estudios anteriores, señalan que un exceso de 40Ar

afectó las determinaciones 40Ar/39Ar en las rocas volcánicas y parte de las determinaciones en

rocas intrusivas aflorantes entre los 32º-36 S. Esta distorsión tiene como principal consecuencia

la obtención de edades más antiguas que la edad de cristalización de los magmas (= edad U-Pb

circón). En el caso más extremo produjo edades sin significado geológico caracterizadas por la

incoherencia entre las posiciones estratigráficas de una serie de coladas de lava y sus edades 40Ar/39Ar. Considerando que esta distorsión por exceso de 40Ar ha sido ya evidenciada en rocas

de edad similar aflorantes en localidades situadas más al sur se concluye que este fenómeno tuvo

un carácter regional.

La aplicación del trazado isotópico Sr-Pb-Hf en las rocas intrusivas datadas entre 28.1 y 11.5

Ma como tambíén en rocas volcánicas asignadas a la Fm. Abanico, indica que ellas tuvieron

como fuente el manto litosférico subcontinental. Se concluye que esta fuente debió evolucionar a

través del tiempo con una razón 238 204

U/ Pb de valor alto. Una edad modelo Hf de formación de

este reservorio mantélico en torno a 2Ga fue obtenida en este estudio.

Las variaciones litológicas observadas en la región de estudio reflejan una combinación de

factores: (1) diferentes grados de fusión parcial del manto litosférico subcontinental; (2)

diferencias químicas en este mismo reservorio originadas por distintos grados de metasomatismo

142

y; (3) cristalización fraccional en el campo de estabilidad del granate y la espinela. La aplicación

de modelos binarios de mezcla de fuentes magmáticas, para el Pb y el Sr, indica que estos

magmas experimentaron un grado de contaminación cortical bajo que no superó el 5%. Ello

permite explicar la formación de magmas graniticos-rioliticos a partir de cristalización fraccional

a nivel cortical incluyendo, posiblemente, una contribución muy menor vía fusión cortical. A su

vez los modelos de mezcla binaria para el Hf y el Nd señalan una nula contribución tanto de la

corteza continental como de los sedimentos oceánicos.

Distintas correlaciones en el espacio isotópico εHf vs. εNd muestran que: (1) el conjunto de

signaturas εNdi y εHfi obtenidas permite cuantificar una desviación vertical predominantemente

positiva en relación al arreglo mantélico (“mantle array”); (2) existe una estrecha coherencia

espacial entre las evoluciones calculadas para xenolitos peridotíticos andinos y las signaturas

εNdi y εHfi observadas y; (3) los únicos modelos de mezcla capaces de explicar las signaturas

εNdi y εHfi de los magmas oligocenos-miocenos de Chile central son los establecidos entre los

miembros extremos representativos para una fuente de manto litosférico subcontinental y una

fuente e-MORB antigua (~1.5Ga). Estas evidencias sugieren que las signaturas εNdi y εHfi de

los magmas oligo-miocenos de Chile central (33º-36ºS) son representativas de una fuente

mantélica subcontinental que experimentó una historia evolutiva compleja. En efecto, esta fuente

habría sido generada hacia ~2 Ga atrás y luego metasomatizada mediante diversas adiciones

desde una fuente mantélica e-MORB.

Los razones isotópicas integrada en el tiempo de una fuente MORB muestran con claridad

que no es posible explicar la producción de magmas, de las caracteristicas observadas en Chile

central, desde una fuente de empobrecida en elementos litofilos de gran radio iónico.

143

BIBLIOGRAFÍA

(Concerniente a capítulos 1, 2, sección 3.2 y Anexo Metodológico)

AGUIRRE, L. 1960. Geología de los Andes de Chile central (provincia de Aconcagua). Instituto de

Investigaciones Geológicas, Santiago, Boletín 9, 70 pp. AGUIRRE, L., Levi, B. and Nyström, J. 1989. The link between metamorphism, volcanism and

geotectonic setting during the evolution of the Andes. En: Daly, J.S., Cliff, R.A., Yardley, B. (eds.). Evolution of metamorphic belts, Geological Society of London Special Publication, 43: 223-232.

AGUIRRE, L., Robinson, D., Bevins, R. E., Morata, D., Vergara, M., Fonseca, E. and Carrasco, J. 2000a. A low-grade metamorphic model for the Miocene volcanic sequences in the Andes of central Chile. New Zealand Journal of Geology & Geophysics, 43: 83-93.

AGUIRRE, L., Féraud, G., Vergara, M., Carrasco, J. y Morata, D. 2000b. 40Ar/39Ar ages of basic flows from the Valle Nevado stratified sequence (Farellones Formation); Andes of central Chile. IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, 583-585.

BARAZANGI, M. e Isacks, B.L. 1976. Spatial distribution of earthquakes and subduction of the Nazca plate beneath South America. Geology, 4: 686-692

BECCAR, I., Vergara, M. y Munizaga, F. 1986. Edades K-Ar de la Formación Farellones, en el cordón del cerro La Parva, Cordillera de los Andes de Santiago, Chile. Revista Geológica de Chile, 28-29: 109-113.

BLICHERT-TOFT, J. and Albarède, F. 1997. Lu-Hf isotope geochemistry of chrondrites and the evolution of mantle- crust system. Earth and Planetary Science Letters, 148: 243-258.

BLICHERT-TOFT, J. 1993. Manual for Sr and Nd isotope Geochemistry. Copenhagen, Denmark. Inedited.

CAHILL, T., Isacks, B. L. 1992. Seismicity and shape of the subducted Nazca plate. Journal of Geophysical Research, 97: 17.503-17.529.

CHARRIER, R. 1981. Geologie der chilenischen Hauptkordillere zwischen 34° und 34°30' südlicher Breite und ihre tektonische, magmatische und paläogeographische Entwicklung. Berliner geowissenschaftliche Abhandlungen, Reihe A, Band 36, 270 p.

CHARRIER, R., Baeza, O., Elgueta, S., Flynn, J. J., Gans, P., Kay, S. M., Muñoz, N., Wyss, A. R. and Zurita, E. 2002. Evidence for Cenozoic extensional basin development and tectonic inversion south of the flat-slab segment, southern Central Andes, Chile (33°-36°S.L.). Journal of South American Earth Sciences, 15: 117-139.

CHAUVEL, C. and Blichert-Toft, J. 2001. A hafnium isotope and trace element perspective on melting of the depleted mantle. Earth and Planetary Science Letters, 190: 137-151.

CONCEIÇÃO, R., Mallmann, G., Koester, E., Schilling, M., Bertotto, G. and Rodriguez-Vargas, A. 2005. Andean subduction related mantle xenoliths: isotopic evidence of Sr-Nd decoupling during metasomatism. Lithos, 82: 273-287.

CUADRA, P. 1986. Geocronología K-Ar del yacimiento El Teniente y áreas adyacentes. Revista Geológica de Chile, 27: 3-26.

DAVIES, G.R., Spriggs, A.J. and Nixon, P.H. 2001. A Non-cognate origin for the Gibeon Kimberlite megacryst suite, Namibia: Implications for the origin of Namibian kimberlites. Journal of Petrology, 42 (1): 159-172.

DECKART, K., Clark, A., Aguilar, C., Vargas, R., Bertens, A., Mortensen, J. and Fanning, M. 2005. Magmatic and hydrothermal chronology of the giant Rio Blanco Porphyry Copper Deposit, central Chile: Implications of an integrated U-Pb and

40Ar/

39Ar. Economic Geology, 100: 905-934.

DECKART, K. and Godoy, E. 2006. Barren igneous intrusives in the Central Andes: U/Pb geochronology and Nd-Hf isotope geochemistry. CD Extended abstract volume, V South American Symposium on Isotope Geology. Uruguay: Montevideo.

DECKART, K. Godoy, E. and Bertens, A. 2006. Miocene intrusions of the central andes: preliminary geochemistry and U/Pb geochronology. XI Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, Chile. CD extended abstract.

145

DECKART, K. and Godoy, E. Barren Miocene granitoids hosted in the metalogenic belt, Central Andes, Chile: Geochemistry and Nd-Hf and U-Pb isotope systematics. Sometido a revisión en la Revista Geológica de Chile.

DEWEY, J.F. and Bird, J.M. 1970. Mountain Belts and the new global tectonics. Journal of Geophysical Research, 75: 2625-2647.

DICKIN, A.P. 1995. Radiogenic Isotope Geology. Cambrigde University Press, Cambrigde, U.K., 15-18. DRAKE, R.E. 1976. Chronology of Cenozoic igneous and tectonic events in the Central Chilean Andes -

latitudes 35°30’-36°00’S. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 1: 265-284. DRAKE, R.E., Curtis, G. and Vergara, M. 1976. Potassium-argon dating of igneous activity in the

Central Chilean Andes - latitude 33°S. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 1: 285-295.

DRAKE, R. E., Vergara, M., Munizaga, F., Vicente, J. C. 1982. Geochronology of Mesozoic-Cenozoic Magmatism in Central Chile, Lat. 31°-36°S. Earth-Science Reviews, 18: 353-363.

FARIAS, M., Charrier, R., Fock, A., Campbell, D., Martinod, J. and Comte, D. 2005. Rapid Late Cenozoic surface uplift of the central Chile Andes (33°-35°S). 6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG 2005, Barcelona), Extended Abstracts: 261-265.

FOCK, A., Charrier, R., Farías, M., Maksaev, V., Fanning, M. and Alvarez, P. 2005. Exhumation and uplift of the western Main Cordillera between 33º and 34ºS. 6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG 2005, Barcelona), Extended Abstracts: 273-276.

FRANZ, G., Lucassen, W., Trumbull, R., Romer, R.L., Wilke, H., Viramonte, J., Becchio, R. and Siebel, W. 2006. Crustal Evolution at the Central Andean Continental Margin: a geochemical record of crustal growth, recycling and destruction. In: Oncken, O., Chong, G., Franz, G., Götze, H., Ramos, V., Strecker, M. and Wigger, P. (eds.), The Andes- Active Subduction Orogeny. Berlin: Springer Verlag, 45-64.

FUENTES, F., Aguirre, L., Morata, D. 2000. Cumulus origin of gabbroic inclusions from a Miocene basaltic lacolith in the Coast Range of central Chile. In: IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, pp. 660-663.

FUENTES, F., Vergara, M., Aguirre, L. y Féraud, G. 2002. Relaciones de contacto de unidades volcánicas terciarias de los Andes de Chile central (33°S): una reinterpretación sobre la base de dataciones 40

Ar/39

Ar. Revista Geológica de Chile, 29 (2): 207-225. FUENTES, F. 2004. Petrología y metamorfismo de muy bajo grado de unidades volcánicas oligoceno-

miocenas en la ladera occidental de los Andes de Chile Central (33ºS). Tesis para optar al Grado de Doctor en ciencias, mención Geología. Universidad de Chile, Santiago, Chile. 401 h.

GANA, P. y Wall, R. 1997. Evidencias geocronológicas 40

Ar/39

Ar y K-Ar de un hiatus Cretácico superior-Eoceno en Chile central (33-33°30'S). Revista Geológica de Chile, 24: 145-163.

GIAMBIAGI, L.B. and Ramos, V. 2002. Structural evolution of the Andes in a transitional zone between flat and normal subduction (33º30’-33º45’S), Argentina and Chile. Journal of South American Earth Sciences, 15: 101-116.

GODOY, E. 1988. Y Klohn tenía razón: La Formación Colimapu recupera sus miembros basales. En: V Congreso Geológico Chileno, Santiago, 3:. H101-H120.

GODOY, E., Yáñez, G. and Vera, E. 1999. Inversion of an Oligocene volcano-tectonic basin and uplifting of its superimposed Miocene magmatic arc in the Central Chilean Andes: First seismic and gravity evidences. Tectonophysics, 306: 217–236.

GONZÁLEZ, O., Vergara, M. 1962. Reconocimiento geológico de la Cordillera de los Andes entre los paralelos 35° y 38° latitud S. Publicación No. 24. Instituto de Geología, Universidad de Chile, Santiago, 121 p.

HILDRETH, W. and Moorbath, S. 1988. Crustal contributions to arc magmatism in the Andes of Central Chile: Contributions to Mineralogy and Petrology, 98: 455 – 489.

HAWKESWORTH, C.J., Erlank, A.J., Kempton, P.D. and Waters, F.G. 1990. Mantle metasomatism: isotope and trace element trends in xenoliths from Kimberley, South Africa. Chemical Geology, 85: 19-34.

146

HEAMAN, L.H. 1989. The nature of the subcontinental mantle from Sr-Nd-Pb isotopic studies on kimberlite perovskite. Earth and Planetary Science Letter, 92: 323–334.

HOFFSTETTER, R., Fuenzalida, H., Cecioni, G. 1957. Léxique Stratigraphique International, Amérique Latine, Chili-Chile. Centre National de la Recherche Scientifique, Vol. 7, 444 p. Paris.

JORDAN, T., Isacks, B., Allmendinger, R., Brewer, J., Ramos, V. and Ando, C. 1983. Andean tectonics related to geometry of the subducted Nazca plate. Geological Society of America Bulletin, 94: 341-361.

KAY, S.M., Ramos, V., Mpodozis, C. y Sruoga, P. 1989. Late Paleozoic to Jurassic silicio magmatism at the Gondwanaland margin: analogy to the Middle Proterozoic in North America. Geology, 17 (4): 324-328.

KAY, S.M., Kurtz, A. and Godoy, E. 1995. Tertiary magmatic and tectonic framework of the El Teniente copper deposit, southern Chile (34º to 35ºS). Geological Society of America Abstracts with Programs, 27 (6): 409 p.

KAY, S.M., Orrell, S. and Abbruzzi, J.M. 1996. Zircon and whole-rock Nd-Pb isotopic evidence for a Grenville age and a Laurentian origin for the basement of the Precordillera in Argentina. The Journal of Geology, 104: 637-648.

KAY, S.M., Godoy, E. and Kurtz, A. 2005. Episodic arc migration, crustal thickening, subduction erosion, and magmatism in the south-central Andes. Geological Society of America Bulletin, 117: 67-88.

KLOHN, C. 1960. Geología de la Cordillera de los Andes de Chile central (provincias de Santiago, O'Higgins, Colchagua y Curicó). Instituto de Investigaciones Geológicas, Boletín 8, 95 pp. Santiago.

KRAMERS, J. D., Roddick, J. C. M. and Dawson, J. B. 1983. Trace element and isotope studies on veined, metasomatic and “MARID” xenoliths from Bultfontein, South Africa. Earth and Planetary Science Letters, 65: 90–106.

KURTZ, A., Kay, S. M., Charrier, R. y Farrar, E. 1997. Geochronology of Miocene plutons and exhumation history of the El Teniente region, Central Chile (34°-35°S). Revista Geológica de Chile, 24: 75-90.

LEVI, B., Aguirre, L., Nyström, J.O., Padilla, H. and Vergara, M. 1989. Low-grade regional metamorphism in the Mesozoic-Cenozoic volcanic sequences of the Central Andes. Journal of Metamorphic Geology, 7: 487-495.

LOEWY, S.L., Connelly, J.N. Dalziel, I.W.D. 2004. An orphaned basement block: the Arequipa-Antofalla Basement of the central Andean margin of South America. Geological Society American Bulletin, 116:171--87

LÓPEZ-ESCOBAR, L., Vergara, M. 1997. Eocene-Miocene Longitudinal Depression and Quaternary volcanism in the Southern Andes (33-42.5°S): a geochemical comparison. Revista Geológica de Chile, 24: 227-244.

LUCASSEN, F., Franz, T. G., Viramonte, J., Romer, R.L., Dulski, P. and A., Lang. 2005. The late Cretaceous lithospheric mantle beneath the Central Andes: Evidence from phase equilibria and composition of mantle xenoliths. Lithos, 82: 379– 406.

MACFARLANE, A. 1999. Isotopic studies of Northern Andean crustal evolution and ore metal sources. En: Skinner, B.J. (ed.), Geology and ore deposits of the central Andes. Society of Economic Geologists Special Publication, 7: 195-217.

MAKSAEV, V., Zentilli, M., Munizaga, F., y Charrier, R. 2003. Denudación/alzamiento del Mioceno superior – Plioceno inferior de la cordillera de Chile central (33º-35ºS) inferida por dataciones por trazas de fisión en apatito de plutones miocenos. 10° Congreso Geológico Chileno. Resúmenes extendidos.

MARLAP. 2004. Multi-Agency Radiological Laboratory Analytical Protocols Manual. United States Geological Survey, Part II: Chapters 10-17.

MCDOUGALL, I. and Harrison, M. 1999. Geochronology and thermochronology by the 40Ar/39Ar method, second edition. Oxford University Press, Oxford, U.K., 109-136.

MPODOZIS, C. and Ramos, V.A. 1990. The Andes of Chile and Argentina. En: Geology of the Andes and Its Relation to Hydrocarbon and Mineral Resources (Ericksen, G.E, Cañas, M.T., Pinochet,

147

and Reinemud, J.A., eds.), Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources, Houston, Texas, 59-90.

MONTECINOS, P., Schärer, U., Vergara, M. and Aguirre, L. Lithospheric origin of Oligocene-Miocene magmatism in Central Chile: U-Pb ages and Sr-Pb-Hf isotopes in minerals. (In press). Journal of Petrology..

MUNIZAGA, F. y Vicente, J. C. 1982. Acerca de la zonación plutónica y del volcanismo miocénico en los Andes de Aconcagua (Lat. 32-33°S): datos radiométricos K-Ar. Revista Geológica de Chile, 16: 3-21.

MUÑOZ, M., Fuentes, F., Vergara, M., Aguirre, L., Nyström, J., Féraud, G. y Demant, A. 2006. Abanico East Formation: petrology and geochemistry of volcanic rocks behind the Cenozoic arc front in the Andean Cordillera, central Chile (33°50'S). Revista Geológica de Chile, 33 (1): 109-140.

NOWELL, G.M., Pearson, D.G., Bell, D.R., Carlson, R.W., Smith, C. B., Kempton, P.D. and Noble, S. R. 2004. Hf Isotope Systematics of Kimberlites and their Megacrysts: New Constraints on their Source Regions. Journal of Petrology, 45 (8): 1583–1612.

NYSTRÖM, J.O., Vergara, M., Morata, D. and Levi, B. 2003. Tertiary volcanism during extension in the Andean foothills of central Chile (33°15’-33°45’S). Geological Society of America Bulletin, 115: 1523-1537.

PADILLA, H. 1981. Contribución a la geología y petrología de las rocas volcánicas e intrusivas de los Andes chilenos entre las latitudes 32°45’ y 33°00’ Sur. Memoria de Título, Departamento de Geología, Universidad de Chile, 329 p.

PARADA, M.A., Nyström, J.O. and Levi, B. 1999. Multiple sources for the Coastal Batholith of central Chile (31-34ºS): geochemical and Sr-Nd isotopic evidence and tectonic implications. Lithos, 46: 505-521.

PARDO, M., Comte, D., Monfret, T. 2002. Seismotectonic and stress distribution in the central Chile subduction zone. Journal of South American Earth Sciences, 15: 11-22

PARDO-CASAS, F. and Molnar, P. 1987. Relative motion of the Nazca (Farallon) and South American plates from Late Cretaceous time. Tectonics, 6 (3): 233 - 248.

PATCHETT, P.J., Kouovo, O., Edge, C.E. and Tatsumoto, M. 1981. Evolution of continental crust and mantle heterogeneity: Evidence from Hf isotopes. Contribution to Mineralogy and Petrology, 78: 279-297.

RAMOS, V. 1988. The tectonics of the Central Andes; 30° to 33°S latitude. Geological Society of America, Special Paper, 218: 31-54.

RAMOS, V., Cegarra, M. and Cristallini, E. 1996. Cenozoic tectonics of the High Andes of west-central Argentina (30-36°S latitude). Tectonophysics, 259: 185-200.

RAMOS, V. and Basei, M. 1997. The basement of Chilenia: An exotic continental terrane to Gondwana during the early Paleozoic. Symposium on Terrane Dynamics’97, Christchurch, 140-143.

RAMOS, V. 2000. The Southern Central Andes. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A. and Campos, D.A. (eds.) Tectonic Evolution of South America. Abstracts, 31° International Geologic Congress. Rio de Janeiro: 561-604.

RAMOS, V. and Alemán, A., 2000. Tectonic Evolution of the Andes. Tectonic Evolution of South America. 31th Int. Geol. Cong. (Rio de Janeiro), 635-685.

RAMOS, V. 2004. Cuyania, an Exotic Block to Gondwana: Review of a Historical Success and the Present Problems. Gondwana Research, 7 (4): 1009-1026.

RAMOS, V. (In press). The Basement of the central Andes: The Arequipa and Related Terranes. Annual review of earth and planetary sciences, 36.

RENNE, P.R., Swisher, C.C., Deino, A.L., Karner, D.B., Owens, T. and De Paolo, D.J. 1998. Intercalibration of standards, absolute ages and uncertainties in 40Ar/39Ar dating. Chemical Geology, 145: 117–152.

RIVANO, S., Godoy, E., Vergara, M. y Villarroel, R. 1990. Redefinición de la Formación Farellones en la Cordillera de los Andes de Chile Central (32°-34º S). Revista Geológica de Chile, 17: 205-214.

148

RIVANO, S., Sepúlveda, P., Boric, R., Espiñeira, D. 1993. Hojas Quillota y Portillo, V Región. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, No. 73 (escala 1: 250.000). Santiago.

RIVANO, S. 1996. Geología de las Hojas Quillota y Portillo. Servicio Nacional de Geología y Minería (Informe Inédito), 202 p.

RUFFET, G., Féraud, G. and Amouric, M. 1991. Comparison of 40Ar/39Ar conventional and laser dating of biotites from the North Trégor Batholith. Geochimica et Cosmochimica Acta, 55: 1675-1688.

RUFFET, G., Féraud, G., Ballèvre, M. and Kienast, J.R. 1995. Plateau ages and excess argon in phengites: an 39Ar/40Ar laser probe of Alpine micas (Sesia Zone, Western Alps, northern Italy). Chemical Geology, 121: 327-343.

SCHÄRER, U. 1991. Rapid continental crust formation at 1.7 Ga from areservoir with chondritic isotope signatures, eastern Labrador. Earth and Planetary Science Letters, 102: 110-133.

SCHÄRER, U., Corfu, F. and Demaiffe, D. 1997. U-Pb and Lu-Hf isotopes inbaddeleyite and zircon megacrysts from the Mbuji-Mayi kimberlite: Constraints on the subcontinental mantle. Chemical Geology, 143: 1–16.

SCHILLING, M., Conceicao, R.V., Mallmann, G., Koester, E., Kawashita, K., Hervé, F., Morata, D., Motoki, A., 2005. Spinel mantle xenoliths from Cerro Redondo, Argentine Patagonia: petrographic, geochemical and isotopic evidence of interaction between xenoliths and host basalt. Lithos 82: 485– 502

SCHMIDBERGER, S.S., A., Simonetti and D., Francis. 2001. Sr-Nd-Pb isotope systematics of mantle xenoliths from Somerset Island kimberlites: Evidence for lithosphere stratification beneath Arctic Canada. Geochimica et Cosmochimica Acta, 65 (22): 4243–4255.

SERNAGEOMIN. 2001. Mapa Geológico de Chile 1:1.000.000. Servicio Nacional de Geología y Minería. Santiago, Chile.

SMITH, C.B. 1983. Pb, Sr and Nd isotopic evidence for sources of southern African Cretaceous kimberlites. Nature, 304: 51–54.

SOMOZA, R. 1998. Updated Nazca (Farallon) - South America relative motions during the last 40 My: Implications for mountain building in the central Andean region. Journal of South American Earth Sciences, 11: 211-215.

STACEY, J.S. and Kramers, J. D. 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and Planetary Science Letters, 26: 207-221.

STAMBUK, V., Blondel, J., Serrano, L. 1982. Geología del yacimiento Río Blanco. In: III Congreso Geológico Chileno, Vol. 3, pp. E419-E442.

STEIGER, R.H. and Jäger, E. 1977. Subcommission on geochronology: convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth and Planetary Science Letters, 36: 359-362.

STERN, C.R. 1991. Role of subduction erosion in the generation of Andean magmas. Geology, 19: 78–81.

THIELE, R. 1980. Hoja Santiago, Región Metropolitana. Instituto de Investigaciones Geológicas, Carta Geológica de Chile, No. 39, 51 h. Santiago.

THIELE, R., Beccar, I., Levi, B., Nyström, J. O., Vergara, M. 1991. Tertiary Andean volcanism in a caldera-graben setting. Geologische Rundschau, 80: 179-186.

THORPE, R.S., Francis, P.W. and Harmon, RS. 1981. Andean andesites and crustal growth. Philosophical Transactions of Royal Society of London, A301: 305-328.

VERGARA, M. y Drake, R. 1979. Edades K/Ar en secuencias volcánicas continentales postneocomianas de Chile Central; su depositación en cuencas intermontanas restringidas. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 34: 42-52.

VERGARA, M., Latorre, J. 1984. El complejo volcánico pliocénico de Río Blanco, Santiago. Revista Geológica de Chile, 22: 49-60.

VERGARA, M., Charrier, R., Munizaga, F., Rivano, S., Sepúlveda, P., Thiele, R. and Drake, R. 1988. Miocene volcanism in the central Chilean Andes. Journal of South American Earth Sciences, 1(2): 199-209.

149

VERGARA, M., Levi, B., Nyström, J. O. and Cancino, A. 1995. Jurassic and Early Cretaceous island arc volcanism, extension, and subsidence in the Coast Range of central Chile. Geological Society of America Bulletin, 107: 1427-1440.

VERGARA, M., Morata, D., Hickey-Vargas, R., López-Escobar, L. y Beccar, I. 1999. Cenozoic tholeiitic volcanism in the Colbun area, Linares Precordillera, Central Chile. Revista Geológica de Chile, 26: 23–41.

VON HUENE, R. and Scholl, D.W. 1991. Observations at convergent margins concerning sediment subduction, subduction erosion and growth of continental crust. Review Geophysique, 29 (3): 279-316.

WARNAARS, F. W., Holmgren, C., Barassi, S. 1985. Porphyry copper and tourmaline breccias at Los Bronces-Rio Blanco, Chile. Economic Geology, 80: 1544-1565.

WASTENEYS, H.A., Clark, A.H., Farrar, E., Lagridge, R.J. 1995. Grenvillian granulite-facies metamorphism in the Arequipa Massif, Peru: a Laurentia-Gondwana link. Earth and Planetary Science Letters, 132: 63-73.

WEIS, D. and Demaiffe, D. 1985. A depleted mantle source for kimberlites from Zaire: Nd, Sr and Pb isotopic evidence. Earth and Planetary Science Letters, 73: 269-277.

YAÑEZ, G.A., Ranero, C., Von Huene, R. and Díaz, J. 2001. Magnetic anomaly interpretation across the southern central Andes (32º - 34ºS): The role of the Juan Fernández Ridge in the late Tertiary evolution of the margin. Journal of Geophysical Research, 106 (B4): 6325-6345.

150

ANEXO

METODOLOGÍAS ANALÍTICAS Y PROCEDIMIENTOS

ASOCIADOS

A. Introducción

B. Métodos de separación y Técnicas de espectrometría de masa: Fundamentos

C. Otras técnicas analíticas utilizadas.

A. INTRODUCCIÓN

Se revisan los diversos aspectos relacionados con todos los procedimientos y metodologías

analíticas usados(as) en este estudio. El trabajo realizado en este estudio contempla las siguientes

etapas: (1) etapa de trabajo de campo; (2) estudio petrográfico de selección de muestras; (3)

trabajo primario de laboratorio; (4) trabajo secundario de laboratorio; (5) trabajo de mediciones

espectrométrícas; (6) procesamiento de las mediciones realizadas; y (7) análisis e integración de

datos.

En la primera etapa, se realizó un trabajo de terreno para obtener muestras de rocas y

recolectar información estructural con la finalidad de configurar una visión completa de la

variedad litológica y de las estructuras que componen la región de estudio. La segunda etapa de

trabajo consistió en el estudio petrográfico de 162 muestras de roca, de estas 150 fueron

escogidas para ser utilizadas en diversas aplicaciones analíticas y 12 fueron seleccionadas para

completar una visión general de la amplia variedad litológica de la región.

En la tercera etapa (trabajo primario de laboratorio) el trabajo fue realizado sobre las

muestras mas frescas, ie. muestras sin evidencia microscópica de presencia de minerales

secundarios. El trabajo de esta etapa fue realizado en el siguiente orden:

1. Chancado y molienda de muestras destinadas a dataciones U-Pb,

dataciones 40Ar/39Ar y trazado isotópico Sr-Pb-Hf. También fueron

molidas las muestras destinadas a análisis químico de elementos

mayores y trazas. Sólo para las muestras destinadas a dataciones U-Pb, 40Ar/39Ar y al trazado isotópico Sr-Pb-Hf la secuencia de pasos es la

siguiente:

2. Separación por medio acuoso-vibratorio de fracciones de minerales de

distinta densidad.

152

3. Separación de fracciones de granos de distintos tamaños mediante la

utilización de tamices.

4. Separación por medio electromagnético-vibratorio de fracciones de

distinta susceptibilidad magnética. Aquí se incluye una primera

separación previa realizada de forma manual con un imán, lo que es

equivalente a utilizar un campo magnético generado por una corriente

de 0.1 a 0.2 A.

5. Separación de minerales de distinta densidad mediante la utilización de

licores densos, y

6. Separación microscópica-manual de granos frescos, sin fracturas, sin

manchas y sin evidencias de minerales secundarios. Fueron

privilegiados los granos translúcidos.

Las muestras destinadas a la aplicación del método 40Ar/39Ar fueron procesadas sin

considerar el paso 5, debido a que la densidad del licor usado (ρ ≈ 2.89) no permite la separación

entre cuarzo (ρ ≈ 2.62 - 2.65), plagioclasa (ρ ≈ 2.61 - 2.76) y ortoclasa (ρ ≈ 2.56) [fuente:

www.webmineral.com]. Sin embargo, después del paso 6 cada muestra fue sometida a una

limpieza por medio de HCl de baja concentración (≈ 1- 2N).

Desde la cuarta hasta la séptima etapa el trazado fue realizado sobre las muestras destinadas

para dataciones U-Pb y trazado isotópico Sr-Pb-Hf. En la cuarta etapa y quinta etapa fue

utilizada una sala blanca (o limpia). El procesamiento de las mediciones espectrométrícas, la

sexta etapa de trabajo, incluye una corrección por fraccionación isotópica. Fue evaluado el

número de duplicados que fue necesario realizar sobre una misma muestra de roca. Finalmente,

la última etapa consistió en la utilización de diagramas de correlación isotópica para el caso del

trazado isotópico Sr-Pb-Hf, y en la utilización de diagramas de concordia e isocrónicos para el

caso de las dataciones U-Pb.

153

http://www.webmineral.com/

B. MÉTODOS DE SEPARACIÓN Y TÉCNICAS DE ESPECTROMETRÍA DE MASA:

FUNDAMENTOS

El corazón de la espectrometría de masa por ionización termal es el trabajo en la sala blanca

(o limpia), en particular la utilización de la técnica de dilución isotópica es fundamental en todo

el proceso de obtención de información espectrométrica. En esta sección serán revisados el

principio de la técnica de dilución isotópica, los fundamentos de la separación química de los

elementos de interés, y en forma breve serán revisados los principios asociados a las técnicas

espectrométrícas de masa utilizadas en este estudio.

B.1 Técnica de Dilución Isotópica

La Dilución Isotópica (DI) es una técnica analítica mediante la cual puede ser determinada la

concentración de un elemento, en una muestra, con el uso de un espectrómetro de masa. En la DI

se mide la cantidad de un elemento, sobre la base de inducir un cambio en la composición

isotópica de la muestra por medio de la adición de una cantidad conocida de un trazador (spike

en inglés) del mismo elemento, de este trazador mixto conocemos su composición isotópica y la

concentración del elemento. Así con la determinación de la composición isotópica de la mezcla,

y siendo conocida la cantidad de la contribución del trazador mixto, se puede calcular la cantidad

del elemento debido a que se conoce la composición isotópica del trazador mixto. Este último es

una solución que contiene una concentración conocida de un elemento particular cuya

composición isotópica natural ha sido alterada mediante el enriquecimiento de uno de sus

isótopos naturales o con la creación de uno artificial. En general, es enriquecido el isótopo

estable con menor abundancia natural, este isótopo enriquecido no debería causar interferencia

isobárica con algún núclido de otro elemento.

B.2 Cromatografía – Cromatografía por Intercambio Iónico

La Cromatografía por Intercambio Iónico involucra el intercambio reversible de iones entre

una fase móvil (solución iónica) y una fase iónica sólida de carga opuesta (la resina de

154

intercambio iónica). Desarrollada desde 1935 (según MARLAP, 2004) en esta técnica la resina

compite con las interacciones ión-solvente, en la fase móvil, por medio de sus enlaces de

hidrogeno para producir una partición selectiva de iones causando finalmente la separación

mediante el movimiento (elución) de la fase móvil. Las ecuaciones que describen el equilibrio

en el intercambio iónico son las relacionadas al coeficiente de de distribución (KD) y el factor de

separación (α):

[1] KD= (C1) / (C2)

[2] α = (KD,a) / (KD,b)

Donde C1 es la masa de iones absorbida por 1g de resina seca, y C2 es la masa de iones que

puede permanecer en 1 ml de solución después que el equilibrio haya sido alcanzado. El factor

de separación es la razón de los coeficientes de distribución, para dos iones (a y b), y determina

la separabilidad entre a y b. La separación ocurrirá solo si α≠1 y mientras más grande sea su

valor más fácil ocurrirá. En la sección 2.3 esta técnica será explicada en función de su aplicación

en la selección de diversos iones.

Las resinas de intercambio iónico son polímeros orgánicos sintéticos que se componen de

dos partes: una red 3D elástica de hidrocarbono y una segunda parte compuesta de grupos

hidrofilicos (funcionales) ionizables enlazados a esta red de hidrocarbonos. La naturaleza del

grupo funcional define el comportamiento químico de la resina, así cuando los grupos

funcionales reaccionan con los cationes del solvente la resina es denominada como catiónica, y

reaccionan con los aniones del solvente la resina es aniónica. Por tanto, una resina de

intercambio catiónica tomara del eluente solo los cationes y una resina de intercambio aniónica

tomara solo los aniones. La dependencia de KD con la normalidad del eluente es representada

para resinas cationicas y aniónicas en la fig. 2.1. De la ecuación [1] es claro que para mover

(eluir) KD debe ser pequeño. Se aprecia que el incremento en la normalidad del eluente

implicará un decrecimiento en KD para una resina de intercambio catiónica (fig. 2.1a) y un

decrecimiento en la normalidad implicara un decrecimiento en KD para una resina aniónica

(fig.2.1b). Entonces, para extraer desde una resina catiónica los cationes de interés será necesario

155

utilizar un ácido concentrado y para extraer los aniones desde una resina aniónica será necesario

utilizar un ácido diluido.

Figura A. Esquema de variación del coeficiente de distribución KD con la normalidad del ácido clorhídrico (HCl). (a) resina catiónica y (b) resina aniónica. Figura modificada a partir de Blichert-Toft (1993).

B.3 Técnicas espectrométrícas de masa usadas en este estudio: fundamentos básicos y aspectos

operacionales.

Estas técnicas se basan en la ionización y separación de núclidos bajo condición de vacío.

Con la aplicación de un potencial de alto valor (V) los núclidos son acelerados antes de pasar por

un sector magnético. Un campo magnético uniforme (H) actúa sobre las partículas y produce que

cada núclido tome un camino distinto, así cada camino posee un radio de curvatura (r) que es

156

función de los valores del potencial de aceleración, del campo magnético (H) y de su relación

masa/carga (m/e). La ecuación que describe las trayectorias de cada partícula es:

[3] r2= (m/e) * (2V/H2)

Después de separadas las masas arriban a colectores, copas de Faraday o multiplicadores de

electrones, donde la abundancia relativa de cada masa es determinada según su correspondiente

corriente iónica. Hay cuatro factores, que combinados, determinan la precisión en una medida de

una razón isotópica: (1) existencia de interferencias isobáricas; (2) dilución de elementos trazas

en una matriz (mineral o roca total) de elementos mayores; (3) grado de eficiencia de ionización;

y (4) estabilidad de la emisión iónica.

En general las distintas técnicas espectrométrícas de masa se diferencian y se clasifican

según el tipo de fuente iónica y por el método de separación de masas. Los dos técnicas usadas

en este trabajo son: (1) espectrometría de masa por ionización térmica (TIMS, singlas en inglés),

y (2) espectrometría masa por inducción de plasma acoplado con doble enfoque y multicolección

(MC-ICP-MS, singlas en inglés).

La técnica analítica TIMS, esquematizada en la fig. 2.2a, fue utilizada en los análisis

espectrométricos de U-Pb, Pb y Sr. En esta técnica la muestra es cargada en un filamento de Re

por medio de la utilización de agentes estabilizadores de la ionización, Si-gel + H3PO4 (U-Pb,

Pb) /TaF5 (Sr), los cuales son evaporados produciendo un vidrio del cual son excluidos, de la

muestra, los materiales orgánicos residuales de la separación química. Durante el análisis el

filamento es calentado progresivamente (ionización térmica), hasta llegar a una temperatura a la

cual la señal sea estable y las interferencias sobre las masas de interés, p.ej. 207Pb, sean

eliminadas. En la producción del haz iónico, también en su separación y colección, es muy

importante la óptica iónica, la cual es controlada por placas colimadoras que aplican sobre el haz

una serie de potenciales pequeños. El campo magnético, o sector magnético, es variado de forma

secuencial [operación controlada por la sonda Hall], cada masa es analizada de forma separada

en intervalos iguales de tiempo.

157

La técnica MC-ICP-MS fue utilizada en los análisis espectrométricos de Hf. Este es un

elemento químico altamente refractario, el cual es pobremente ionizado en TIMS por cuanto esta

técnica posee una baja temperatura de ionización de ~2000°C. En cambio, la técnica MC-ICP-

MS ofrece una temperatura de ionización de 8000°C y asegura una completa ionización para los

elementos altamente refractarios. En MC-ICP-MS (fig. 2.2b) la muestra es introducida en la

forma de una solución, la cual es convertida por un nebulizador en un aerosol. Este último es

llevado por la corriente de un gas inerte, en general Ar, hacia la fuente iónica donde la muestra

es volatilizada, disociada e ionizada. La aplicación de potenciales de aceleración de diverso

valor permite la focalización del haz. Luego el haz iónico es enfocado por un campo eléctrico en

donde las masas son separadas según su energía cinética y por tanto son transmitidas-

seleccionadas partículas con un cierto rango de energía, este haz pasa después a través de un

campo magnético donde las partículas son separadas según su masa. Los iones son luego

contados en un sistema de colección.

Figura B. Esquemas representativos de la técnicas espectrométricas de masa usadas en este estudio. a: Esquema del primer TIMS creado por Nier en 1940, figura modificada de Dickin (1995). b: Esquema del Nu 1700 de la Escuela Nacional Superior, Lyon-Francia, figura modificada a partir del esquema presentado en la página web del consorcio fabricante (www.nu-ins.com).

158

http://www.nu-ins.com/

http://www.nu-ins.com/

C. OTRAS TÉCNICAS ANALÍTICAS UTILIZADAS

En un principio 150 muestras de rocas volcánicas fueron seleccionadas para el análisis

químico de elementos mayores y trazas. Después del estudio petrográfico solo 8 muestras se

presentaron sin venas ni fracturas. Luego estas fueron chancadas y molidas en un mortero de

agata. Los elementos mayores, trazas y algunas tierras raras de estas muestras de roca total,

fueron analizados en el Laboratorio de Química del Departamento de Geología, Universidad de

Chile. Para estos análisis fue usado un espectrómetro óptico por inducción de plasma (ICP-AES)

Perkin-Elmer P400.

El método de datación 40Ar/39Ar fue usado sobre 15 muestras de minerales primarios, biotita

y plagioclasa, para determinar edades de formación de las rocas volcánicas e intrusivas. De estas

10 corresponden a muestras de rocas volcánicas efusivas y 5 a rocas intrusivas. Las muestras

fueron irradiadas en el reactor nuclear de la Universidad McMaster en Hamilton, Canadá, en

posición 5c. Los análisis en grupos de cristales, y cristales individuales, fueron llevados a cabo

con un láser CO2 Synrad 48-5. Los análisis fueron realizados en el Laboratorio de Geocronología

de la Universidad de Niza, Francia.

La composición química de cristales de plagioclasa fue determinada sobre 5 secciones

delgadas, y pulidas, mineral usando una microsonda electrónica CAMECA SX100 en la

Université de Montpellier II, Francia. Las condiciones estándar de operación fueron: potencial

de aceleración de 15kV, corriente de haz de 10nA, haz de diámetro de 1-2 µ, y tiempo de conteo

de 6 a 20s. Todos los análisis fueron realizados usando un sistema de dispersión por largo de

onda calibrado con estándares naturales y sintéticos. El error analítico de los resultados es de 1-

3% para elementos mayores.

159

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UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS ......TABLA DE CONTENIDO Página CAPITULO I INTRODUCCIÓN 1.1 Presentación general de la tesis 2 1.2 Marco tectónico del borde sur occidental