CARACTERISTICAS GEOQUIMICAS y PETROGENESIS DEL COMPLEJO VOLCANICO LAGUNA DEL MAULE, ANDES DEL SUR, 36°00'S

LEOPOLDO LOPEZ E. Univ. Chile, Depto. Geol. y Geofís., Casilla 13518. Correo 21, Santiago, Chile. FRANCISCO MUNIZAGA V.

RESUMEN

El complejo volcánico Laguna del Maule es uno de los escasos centros volcánicos andinos, cuyas rocas varían en composición de basaltos a riolitas. Este complejo consta de cuatro unidades. Las Unidades 1 y II son predomi· nantemente basálticas, estando ausentes los términos con SiO, > 58% peso. La Unidad III es fundamentalmente riolítica y la Unidad IV, consistente en un cuello volcánico y en una serie de pequeños diques, es principalmente dacítica. La plagioc1asa es el fenocristal más abundante, siguiéndole olivino y c1inopiroxeno en las rocas de las Unidades 1 y II Y anffbola y biotita en las rocas de las Unidades nI y IV. Las rocas volcánicas del complejo La­ , guna del Maule son típicamente calcoalcalinas, presentando contenidos relativamente altos de Al, °3 CaO y K,O, bajos de TiO, y razones Mg/(Mg + 1: Fe) también relativamente bajas. En promedio, las rocas basálticas de las Unidades I y n presentan contenidos de TRL iguales a 50 veces el contenido condrítico promedio y conteni­ dos de TRP iguales a 8 veces el promedio condrítico. En las riolitas de la Unidad III las TRL superan en 90 veces al contenido condrítico promedio, en tanto las TRP lo superan s610 en 10 veces. Las dacitas de la Unidad IV tienen TRL - 60 x condritos y TRP - 8 x condritos. Anomalías negativas de Eu (Eu/Eu· - 0,7) se observan ~610 en las rocas de la Unidad In. Se sugieren dos líneas genético-evolutivas para explicar el origen de las rocas volcánicas de este complejo. Una daría cuenta de las rocas de las Unidades I y n y la otra de las Unidades III y IV. En ambos modelos, los magmas primarios se originarían por fusi6n parcial de una porci6n del manto supe­ rior, pero el granate estaría involucrado, como fase residual, en la génesis de los magmas asociados con las Unida­ des I y n. Los magmas primarios relacionados con las Unidades In y IV se habrían generado a profundidades donde el granate no sería una fase estable. Los magmas asociados con las Unidades I y II habrían sufrido un proceso de fraccionamiento dominado por olivino y c1inopiroxeno; los relacionados con las Unidades III y IV habrían experimentado, además, un fraccionamiento de plagioc1asa, anfíbola y otras fases menores.

ABSTRACT

The Laguna del Maule volcanic complex is one of the rare Andean volcanic centers whose rocks range in composition from basalts to rhyolites. This complex consists of four units. Units I and 11 are dominllted by ba­ saltic rocks and specimens with SiO, > 58 wt% are absent. Unit In is predominandy rhyolitic and Unit IV, con­ sisting of a volcanic neck and a series of small dikes, is mainly dacitic. Plagioc1ase is the most abundant pheno­ cryst, followed by olivine and c1inopyroxene in rocks from Units I and 11, and by amphibole and biotite in rocks from Units III and IV. The Laguna del Maule rocks are typically calc-alkaline with relatively high contents of , 1: Al, °3 CaO and K,O, low TiO, and low MgI(Mg + Fe) ratios. On the average, the basaltic rocks from Units l and 1I have LREE abundances equal to 50 x chondrites and HREE abundances equal to 8 x chondrites. Rhyoli­ tes from Unit In have LREE contents equal to 90 x chondrites and HREE contents equal to 10 x chondrites. Dacites from Unit IV have LREE abundances about 60 x chondrites and HREE abundances about 8 x chondri­ tes. Negative Eu-anomalies (Eu/Eu· - 0.7) are observed only in Unit III rocks. Two lines of magma generation and evolution are suggested to explain the origin of the Laguna del Maule volcanic rocks. One would account for the rocks of Units I and n and the other would explain the rocks of Units III and IV. In both lines, primary magmas would have been generated by partíal melting of a portio n of the upper mande, but garnet would have been involved, as a residual phase, in the generation of magmas related to Units I and n. Primary magmas re1ated to Units 111 and IV would have been originated at depths where garnet is not a stable phase. Magmas associated with Units I and n would have suffered a fractionation process dominated by olivine and c1inopyroxene; those associated with Units III and IV would have undergone fractionation of plagioclase, amphibole and other minor phases in addition to olivine and clinopyroxene.

Revista Geológica de Chile No. 19-20, p. 3-24, 11 figs. 3 tablas, 1983. 4 GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE

INTRODUCCION

El borde occidental de Sudamérica ha sido con­ Sur: el vo1canismo miocénico, que aflora a lo largo siderado como representativo de un margen conti­ de la Depresión Longitudinal (33°-42°S) y de la nental activo y como un modelo ideal para estu­ Cordillera Principal (33°-38°S); y el volcanismo diar la relación vo1canismo-subducción en zonas de plio-cuaternario, que está restringido a la Cordille­ convergencia de placas. ra Principal, manifestándose al sur de la latitud Sin embargo, la mayoría de los estudios geo­ 33°S (Vergara y Munizaga, 1974; Moreno, 1976; químicos de rocas volcánicas andinas se han reali­ López y Frey, 1976; L6pez et al., 1976, 1977; zado en los Andes Centrales (16°S-28°S) y han Stern et al., 1976;Muñoz y Niemeyer, en prep.). A formado la base para definir al volcanismo tipo modo de simplificaci6n, esta última unidad ha sido margen continental, en oposición al volcanismo ti­ subdividida en una cadena "occidental" y una "o­ po arco de islas. Los escasos datos geoquímicos riental" (Moreno, 1976; L6pez et al., 1977). Am­ disponibles para los Andes del Sur (33°S-56°S; bas cadenas están separadas por unos 50 km, no López et al., 1976, 1977, 1981; Moreno, 1976; existiendo, entre ellas, una depresi6n longitudinal; Klerkx et al., 1977; Stern et al., 1976; Deruelle, más bien, en varios lugares, están conectadas por 1982; Stern, 1982), sugieren una gran similitud en­ cadenas volcánicas transversales (ejemplo: Cadena tre el volcanismo de esta región andina, particu­ Villarrica - Quetrupillán - Lanín). larmente el del sector 37°-42°S, y el de los arcos En un trabajo previo (L6pez et al., 1981) se a­ de islas circumpacíficos. nalizaron las características geoquímicas del volcán Con el objeto de lograr una mejor caracteriza­ Antuco, ubicado en la cadena "occidental", a la la­ ción geoquímica del vo1canismo cenozoico de los titud 37°20'S. En este trabajo discutiremos, en Andes del Sur, y poder compararlo con el de otras forma preliminar, algunas características geoquími• regiones circumpadficas, hemos iniciado estudios cas del complejo volcánico Laguna del Maule, loca­ más detallados en centros volcánicos específicos. lizado en la cadena "oriental", a la latitud 36°'00'S Además, considerando que estudios geofísicos y unos 170 km al noreste del Antuco. A diferencia (Stauder, 1973; Carr et al., 1974; Swift y Carr, de las rocas de este último volcán, que son bastan­ 1975; Barazangi e Isacks, 1976; Hanus y Vanek, te homogéneas, composicionalmente, variando de 1976, 1978; Sacks, 1977; Jordan et al., 1983) su­ basaltos a andesitas basálticas, las rocas del com­ gieren una variación del ángulo de subducción con plejo Laguna del Maule presentan un rango com­ la latitud, a lo largo de los Andes del Sur, nos he­ posicional que se extiende de basaltos a riolitas mos propuesto evaluar, también, la influencia de (Munizaga, 1978). Esto hace que un estudio geo­ este parámetro sobre las características geoquími• químico de esta secuencia nos de una visión más cas de las rocas volcánicas. amplia en cuanto a la petrogénesis de las rocas Dos unidades mayores se han distinguido en el ca1coalcalinas andinas. volcanismo cenozoico superior de los Andes del

MARCO GEOLOGICO

El complejo Laguna del Maule es un área volcá­ La Unidad 1 está representada por un conjunto de 2 nica, relativamente pequeña ( ..... 300 km ), que ro­ catorce flujos de lava de carácter basáltico, que re­ dea a la laguna del Maule (Fig. 1). Su geología fue llenan la vertiente superior del valle del río Maule estudiada en forma preliminar por González y Ver­ (Fig. 1). Tiene una edad de 0,20 - 0,24 Ma (mues­ gara (1962) y luego, con más detalle, por Munizaga tras 57 y 58 de Drake, 1976) y su volumen total (1978). Drake (1976) dató, por el método K/Ar, es de unos 5 km3 (Munizaga, 1978). Los seis flujos rocas de este complejo volcánico, comprobando inferiores tienen una potencia de 10-15 m y los para todas ellas una edad inferior a 0,3 Ma. ocho superiores fluctúan entre 1 y 3 m. El o los Cuatro unidades de rocas volcánicas han sido conductos de emisión de estas lavas están cubier­ distinguidas en el complejo Laguna del Maule: tos, aparentemente, por una lava más joven, perte- L. López y F. Munizaga 5

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...... --~ARGENTINA--

del Maule

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vv:~ v MAPA DE UBICACION vvvE~ v v v v v v v v v v vv~~ VVVVv v CERRO BARR ANCAS v v vvvvvvv v v vvvvvvv/vvvvvv v VOLeAN LlMITROFE v ~ v V v v v ...... vvvvv~vvvv ~ '"J vvvv vvvvv ~~~r~~~~~~~~~~~~f~V v v V v v v 'ti V V r VyVVVyVV VVVV v/ vvvv v

SIMBOLOGIA LEYENDA o 4 5 km o z CENIZAS y LAPILU FALLA NORMAL UJ O u o 9 UNIDAD II a: o W UNIDAD Iv FALLA NORMAL INFERIDA o u ... v v - v ¡¡j'" v v o..-' ~ I o ?!IIIIl ROCAS PRE - UNIDAD z w o u o a: ::; FIG. 1. Ubicación de las muestras analizadas en un esquema '"ü o.. oc geológico simplificado del complejo volcánico Laguna o ::' z B FORMACION CAMPANARIO w del Maule (Munizaga, 1978). u o i 6 GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE

neciente a la Unidad III (Loma de Los Espejos). Domo del Maule es, aparentemente, e! más antiguo Existe también la posibilidad que los ocho flujos (Munizaga, 1978). Las muestras FM205, FM67a y superiores provengan del cono volcánico El Can­ FM78, consideradas representativas de esta unidad, dado, asignado en este trabajo a la Unidad 1I (Mu­ fueron recolectadas, respectivamente, en la loma ñoz, comun. pers.). Las muestras LM4, LM5, LM6, de los Espejos, en e! cráter de explosión Cari-Lau­ LM7 Y LM8 son representativas de los flujos infe­ na y en e! volcán Limítrofe. riores. Las tres primeras fueron recolectadas, res­ La Unidad IV, la más pequeña en extensión areal, pectivamente, en las parte basal, media y superior de un flujo de unos 10-15 m de grosor, cercano a está representada por un cuello volcánico y una la cuesta Los Cóndores. Las muestras LM7 y LM8 serie de diques, que afloran en la cuesta Los Cón• pertenecen, respectivamente, a un segundo y ter­ dores al costado sur de la Unidad 1. Observaciones cer flujo que sobreyacen al primero. de terreno, basadas en e! grado de erosión, parecen indicar que la Unidad IV es más joven que la Uni­ La Unidad II está representada por una serie de pe­ dad 1. La muestra LMl pertenece al cuello volcáni­ queños conos de piroc1ásticos ± lava de carácter co y las muestras FM123 y LM3 fueron recolecta­ basáltico, distribuidos en e! lado occidental de! das en diques. área (Fig. 1). Su edad es principalmente post­ Además de las unidades anteriores existe, en 3 glacial y su volumen es de unos 5 km (Munizaga, forma ubicua, una unidad consistente de ceniza 1978). Las muestras FM37, FM49 Y FM94, con­ volcánica, con grado de consolidación variable sideradas representativas de esta unidad, fueron re­ que, en algunos lugares, alcanza unos 100 m de colectadas, respectivamente, en los conos Cráter espesor (Munizaga, 1978). Negro, Bobadilla y El Candado. El centro volcánico Laguna de! Maule sobre­ La Unidad III está representada por una serie de yace a la Formación Campanario (Drake, 1976), flujos de lava, la mayoría lavas de bloque, localiza­ cuya edad varía entre 6,4 y 12,5 Ma. Esta for­ das alrededor de la laguna de! Maule (Fig. 1). Su mación está cortada por numerosos diques, cuyas 3 volumen es de unos 25-30 km . La Loma de Los edades fluctúan entre 2,0 y 3,5 Ma (Drake, 1976) Espejos, la Colada Occidental, e! Domo de! Maule, y por un cuello volcánico de 1,27 Ma (Vergara la Colada Dendriforme, la Colada Las Nieblas, e! y Munizaga, 1974). Rocas más antiguas que las Volcán Limítrofe o Cerro Barrancas, la Colada de la Formación Campanario no han sido encon­ Cari-Launa y e! Cráter de explosión Cari-Launa, tradas en e! área de estudio, pero e! basamento ubicado en e! lado norte de la colada anterior, per­ jurásico aflora inmediatamente al sur de Laguna tenecen a esta unidad. Estos flujos son postglacia­ de! Maule, en e! cajón Troncoso (Cornejo et al., les y, teniendo en cuenta e! grado de erosión, e! 1982).

PETROGRAFIA

Las rocas de la Unidad 1 son basaltos porfíri• fundamental de la muestra LM8 contiene micro­ cos, con fenocristales de plagioc1asa (10-25% vo1.), amígdalas rellenas con tridimita (?). En la muestra olivino (2-15 % vo1.) y c1inopiroxeno (2-5 % vo!.). LM7 se observaron cúmulos de plagioc1asa y olivi­ Los fenocristales de plagioc1asa son anhedrales a no, que representan menos de! 5% de! volumen subhedrales, de tamaño inferior a 1,5 mm y varían tota!. en composición de labradorita a bytownita (An65- Las muestras FM49 y FM94, pertenecientes a An 75). Los fenocnstales de olivino son subhedra­ la Unidad 11, son basaltos porfíricos que contie­ les y de tamaño inferior a 1 mm. En la muestra nen frenocristales de plagioc1asa (4-16% voL), LM5 se observa iddingsita en los bordes de algu­ olivino « 1 % vol.) y c1inopiroxeno « 1 % voL). nos cristales de olivino. Los fenocristales de c1i­ Los fenocristales de plagioc1asa (- An 70) son nopiroxeno son prismáticos, subhedrales a anhe­ anhedrales a subhedrales y de un tamaño igualo drales y de un tamaño igualo inferior a 0,5 mm. inferior a 2 mm. Los fenocristales de olivino (­ La masa fundamental contiene microlitos de pla­ F075 ) son subhedrales y de tamaño inferior a gioc1asa y granos de c1inopiroxeno y opacos. Su 1 mm. Algunos cristales de olivino exhiben inci­ textura puede ser hialopilítica, pilotaxítica o inter­ pientes bordes de reacción. Los fenocristales de granular. Granos de olivino fueron observados en c1inopiroxeno son anhedrales a subhedrales y su la masa fundamental de la muestra LM7. La masa tamaño es inferior a 1 mm. La masa fundamental t""' r-- o- ~ '".. <.¿ ~ 3:: 1:: ~ TABLA 1. ELEMENTOS MAYORES EN ROCAS VOLCANICAS DEL COMPLEJO LAGUNA DEL MAULE" ~ . ~

UNIDAD I UNIDAD 11 UNIDAD 111 UNIDAD IV

LM7 LM8 LM5 LM4 LM6 FM 94 FM 49 FM 37 1 FM 205 FM 67a FM 781 FM 123 LM 1 LM 3

SiO, 51,95 (51,08) 52,66 (52,49) 53,06 (53,73) 53,18 (52,78) 53,26 (53,23) 50,29 52,72 56,51 69,52 72,50 73,41 62,82 63,40 (60,95) 65,06 (65,69) TiO, 1,1 S (1,00) 1,25 (1,13) 1,33 (1,11) 1,34 (1,10) 1,27 (1,07) 1,16 1,04 1,20 0 ,58 0,19 0 ,19 0 ,58 0,76 (0,73) 0,61 (0,57) Al,O, 18,03 (18,52) 18,52 (19,39) 17,71 (18,59) 18,00 (18,18) 18,21 (19,12) 19,38 18,32 18,37 16,34 15,00 14,22 17,88 15,98 (16,61) 15,88 (16,15) Fe,O, 4,67 4,77 5,47 5,69 4,76 7,43 4,53 2,37 1,70 1,20 1,01 2,15 3,34 1,65 FeO 5,20 ( 7,72) 5,o¡ ( 7,55) 5,06 (9,98) 4,50 (8,13) 5,26 (7,62) 2,96 5,78 4,86 0,83 0,66 0,66 2,87 2,88 (5,26) 3,61 (4,02) MnO 0,12 0,12 0,13 0,12 0,12 0,12 0,14 0,08 0,07 0 ,06 0,06 0,08 0,10 0,09 MgO 5,52 5,10) 4,00 (3,90) 4,21 (3,89) 4,11 (4,63) 4,03 (3,92) 4,94 3,93 2,85 0,90 0,26 0,21 1,77 1,86 (2,39) 1,72 (1,66) CaO 8,70 (8,73) 8,49 (8,68) 8,05 (8,16) 7,82 (8,20) 8,44 (8,55) 8,25 7,58 5,96 3,14 0,85 0,63 4,15 4,06 (5,33) 3,68 (4,15) Na,O 3,35 (3,09) 3,60 (3,64) 3,65 (3,48) 3,68 (3,53) 3,63 (3,81) 3,66 4,08 4 ,71 3,97 5,12 5,36 4,56 3,84 (4,63) 4,16 (3,88) K,O 0,98 (1,17) 1,04 (1,15) 1,13 (1,33) 1,13 (1,24) 1,10 (1,25) 0,91 1,06 1,89 3,22 4 ,00 4,00 2,62 2,58 (2,35) 2,68 (2,79) P,O, 0,24 (0,32) 0,25 (0,29) 0,23 (0,30) 0,29 (0,32) 0,26 (0,28) 0,10 0,12 0,08 0,12 0,02 0,02 0,08 0,18 (0,28) 0 ,17 (0,18) H,O + CO, 0,71 0,95 0,67 0,78 0,24 0,61 0,48 0,70 0.07 0 ,14 0,05 0,30 1,65 0,22

Total 100,62 100,66 100,70 100,64 100,58 99,81 99,78 99,58 1 100,46 100,00 99,821 99,86 100,63 99,53

Mg 0,51 (0,54) 0 ,43 (0,48) 0,43 (0,46) 0,43 (0,50) 0 ,43 (0,48) 1 0,48 0,42 0,42 0,40 0,21 0,191 0,40 0,36 (0,45) 0,38 (0,42) Mg + ~Fe Qz. normativo 0,59 2,39 2,32 2,94 2,68 0,22 3,75 24,46 23,36 23,471 12,74 17,54 17,65 01. normativo 5,79 1 Plago normativa 51 ,16 49,11 46,60 47,12 48,00 50,74 43,77 35 ,65 29,44 8,11 5,761 32,98 35,25 31,14 lndice de color 31,54 26,62 28,70 26,89 27,40 27,04 27,39 18,79 5,75 3,05 2,05 10,48 12,25 11,40 normativo

Notas: 1. Los óxidos están expresados en ""fa peso". 2. Los valores en paréntesis fueron obtenidos por fluorescencia de rayos X. 3. Los valores normativos fueron calculados según las "normas moleculares".

.... GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE 8

contiene microlitos de plagioclasa y granos de oli­ FM78. En ciertas zonas de estas últimas muestras vino, clinopiroxeno y opacos, y su textura varía de se observan, también, texturas perlíticas. hialooHtica a intergranular. La muestra FM37 es u­ Las muestras LM1, LM3 Y FM123, representa­ na andesita casi aHrica, con menos de 1 % en vo­ tivas de la Unidad IV, son dacitas porflricas. LM1 lumen de fenocristales de plagiodasa, inmersos en contiene fenocristales de plagiodasa (13 % vo!.), una masa fundamental de textura hialopilítica, que olivino (3% vol.), clinopiroxeno (1 % vol.), orto­ contiene microlitos de plagiodasa y granos de oli­ piroxeno (1 % vol.) y magnetita (1,5% vol.) , in­ vino, dinopiroxeno y ortopiroxeno. mersos en una masa fundamental de textura pilo­ Las muestras FM20S, FM67a y FM78, de la u­ taxítica. En LM3 y FM123, los fenocristales de nidad lB, son rocas vitroflricas, que consisten en plagiodasa son menos abundantes « 10% vol.), un 90-95 % de vidrio. El resto del volumen está re­ los fenocristales de ortopiroxeno y olivino son es­ presentado por microfenocristales de plagioclasa casos « 1 %), los de clinopiroxeno mantienen la (An20-An40), microlitos de plagiodasa, biotita y abundancia observada en LM1 (1-1,5% vol.) yapa­ anHbola, y gránulos de opacos. Los microlitos de recen fenocristales de anfíbola (- 5 % vol.). En biotita y anflbola exhiben un fuerte pleocroismo. LM3 se observan cúmulos de plagiodasa, dino­ En la muestra FM205 se identificaron, por difrac­ piroxeno, anfíbola y magnetita, representando ción de rayos X, titanomagnetita y esferulitas de menos del 5% del volumen total de la muestra. cristobalita, tridimita y albita. Microlitos de apati­ FM123 contiene, también, pequeños xenolitos ta, micro cavidades rellenas con tridimita y gránu­ (- 5 mm en tamaño) de carácter basáltico. los de zircón aparecen en las muestras FM67a y

GEOQUIMICA

ELEMENTOS MAYORES Cabe hacer notar que las rocas ricas en K son La abundancia de los elementos mayores, en sólo aquéllas con contenidos de Si02 superiores las muestras analizadas, aparece en la tabla 1. Es­ al 56% en peso; los basaltos y andesitas basálti­ tas muestras se caracterizan por presentar conteni­ cas presentan, en cambio, contenidos intermedios dos de Si02 que fluctúan entre un 50 y un 74% en de este elemento. Sin embargo, en igualdad de con­ peso. Tan amplio :ango composicional no es co­ tenidos de Si02 , las rocas del complejo Laguna mún en centros volcánicos andinos. del Maule son más ricas en K que las de los volca­ La mayoría de las muestras estudiadas tiene nes Antuco (Vergara y Katsui, 1969) y Nevados de un bajo contenido de volátiles « 1 % en peso) y Chillán (- 36°50'S; Deruelle y Deruelle 1974). un grado de oxidación relativamente alto (Fe203 Estos dos últimos centros, a diferencia de Laguna molar/Fe203 molar + FeO molar = 0,29 - 0,53) del Maule, pertenecen a la cadena "occidental" que, según observaciones petrográficas, afecta de los Andes del Sur. El enriquecimiento en K de principalmente al vidrio. las rocas, con su distanciamiento de la fosa, pare­ En el diagrama Na2 O + K2 O vs. Si02 (Fig. 2), ce ser una característica que se cumple, también, las muestras se ubican en el campo subalcalino, y en los Andes del Sur (Vergara, 1970; Deruelle, en el diagrama AFM (Fig. 3) caen en el campo cal­ 1977). coalcalino. Su carácter calcoalcalino es confirma­ Aun cuando todo e! espectro calcoalcalino se do, también, por el diagrama catiónico de Jensen observa en e! complejo volcánico Laguna de! Mau­ (1976; Fig. 4). Tanto en este último diagrama co­ le, estudios previos (Munizaga, 1978) demuestran mo en el de Indice de Color Normativo vs. Plagio­ que las rocas con contenido de Si02 superiores a dasa Normativa (Fig. 5), las rocas se distribuyen un 65 % e inferiores a un 55% en peso son las más en los campos basáltico, andesítico, dacítico y rio­ frecuentes; rocas con Si02 en e! rango 55-65 % en lítico. Pero el esquema de clasificación de Pecceril­ peso son considerablemente menos abundantes. lo y Taylor (1976; Fig. 6) las divide en basaltos, Una composición basáltica caracteriza a las Uni­ andesitas basálticas, andesitas ricas en potasio, dades I y 11. Flujos de lava riolíticos son típicos dacitas ricas en potasio y riolitas. Con excepción de la Unidad III. La Unidad IV tiene una compo­ de la muestra FM94, todas las rocas estudiadas son sición dacítica. En este aspecto, e! volcanismo del cuarzo-normativas; FM94 es olivino-normativa. complejo Laguna del Maule difiere del volcanismo L. López y F. Munizaga 9

TABLA 2. ELEMENTOS TRAZAS EN ROCAS VOLCANICAS DEL COMPLEJO LAGUNA DEL MAULE

Unidad 1 Unidad JI Unidad 111 Unidad IV

LM7 LM8 LM5 LM4 LM6 FM94 FM49 FM37 FM205 FM 67a FM 78 FM123 LMl LM3

Se 19,99 20,82 20,18 22,50 20,15 26,51 29,33 21,03 3,55 2,53 2,46 15,52 13,31 9,75 Cr SS 39 28 35 37 81 30 18 3 2 2 24 24 13 Co 29,9 23,0 22,0 27,8 22,3 35,3 31,0 15,5 13,6 4,2 3,0 10,1 14,1 9,5 Ni 36 18 15 27 19 58 25 37 10 20 19 31 16 10 K 0,98 0,96 1,11 1,03 1,04 0,76 0,88 1,58 2,68 3,33 3,33 2,18 1,96 2,33 F.b nd nd 27 28 nd - 32 45 165 210 190 - 72 96 SI' 654 670 621 622 652 - 540 570 490 160 130 - 432 387 ea 339 366 398 390 379 340 380 465 690 570 400 515 461 529 La 16,12 17,68 18,95 17,97 17,48 13,0 15,3 22,7 27,9 29,9 30,0 18,66 19,47 21,19 Ce 43 48 49 46 48 33 36 53 56 63 63 39 44 45 r-;d 18,2 19,9 20,2 20,1 19,1 16,0 16,8 24,9 21,1 23,9 22,8 15,3 18,7 18,1 Sm 3,64 4,10 4,00 3,77 3,84 3,49 4,09 5,62 4,01 3,99 4,04 2,96 3,72 3,37 I!u 1,15 1,25 1,17 1,33 1,18 1,23 1,40 1,71 0,80 0,78 0,64 0,96 1,12 0,93 Tb 0,63 0,68 0,69 0,68 0,64 0,59 0,71 ------Eo 0,70 0,73 0,77 0,74 0,72 0,70 0,77 0,94 0,70 0,90 1,00 0,70 0,70 0,70 'J:b 1,43 1,56 1,62 1,58 1,51 1,44 1,68 1,93 1,77 1,93 1,88 1,60 1,64 1,64 Lu 0,23 0,25 0,26 0,25 0,25 0,23 0,27 0,30 - - - 0,27 0,27 0,27 Ef 2,0 2,3 2,1 2,5 2,3 3,3 3,6 5,0 5,1 5,5 5,1 5,1 3,2 3,5 Ta nd nd nd nd nd nd 0,8 1,6 0,8 3,2 1,8 1,5 0,2 0,2 111 3,3 3,5 3,6 4,3 3,0 3,0 3,8 6,3 15,0 17,0 19,3 10,5 7,85 11,6 l" nd 1,2 1,4 nd 1,3 nd nd nd 4,7 6,6 5,4 nd nd 3,6

r-;OTAS: 1. Todos los valores están expresados en ppm. 2. Los valores de los elementos Ni, Rb Y Sr fueron obtenidos por fluores­ cencia de rayos X. El resto de los valores de los elementos se obtuvo por activación neutrónica instrumental. 3. nd = no detectado; - = no analizado.

calcoalcalino plio-cuaternario de los Andes Cen­ en peso) y CaO (> 8% en peso), bajos de Ti02 trales. La literatura (ver referencias en la tabla 3) « 1,5% en peso) y razones Mg/(Mg + L Fe) com­ demuestra que allí predominan las lavas con Si02 , parativamente bajas (0,42 - 0,54). Estas caracterís• en el rango 55-65 % en peso, siendo relativamente ticas son típicas de basaltos asociados con zonas de escasas aquéllas con contenidos inferiores a 55% Y convergencia de placas (Perfit et al., 1980). superiores a 65% en peso. Sin embargo, es difícil Las diferencias químicas observadas entre las encontrar diferencias significativas, en cuanto a muestras LM4, LM5 Y LM6, pertenecientes a un elementos mayores, entre las lavas del complejo mismo flujo de la Unidad 1, no son sistemáticas y volcánico Laguna del Maule y lavas, equivalentes pueden atribuirse a error experimental, a inhomo­

en Si02 de los Andes Centrales. geneidades fortuitas o a una combinación de am­ Las rocas basálticas de las Unidades 1 y 11 com­ bos factores. parten con rocas similares de los Andes del Sur La figura 7 muestra el comportamiento de los contenidos relativamente altos de Al 2 0 3 (> 17% óxidos de elementos mayores en función del con- 10 GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE

¿F.O

g'"

'" \ ::; \ ." \ "...J \ ~ t~ \ ..c..> c .. ...J r:O"e \ :> '"(1) N \., \ ~ "o O Q. Q. ..~ \ \ ~ c..> \ , "c..> \ \ 5'

~ (osad 0/al O'Z)( + OZoN

FIG.2. Diagrama alcalis SiO, . Las líneas punteadas limitan el campo de la serie de los basaltos aluminosos (Kuno, 1966). La LÍnea sólida li­ FIG.4. Diagrama catiónico triangular parcial AI+ 3 _Fe+ 2 mita los campos alcalino y sub alcalino (Irvine + Fe+' + Ti+' _Mg+ 2 de ]ensen (1976), ilustrando y Baragar, 1971). la división de las rocas volcánicas subalcalinas en toleíticas y calcoalcalinas y la subdivisión de estas últimas en basaltos, andesitas, dacitas y riolitas. Simbología en la figura 2. L. López y F. Munizaga 11

40

BASALTOS

7 ANDESITAS 1 • \ TOLEITICAS 030 > ¡:: 5 \ 94 49 e 6 4• \ '"2; o o o ••• '"z \ o: \ o o--' \ u \ '" 20 37 o o \ \ 123• \ •1 DACITAS 10 ANDESITAS

60 50 40 o _ PLAGIOCLASA

FIG.5. Diagrama Indice de Color Normativo/Plagioclasa Normativa (Irvine y Baragar, 1971), mostrando la subdivisi6n de las rocas volcánicas calco alcalinas en basaltos, andesitas, dacitas y riolitas. Simbología en la figura 2.

5

.;- ,.- / BANAKITAS ,.- / 67 78 4 .;- , ,

1 Docltos riCOS - K o SHOSHONITAS CI>'" 205 o. , ;!2 o 3 Andesitas riCOS - K

O ABSAROKITAS :>:::'" Andesitas RIOLITAS Bosólticos 2 riCOS - K OACITAS

ANDESITAS 49 54 94 7 ra6 O ANO. BASAL TlCAS BASALTOS

And. Bos. AndeSitas pobres-K Docltos pobres - K RlOlltas pobres-K Toleltas pobres -K pObres - K

48 50 52 54 56 58 60 62 64 66 68 70 72 74 76 Si02 (% peso)

FtG. 6. Distribuci6n de las rocas analizadas en el esquema de c1asificaci6n de Pecceri1\o y Taylor (1976). 12 GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE

FIG.7. Diagrama Oxidos vs. SiO., ilustrando las tenden­ cias composicionales de las rocas volcánicas de Laguna del Maule. La simbología es la siguiente: (.) Laguna del Maule (este estudio); (o) Andes del Sur (L6pez et al.; 1977); (t.) Antuco (Andes del 2. Sur; L6pez et al., 1981); (o) San Pedro y San Pa­ 22 o O blo (Andes Centrales; Francis et al., 1974; Thor­ O O pe et al., 1976); (t.) Andes Centrales (Dostal et ~ 20 O O oe 0, 1 al., 1977a, b; Deruelle, 1982); (x) Promedio de <> l' e • ~'8 A. &.1+- 1 , O arcos de islas (Ewart, 1976); (x) Promedio del X • ~ + x, · ,0 o .$:)/¡(A Cl'l~ o 'ñe,.!J.t:,. ~11 o · margen occidental de América del Norte (Ewart, i + O O 4 ., e o o .. pañado por una baja en las abundancias de Ti02, C" O ~ et, e - , e . e A1 0 , FeO, MgO y CaO, y un alza en los conteni­ • •• e 2 3 ~ 2 · • elD .,. t •• '" e •• e · dos de Na2 O y K2 O. Estas tendencias, unidas al O descenso paralelo del contenido de P20S Y de la 10 + · o o,?, .¡.O+ razón Mg/(Mg + ~ Fe), son típicas en secuen­ O. .... i.. 1 .~ e cias volcánicas calcoalcalinas (Gill, 1978). + .", e '1+, · 1 •• ••o e · e ELEMENTOS TRAZAS e ' o .tP '" e .. e · La abundancia de los elementos trazas, en las • rocas en estudio, aparece en la tabla 2, y los patro­ · · nes de algunos de ellos, normalizados en relación , a la abundancia que presentan en condritos (Ma­ son, 1962; Frey et al., 1968), se muestran en las o e · e figuras 8 y 9. , e e · • e • • D e Los basaltos tienen contenidos de Sc en el ran­ +o' lo · x," · .. e • o • 8 • e o o ~ • . "". 'l · go 19-30 ppm. Estos valores decrecen con el in­ °0 )flit¡( + °. cremento en Si0 , alcanzando abundancias tan + + 2 bajas como 2-4 ppm en riolitas. Algo similar se • • observa con la conducta del Cr, el que decrece de · · aproximadamente 20-80 ppm, en las rocas basál­ • e e ticas, a 2-3 ppm en las riolíticas. El Co también • c-r,

SI Oz {O/o peso I _ a las riolitas (20-10) ppm). Al igual que el K, el Rb muestra una tenden­ cia general a aumentar desde los basaltos (27- 32 ppm) a las riolitas (165-210 ppm). El conteni­ do de Sr en basaltos y andesitas fluctúa entre 540 !"" .g-ro .. TABLA 3. RANGOS COMPOSICIONALES DE ROCAS VOLCANICAS DEL COMPLEJO LAGUNA DEL MAULE <.¿" EN COMPARACION CON LOS DE ROCAS VOLCANICAS PLIO-CUATERNARIAS DE LOS ANDES CENTRALES ~ Z:: ;: ;:¡ Ñ' L. Maule C. Andes (1) L. Maule C. Andes (2) L.Maule C. Andes (2) L. Maule C. Andes (3) L. Maule C. Andes (4) ~ SiO, so - SS SO 55 SS - 60 SS 60 60 - 65 60 65 65 - 70 65 - 70 70 - 75 70 - 75 Tia, 1,0 - 1,4 0,8 - 1,4 1,2 0,7 - 1.4 0,5 - 0,8 0,5 - 1,2 0,6 - 0,7 0,3 - 0.6 0,19 0,1 - 0,5 AI,03 17,7 - 19,4 15,1 - 17,0 18,4 15,8 - 19,5 15,8 - 17,9 14,8 - 18,6 15,9 - 16,4 15,0 - 16,8 14,2 15,0 14,1 - 15,5 l:FeO 7,6 - 10,0 7,1 - 9,8 7,0 5,1 - 7,8 4,0 - 5,9 3,0 - 6,9 2,4 - 5,1 2,5 - 3,8 1,5 - 1,7 1,5 - 2,5 MnO 0 ,12 - 0,14 0,12 0,14 0,08 0,07 - 0,18 0,09 - 0,10 0,04 - 0 ,12 0,07 - 0,09 0,03 - 0,06 0,06 0,03 - 0,08 MgO 3,9 - 5,6 4,9 - 7,9 2,9 1,9 - 5,8 1,6 - 2,4 1,0 - 4,9 0,9 - 1,7 0,7 - 1,0 0,2 - 0,3 0,2 - 0,7 C.O 7,5 8,8 7,3 - 8,8 6,0 4,6 - 8,1 3,6 - 5,4 3,4 - 6,3 3,1 - 4,2 2,1 - 2,9 0,6 - 0,9 1,0 - 2,0 N.,O 3,0 - 4,1 2,2 - 4,0 4,7 2,3 - 4,5 3,8 - 4,6 2,4 - 5,1 3,8 - 4,2 2,4 - 3,9 5,1 - 5,4 2,3 - 4,9 K,O 0,9 - 1,4 1,1 - 2,0 1,9 1,0 - 2,9 2,3 - 2,8 1,8 - 4,6 2,6 - 3,2 3,9 - 4,6 4,0 4,3 4,7 P,O, 0,1 0,4 0,2 - 0,5 0,1 0,1 - 0,5 0,08 - 0,3 0,1 - 0,5 0,1 - 0,2 0,1 - 0,3 0,02 0,05 - 0,23 Se 20 - 30 50 - 60 21 17 60 13 - 16 12 60 3,5 - 9,8 2,5 Cr 30 - 80 210 - 500 18 17 - 150 24 31 9 - 230 3 - 17 80 55 2 16 Co 22 - 36 25 - 40 16 18 40 10 15 11 30 9 - 14 7 3 4 4 - 15 Ni 25 - 58 18 - 195 37 6 91 3 I < 2 - 210 10 20 Rb < 32 20 - 95 45 20 - 115 72 45 - 185 96 - 165 11 S - 280 200 125 - 175 Sr 540 420 - 600 570 500 - 1.050 400 - 980 490 255 - 330 130 - 160 90 - 220 Ba 325 - 390 300 - 580 465 350 - 1.046 490 - 520 480 -1.400 560 - 690 400 - 570 La 13,0 - 19,0 22,7 28,8 - 42,7 18,6 - 19,5 19,2 - 44,0 21,2 - 27,9 30 42,8 Ce 32,2 - 43,0 52,8 23,S 83,1 38,9 - 41,1 31,9 - 88,9 43,3 - 56,3 63 85,9 Nd 16,0 - 20,2 24,9 14,7 - 26,0 15,3 - 18,7 16,0 - 28,9 18,1 - 21,1 23 Sm 3,49 - 4,10 5,62 3,43 6,96 2,96 - 3,72 3,46 - 7,46 3,37 - 4,01 4,0 3,63 Eu 1,15 - 1,40 1,71 1,04 - 1,70 0,96 - 1,12 0,90 - 1,74 0,80 - 0,93 0,6 0,76 Yb 1,43 - 1,68 1,93 1,34 - 2,47 1,60 - 1,64 0,73 - 2,55 1,64 - 1,77 1,9 1,72 Lu 0,23 - 0,27 0,30 0,18 - 0,36 0,27 0,11 0,41 0,27 0,261 U < 1,4 nd 0,34 - 2,82 nd 0,63 - 5,05 3,6 - 4,7 2,2 - 5,0 4

Datos tomados de los siguientes autor.. , (1) Siegers el al., 1969; Kussmaul el al .• 1977; Munizaga y Marinovie, 1979; Deruelle, 1982. (2) Siegers el al., 1969; Dupuy y Lefcvre, 1974; Franeis el al., 1974; Dupuy el al., 1975; James el al., 1976; Thorpe el al., 1976; Dostal el al., 1977a y b; Kussmaul el al., 1977; Zentilli y Dostal, 1977; Venturelli el al., 1978; Munizaga y Marinovie, 1979; Deruelle, 1982. (3) Dupuy el al., 1975; Kussmaul el al., 1977; Zcntilli y Dostal, 1977; Muniz.ga y M.rinovie, 1979; Deruelle, 1982. (4) Dupuy el al., 1975; Dost.1 el al., 1977a; Zcnrilli y Dostal, 1977; Venturelli el al., 1978; Deruelle, 1979, 1982; Munizaga y Marinovic, 1979.

w 14 GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE y 670 ppm, decreciendo, de 490 a 130 ppm, al 1976; López et al., 1977; López et al., en prep.). aumentar el contenido de SiOl de 69 a 74% en Estos datos sugieren que las rocas volcánicas del peso. El Ba tiende a aumentar desde los basaltos sector norte de los Andes del Sur (33°-37°S) tie­ (339-390 ppm) a las dacitas (460-530), pero en nen una mayor tendencia a presentar valores más las muestras de la Unidad III decrece de 690 a bajos de TRP que las del sector 37°-42°S. 400 ppm al aumentar el contenido de SiOl de Finalmente, la tabla 3 demuestra que, salvo 69 a 74% en peso. algunas excepciones (cromo por ejemplo), no Las tierras raras livianas (TRL) muestran una existen diferencias significativas, en cuanto a ele­ tendencia general a aumentar desde los basaltos mentos trazas, entre las rocas volcánicas de Laguna (- 50 x condritos) a las riolitas (- 90 x condritos). del Maule y las calcoalcalinas plio-cuaternarias, e­ Sin embargo, el contenido de Sm es similar en la quivalentes en SiOl , de los Andes Centrales. mayoría de las muestras analizadas (- 19-23 x condritos). Se observa, así, un incremento en la RAZONES ISOTOPICAS DE ESTRONCIO Y NEO­ razón normalizada La/Sm, al pasar de las rocas más DIMIO básicas a las más ácidas. Como las tierras raras pe­ sadas (TRP) aumentan sólo levemente al pasar Estudios recientes (Hickey et al., 1982) demues­ de los basaltos (7-9 x condritos) a las riolitas (9- tran que las rocas volcánicas del complejo Laguna 10 x condritos), se observa, también, un aumento del Maule, independiente de su composición y e­ 144 en la razón normalizada La/Yb al incrementarse dad, presentan razones 87Sr/86Sr y 143Nd/ Nd en el contenido de SiOl . En 5eneral, las muestras cu­ los rangos 0,704000-0,70424 y 0,51273-0,51279, ya abundancia en Si02 es inferior al 63% en peso respectivamente. El rango isotópico de estroncio presentan contenidos normales de Eu, pero aqué­ llas cuyo contenido supera a163% exhiben un em­ 200 pobrecimiento relativo de Eu que, al parecer, tien­ de a aumentar con el incremento en Si02 • Los contenidos de Hf y Ta aumentan con el con­ tenido de SiOl , pero su aumento, al pasar de los ba­ '00 saltos (Hf = 7.,0-3,6 ppm; Ta < 1,6 ppm) a las rio­ 90 60 litas (Hf = 3,5-5,5 ppm; Ta = 2-3 ppm), no es tan 70 notorio como el que experimentan el Th (3-4 ppm 60 -- FM37 en muestras con SiOz 55% ; 15-20 ppm en mues­ o 50 < .... -_ lM 4.5-.6 prom tras con SiOl ~ 70% en peso) y el U (- 1,5 ppm ~ 40 --- lM 7-8 prom Z o ------FM 49-94 prom en muestras con Si02 < 63 % en peso; 4,7-6,6 ppm u en muestras con SiOz ~ 70% en peso). " 30 U '"o En comparación con las rocas basálticas del vol­ oc cán Antuco, las del complejo Laguna del Maule tie­ 20 nen una mayor abundancia en TRL (La = 39-58 x condrito), pero son similares en TRP. Lo cual su­ giere que, en estas latitudes, no sólo el contenido de K de las rocas volcánicas aumentaría con el dis­ ,o tanciamiento de la fosa Chile-Perú, sino también la razón La/Yb, y ésto, gracias a un enriquecimien­ to notable en TRL, no acompañado por una varia­ ción significativa en TRP. En igualdad de contenidos de SiOl , las rocas del complejo Laguna del Maule son aproximada­ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ n ~ ~ ~ ~ n ~ mente 1,5 veces más pobres en TRP que las del ELEMENTO volcán Lanín, ubicado en la cadena oriental, unos FIG.8. Patrón Sr -Ba-TR nonnalizado, elemento por ele­ 4° de latitud más al sur, pero son 1-2 veces más mento, en relación al patr6n condrítico prome­ ricas en dichos elementgs que rocas de los volca­ dio, para rocas de Laguna del Maule con SiO, nes Tupungato, Marmolejo y San José ubicados 60.,. en peso. unos 3° de latitud más al norte (López y Frey, L. López y F. Munizaga 15

es un poco más alto que el obtenido previamen­ te (0,7035-0,7040) por Munizaga y Mantovani

(1976). La figura 10 da una visión general de las 200 composiciones isotópicas de Sr de rocas de dife­ rentes centros volcánicos plio-cuaternarios de los Andes del Sur, en función de su latitud. A pesar de

la escasez de datos existentes a la fecha, esta figu­ 100 ra sugiere que, entre las latitudes 33°S a 37°S 90 80 (Provincia 1), las composiciones isotópicas de Sr 70 decrecen de valores similares a los exhibidos por 60

algunas rocas plio-cuaternarias de los Andes Cen­ 50 trales (Deruelle et al., 1983 y referencias inclui­ 40 das), a valores que se acercan a los presentados por

basaltos de fondos oceánicos. Luego, y tal como 50 10 señalan Deruelle et al. (1983), los valores tien­ den a aumentar al sur de la altitud 37°S, acercán­ 20 dose a 0,7045 en el volcán Hudson (46°S). Así,los valores isotópicos de Sr más bajos observados en los sectores norte (33°-37°S, Provincia 1) y central (37°-46°S, Provincia II) de los Andes del ' 0 Sur, se encuentran alrededor de la latitud 37°S. o >-­ Es interesante observar, en el diagrama 143Nd/ oc o z 144Nd vs. 87Sr/86Sr (Fig. 11) que, tanto las rocas o u volcánicas del complejo Laguna del Maule como "­

dos en el manto suboceánico, donde la corteza -- FM 670

continental está ausente. ------FM 78 La diferencia en el rango isotópico de Sr es una de la características químicas más importantes 2 - que distingue a las rocas volcánicas plio-cuaterna­ rias de los Andes Centrales de aquéllas de los An­ des del Sur al sur de los 36°S. Pero otra, no menos importante, parece encontrarse en las razones iso­ tópicas de Nd y O. Los escasos datos existentes ~: FIG.9. Patrón Sr-Ba-TR normalizado, elemento por ele­ mento, en relación al patrón condr{tico, para ro­ señalan que las rocas volcánicas de los Andes Cen­ 0.7 cas de Laguna del Maule con SiO. 60'llt en peso. trales presentan valores isotópicos de Nd (143 Nd/ 06

144Nd = 0,51222-0,51257; Hawkesworth et al., Sr Ba La C. Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Oy Ho Er Tm Yb Lu 18 1979; 1982; James, 1982) y O (6 0 = 7 - 11 %0; ELEMENTO Magaritz et al., 1978; Harmon et al., 1981 ;James, Sur, ubicadas al sur de la latitud 36°S ('43 Nd/ 1982; Deruelle et al., 1983) que son, respectiva­ 144Nd = 0,51273 - 0,51300; Haw esworth et mente, más bajos y más altos que los valores al., 1979; Hickey et al., 1982; Stern, 1982; presentados por rocas volcánicas de los Andes del 6 180 = 5 - 7; Stern, 1982;Deruelleetal., 1983).

PETROGENESIS

PETROGENESIS DE LAS ROCAS BASALTICAS nismo cuaternario andino. Este último sólo se pre­ senta en aquellos rangos de latitud (00-2°S; 15°- Los estudios sísmicos de Barazangi e Isacks 17°S; 33°-45°S) donde el valor del ángulo de sub­ (1976) sugieren que la existencia de un manto sub­ ducción sería de unos 25°-30°. En cambio, está continental, de naturaleza astenosférica, parece ser ausente en aquellos segmentos (5°N-2°S; 15°-27° el requisito esencial para el desarrollo del volca- S; 33°-46°S) que tendrían un bajo ángulo de sub- GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE 16

33°'r-----.-----,------r-----.-----.------r-----~----,_----_r----_r----_,------,_----r_-----

/ /"/::,+1_------...., Son José (1) l

/."../ - -_ ..... -- / H K.Lóíño Seco (3) - - - Quizopu \ 2) ...... 1 _ 1 L05luno-del Moule (4) ",...// ...... / / - _ -~ ~eYPdOS d; Chillón (5) " ( \ \ () ~ \ Antuco 4,5 \ \ \ \ \ ~onquimoy (5) \~ \ It \ LLoimo \5,6) \ \ \ \ '\ 1 \ 1 Villorrico \5,6) \ ¡....-....; \ Mocho - Choshuenco \5 ) \ \ \ ~ Mirodor (4) \ 1 \ 1 Puyehue (7) \ \ = \ \~ Osorno \5,6) \ \ >---i Colbuco (5,6) \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ ..­ \ \ e \ \ ....J \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \~ Hudson \ 8 )

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1 I 1, I I J 52° ¡.¡ Burney \ 9 ) 875 r / B6Sr

530'L-____~ ____~ ______~ ____~ ____~ ______~ ____J_ ____ ~ ______~ ____J_ ____ ~ ____~~ ____~ ____....J

0,7035 0,7037 0,7039 0,7041 0,7043 0,7045 0,7047 0,7049 0,7051 0,7053 0,7055 0,7057 0,7059 0,7061 0,7063

FIG, 10. Razones isot6picas de Sr de rocas volcánicas de diferentes centros plio-cuaternarios de los Andes del Sur en fun­ ci6n de su latitud. Los datos son de: 1. L6pez et al. (en prep.); 2. W. Hildreth y R. Drake (comun. personal); 3. Hildreth et al. (1981); 4. Hickey et al. (1982); 5. Deruelle et al. (1983); 6. Klerkx et al. (1977); 7. D. Gerlach (comun. personal); 8. Godoy et al. (1981); 9. Stern (1982). Las líneas punteadas conectan los rangos isotópicos de Sr de los volcanes San José, Antuco, Hudson y Burney. L. López '\1 F. Munizalla 17

ducción (- 10°) y, por lo tanto, carecerían de astenósfera. La combinación de los datos isotópicos de Sr y Nd (Fig. 11) favorece al manto como fuente de las rocas del complejo volcánico Laguna del Maule. En efecto, éstas presentan características isotópi• cas similares a las de rocas volcánicas, derivadas de magmas originados en el manto suboceánico. Sin embargo, la modelación de los procesos petrogené­ ticos, que culminaron con la formación de las ro­ cas volcánicas de Laguna del Maule, se ve dificul­ tada, entre otras razones, por la falta de un conoci­ miento exacto, en lo que atañe a esta área, de las composiciones, modal y química, de la corteza continental del manto subcontinental y de la !itós• fera oceánica subductada. Evidencias relativas a la posible composición del manto sub continental andino han sido proporcio­

nadas por Niemeyer (1978), Skewes y Stern (1979), O~126 Skewes (1980) y Muñoz (1981), quienes encontra­ ron, incluidos en rocas basálticas alcalinas, ubica­ das en la región extra-andina al sur de la latitud \ 45°S, xenolitos peridotíticos de espinela y de gra­ \ \ \ nate, cuyas composiciones son similares a las su­ \ \ puestas por López et al. (1976, 1977), para mo­ \ delar la génesis de basaltos y andesitas calcoalcali­ \ AC \ nas de los Andes del Sur. Esto permite postular, \ \ 0,\ • con mejor base, una fuente de naturaleza perido­ 05123 \ '\ \ títica para los magmas de esta región andina. 00 '\ \ Las diferencias composicionales existentes, aun '\ "­ dentro de un mismo centro volcánico, dependerían o, tanto de la naturaleza e intensidad de los procesos petrogenéticos como de heterogeneidades com­ FIG.ll. Diagrama 143Nd/I44Nd vs. s'Sr/S6 Sr para ro­ posicionales en la fuente misma. Por ejemplo, cas andinas. La línea sólida representa la ten­ Skewes (1980) interpretó las variaciones composi­ dencia seguida por rocas volcánicas derivadas de cionales, modales y químicas, observadas en los magmas originados en el manto (Hawkesworth xeno!itos del Campo Pali-Aike (- 52° S), como et al., 1979); EC = andesitas ecuatorianas (Fran­ cis et al., 1977; Hawkesworth et al, 1979); una evidencia de heterogeneidades locales en el RB = rocas granodioríticas del plutón Río manto subyacente. Blanco-San Francisco (Ref. in López, 1982); El empobrecimiento en TRP de las rocas ba­ M = basaltos del volcán Mirador (400 21'S; sálticas del complejo Laguna del Maule, en com­ Hickey et al., 1982); AN = basaltos y andesitas paración con las del volcán Lanín (- 39°40'S), basálticas del volcán Antuco (37°25'S; Hickey et al., 1982); XM = xenolitos graníticos inclui­ puede atribuirse a una participación del granate, dos en basaltos del volcán Mirador (Hickey et como fase refractaria, a nivel de la fuente. Aun al., 1982); LM = rocas volcánicas de Laguna del cuando un fraccionamiento de anfíbola, a bajas Maule (Hickey et al., 1982); AC = Andes Cen­ presiones, tiene un efecto semejante sobre estos trales (l» datos de Francis et al. (1977) y Haw­ elementos, la ausencia de este mineral, en las ro­ kesworth et al. (1979); (o) datos de James (1982) ;(x) datos de Hawkesworth et al. (1982). cas consideradas, descartaría a este último pro­ ceso como alternativa explicatoria. Una partici­ que las peridotitas de granate de Pali-Aike se ha­ pación del granate como fase residual en la gé­ brían equilibrado a presiones iguales o superiores nesis de las rocas basálticas de Laguna del Maule, a 21 kbar, lo que equivaldría a una profundidad y no en las del Lanín, estaría indicando un origen igual o.superior a unos 60 km. más profundo para ellas. Skewes (1980) estimó 18 GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE

El enriquecimiento en TRL de las rocas basál­ ron los magmas del Antuco y Laguna del Maule. ticas del complejo Laguna del Maule, en compa­ Sin embargo, una alternativa razonable es que la raClOn con las del volcán Antuco (- 37°20'S), fuente misma de la cual provienen los magmas de puede atribuirse a una diferencia en el grado de Laguna del Maule sea más rica en elementos in­ fusión, el que sería menor en el primero, o a una compatibles, que la que generó los magmas del mayor abundancia de TRL en la fuente misma. volcán Antuco. Los estudios petrológico-expe• La primera alternativa supone la existencia de un rimentales de Nicholls y Ringwood (1973) de­ manto relativamente homogéneo entre las latitu­ muestran, por un lado, que el manto puede enri­ des 36°-37°S; la segunda, en cambio, supone un quecerse en tales elementos, por contaminación manto que se iría enriqueciendo en TRL con el con líquidos generados a nivel de la corteza oceá­ distanciamiento de la fosa Chile-Perú. nica subductada, y los estudios sísmicos de Hanus Los trabajos de Green et al. (1974), Nicholls y Vanek (1976, 1978) sugieren, por otro, la exis­ y Whitford (1976) y Nicholls (1978), entre otros, tencia, en la zona de Benioff, de un área interme­ demuestran que los magmas primarios generados dia asísmica, ubicada a unos 100 km bajo la cade­ por fusión de peridotita, conteniendo olivino fos­ na volcánica andina, que puede interpretarse co­ terítico (Fo - 90), además de tener razones Mg/ mo una zona parcialmente fundida y, por 10 tanto, 2 (Mg + Fe+ ) altas (0,70 - 0,74), son ricos en Cr como una fuente de magmas capaces de contami­ (500 - 600 ppm) y Ni (250 - 350 ppm). Compa­ nar el manto suprayacente. Cálculos geoquímicos, rativamente, las rocas basálticas de Laguna del' basados en esta segunda alternativa, indican que Maule, al igual que la mayoría de las rocas ba­ se requiere un grado de fusión más elevado (- sálticas de los Andes del Sur, son pobres en Cr y 20%) para generar, a partir de una peridotita con­ Ni (tabla 2) y presentan razones magnesianas no­ taminada, un magma primario con las caracterís• toriamente más bajas (tabla 1). Esto prueba que di­ ticas químicas del formado a partir de una fuente chas rocas no son representativas de magmas pri­ peridotítica no contaminada (López, 1978). marios, sino de magmas derivados de los ante­ Un modelo similar al discutido en el párrafo riores, por cristalización fraccionada de minerales anterior, ha sido propuesto para explicar la pe­ máficos. A pesar de que la plagioc1asa aparece co­ trogénesis de andesitas de los Andes Centrales (Ja­ mo el fenocristal más abundante, los contenidos mes et al., 1976; Thorpe et al., 1976; Dostal et al., relativamente normales de Eu no acusan un frac­ 1977a, b; Palacios y López, 1979). Sin embargo, cionamiento significativo de esta fase. existe una diferencia fundamental entre estas ro­ López et al. (1981) explicaron la petrogénesis cas y las de Laguna del Maule. Como lo señala la de las rocas basálticas del volcán Antuco mediante figura 11, para un valor dado de la razón 143 Nd/ un 10% de fusión parcial, fraccionada, de perido­ 144 Nd, las rocas de los Andes Centrales están en­ tita, conteniendo un 1-2 % de granate, seguido por riquecidas en Sr radiogénico, con respecto a las un fraccionamiento, desde los magmas primarios rocas volcánicas derivadas del manto suboceánico, formados, de olivino y c1inopiroxeno. Conside­ en cambio, las de Laguna del Maulc caen dentro rando la primera alternativa del párrafo anterior, de dicha tendencia. Este hecho permite postular la génesis de las rocas basálticas de Laguna del que los magmas de Laguna del Maule derivaron de Maule podría explicarse por un grado más bajo de una fuente no contaminada con material prove­ fusión parcial. Cálculos geoquímicos, siguiendo niente de la litósfera oceánica subductada, y en el el modelo empleado en el caso del Antuco, indi­ supuesto de haber habido tal contaminación, co­ can que un 6% de fusión parcial, fraccionada, de mo lo permiten los elementos trazas incompati­ peridotita, conteniendo un 2 % de granate, con­ bles, la composición isotópica del contaminante siderando a éste como fase residual, genera un lí• debería ser similar a la de las rocas de este comple­ quido primario que, luego de sufrir un fracciona­ jo volcánico. miento de olivino (10%) Y c1inopiroxeno (20%) PETROGENESIS DE LA ANDESITA FM37 deja un líquido residual similar en elementos tra­ zas y, particularmente, en TR, a las rocas basálticas Dada la similitud composicional, tanto en ele­ del complejo Laguna del Maule. mentos mayores como trazas, que esta muestra Como se indicó previamente, este modelo pe­ de la Unidad II tiene con andesitas de los Andes trogenético se fundamenta en una supuesta simili­ Centrales, la comprensión de su origen tendría, a tud composicional entre las fuentes que origina- nuestro entender, un significado más que local. L. López y F. Munizaga 1\1

Comparada con las rocas basálticas de su uni­ 0,51278, respectivamente (Hickey et al., 1982). dad (FM49 y FM94), FM37 está enriquecida en Como se puede observar en la figura 11, para un Si, Na, K, Rb, Sr, y TR Y empobrecida en Fe, valor dado de la razón 143 Nd/144 Nd, los xeno­ Mg, Ca, Se, Cr y Co. Estas características geo­ litos, a diferencia de las rocas volcánicas de Lagu­ químicas son cualitativamente concordantes con na del Maule, están enriquecidos en Sr radiogéni­ las esperadas en líquidos derivados, por cristali­ co con respecto a las rocas volcánicas derivadas zación fraccionada de minerales máficos, de mag­ de magmas originados en el manto suboceánico. mas basálticos con una composición similar a la del De hecho, los xenolitos del Mirador siguen, al i­ promedio de las muestras FM49 y FM94. gual que el intrusivo miocénico Río Blanco-San Cálculos geoquímicos, basados en la ley de Francisco (latitud 33°10'S de los Andes del Raleigh, en coeficientes de partición sólido/lí• Sur), la tendencia de las rocas andesíticas de E­ quido propios de composIcIOnes andesítico• cuador. Estas consideraciones nos hacen dudar, basálticas y en la mineralogía de las muestras de por el momento, que las riolitas de Laguna del la Unidad 11, indican que la composición en ele­ Maule deriven, por fusión , de rocas graníticas. mentos trazas de FM37 es, teóricamente, con­ No obstante, esta hipótesis no puede ser descar­ sistente con la de un líquido derivado, por fraccio­ tada mientras no se tenga un conocimiento geo­ namiento de clinopiroxeno (- 15%) Y olivino químico cabal de los cuerpos graníticos subya­ (- 15%), de un magma parental con la compo­ centes al área en que se ubica este complejo sición promedio de los basaltos de la Unidad 11. volcánico. De acuerdo con este modelo, la muestra en cues­ En comparación con las rocas basálticas, las tión representaría, tan sólo, una etapa más avanza­ riolitas están fuertemente empobrecidas en ele­ da en la línea evolutiva de los magmas basálticos mentos ferromagnesianos, Al, Ca, Sr, Eu y P, de la región. y enriquecidas en K, Rb, Ba, Hf, Th Y U. La ra­ zón La/Sm aumenta, notoriamente, al pasar de PETROGENESIS DE LAS RIOLITAS, UNIDAD III las rocas basálticas a las riolíticas, siendo ambos grupos similares en el contenido de Sm. Estos Como se señaló anteriormente, las riolitas y las datos, unidos a la similitud en las razones isotó• rocas basálticas constituyen los términos más a­ picas de Sr y Nd, sugieren que las riolitas podrían bundantes en el complejo volcánico Laguna del ser consideradas como el producto de una dife­ Maule. De los múltiples procesos que pueden con­ renciación, a largo plazo, de un magma de com­ ducir a la formación de rocas riolíticas, quisiéra­ posición similar al promedio de las rocas basál­ mos discutir sólo dos, que nos parecen más acor­ ticas de las Unidades I y 11. Un fraccionamiento des con las características de los Andes del Sur: de olivino y clinopiroxeno podría dar cuenta del fusión de rocas graníticas y cristalización fraccio­ empobrecimiento en elementos ferromagnesia­ nada de magmas basálticos. nos; un fraccionamiento de plagioclasa explicaría López y Moreno (1981) llamaron la atención el empobrecimiento en Al, Ca, Sr y Eu; un fraccio­ sobre el notable parecido composicional, tanto namiento de anfíbola contribuiría a explicar los en elementos mayores como trazas, existente patrones de TR y el empobrecimiento en elemen­ entre los xenolitos graníticos, parcialmente fun­ tos trazas ferromagnesianos, en especial del Cr. Fi­ didos, presentes en bombas basálticas del vol­ nalmente, un fraccionamiento de apatita daría cán Mirador y las riolitas cuaternarias del com­ cuenta del empobrecimiento en P y, en parte, del plejo volcánico Laguna del Maule, sugiriendo la Ca. posibilidad de que, al menos algunas de las esca­ Cálculos teóricos, basados en la ley de Raleigh, sas riolitas presentes en los Andes del Sur, deriven, en la mineralogía de las muestras y en el empleo por fusión, de material granítico de composición de coeficientes de partición sólidollíquido propios similar a la de los xenolitos. de composiciones riolíticas, señalan que un frac­ Aunque los elementos mayores y trazas favo­ cionamiento, desde un magma basáltico parental, recen un origen de las riolitas por fusión de ma­ con una abundancia en elementos trazas igual al terial granítico, todavía no se cuenta con suficien­ promedio de las rocas basálticas de las Unidades I tes datos isotópicos que avalen plenamente esta y 11, de clinopiroxeno (- 15%), olivino (- 10%), hipótesis. Los xenolitos graníticos, incluidos en plagioclasa (- 15%) Y anfíbola (- 10%) deja un las lavas basálticas del Mirador, presentan razo­ residuo que es similar a las riolitas en elementos nes isotópicas de Sr y Nd iguales a 0,70453 y trazas ferromagnesianos, Sr, Ba, TRL y Eu, pero 20 GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE que está empobrecido, 2-3 veces, en K y Rb. Qui­ sición de la andesita FM37. En comparación con zás, el problema más importante relacionado con esta muestra, las dacitas están empobrecidas en TR este modelo radica en que un determinado com­ y ninguna de las fases constituyentes de estas rocas junto de coeficientes de partición, (TR) anfíbola/ tiene coeficientes de partición, (TR) sólido/(TR) (TR) líquido, no es capaz de explicar, simultá­ líquido, capaces de producir tal empobrecimiento. neamente, la abundancia en tierras raras livianas Asimismo, los patrones de TR limitan la posi­ (TRL) y pesadas (TRP). Por ejemplo, usando bilidad de que las dacitas deriven, por cristaliza­ los coeficientes de Arth y Baker (1976) se pueden ción fraccionada, de un magma con la composi­ explicar las TRL, pero no las TRP; lo inverso ocu­ ción promedio de los basaltos de las Unidades I y rre al aplicar los coeficientes de Nagasawa y 11. Las dacitas son más ricas en TRL que los basal­ Schnetzler (1971). Basados en estas consideracio­ tos, pero son semejantes a ellos en Sm y TRP. Si nes estimamos que, si bien las riolitas pueden de­ bien un fraccionamiento de anfíbola puede expli­ rivar, teóricamente, de un magma basáltico, la car el enriquecimiento en TRL, el mismo con­ composición de éste no coincide con la de las junto de coeficientes de partición, (TR) anfíbo• rocas basálticas de las Unidades I y 11. la/(TR) líquido, que da cuenta de estos elementos, Resultados más alentadores se obtienen si se no es capaz de explicar, simultáneamente, los con­ considera a las dacitas de la Unidad IV como ro­ tenidos de TRP. Estas consideraciones mueven a cas parentales de las riolitas de la Unidad IlI. postular que las dacitas y sus posibles derivados, Empleando el mismo modelo anterior y los coe­ las riolitas, han seguido una línea genético-evolu­ ficientes de partición, (TR) anfíbola/(TR) lí• tiva independiente de la seguida por las rocas ba­ quido, de Nagasawa y Schnetzler (1971), un frac­ sálticas y andesíticas de las Unidades I y 11. cionamiento de plagioclasa (- 15 % ), clinopiroxe­ Teóricamente, es posible demostrar que apro­ no (- 15%) Y anfíbola (- 5%), deja un residuo, ximadamente un 5 % de fusión parcial, fracciona­ con una abundancia en elementos trazas, más da de peridotita no contaminada, libre de granate, acorde con la composición de las riolitas. Sólo o una fusión del orden del 20% de peridotita en­ el Rb muestra una diferencia significativa (Rb riquecida por contaminación, en elementos trazas muestra/Rb teórico = 1,5). Un modelo, aún más incompatibles, produce un líquido que, luego de realista, debería incluir también fases accesorias sufrir un fraccionamiento de olivino (- 10%), como apatita y magnetita para explicar, respecti­ clinopiroxeno (- 15%) Y anfíbola (7 - 10%), de­ vamente y entre otras cosas, los bajos contenidos ja un residuo similar a las dacitas, en la mayoría de P y Ti presentados por las riolitas. Este modelo de los elementos considerados. Sin embargo, es­ estaría avalado por ola presencia de cúmulos de tos residuos teóricos están empobrecidos, apro­ plagioclasa, clinopiroxeno, anfíbola y magnetita en ximadamente 1,5 veces, en K y Rb, en compa­ LM 3, de microlitos de apatita en FM67a y FM78, ración con las dacitas. Un modelo más completo Y de titanomagnetita, identificada por difracción debería incluir también algún proceso, tal como de rayos X, en la muestra FM205. una reacción de intercambio entre el magma y Aceptando la existencia de una probable la roca encajante, que explique el enriquecimien­ ligazón genética entre las riolitas de la Unidad to relativo en K y Rb, presentado por las dacitas. 111 y las dacitas de la Unidad IV, discutamos, Lo anterior significa que las dacitas, a diferen­ finalmente, la posible génesis de estas últimas cia de los basaltos, se habrían originado en una rocas. región del manto donde el granate no es una fase estable, esto es, a profundidades inferiores a 60- 70 km. La profundidad de origen sería una de las PETROGENESIS DE LAS DACITAS, UNIDAD IV diferencias fundamentales entre los magmas que derivaron en los basaltos y andesitas de las Uni­ Una inspección a las figuras 8 y 9 revela que dades I y 11 Y los que originaron a las dacitas y los patrones de TR restringen la posibilidad de que riolitas de las Unidades III y IV. La otra dife­ las dacitas de esta unidad deriven, por cristali­ rencia radicaría en las fases involucradas en los zación fraccionada, de un magma con la compo- procesos de cristalización fraccionada. L. López y F. Munizaga 21

SUMARIO Y CONCLUSIONES

Rocas con contenidos de Si02 en el rango 51- a aumentar, de norte a sur, entre los paralelos 74% en peso están presentes en el complejo 33°S y 42°S. volcánico Laguna del Maule, localizado en la la­ A pesar del amplio rango composicional exhi­ titud 36°S de los Andes del Sur. Contrariamen­ bido por las rocas del centro volcánico en estudio, te a lo que parece ser una característica de los An­ todas ellas presentan razones isotópicas de Sr y des Centrales, en este centro predominan las rocas Nd que se distribuyen, respectivamente, en rangos 86 con contenidos en SiOz inferiores a 55% en peso relativamente estrechos (87 Sr/ Sr = 0,70400- 144 y superiores a 65% en peso; rocas con SiOz en 0,70424; 143 Nd/ Nd = 0,51273-0,51279; Hic­ el rango 55-65% en peso son, comparativamente, key et al., 1982) sin presentar correlación alguna escasas. ni con la edad ni con otros parámetros geoquími• Cuatro unidades principales se han distinguido coso en Laguna del Maule. Rocas de composición ba­ Los valores isotópicos de Sr y Nd constituyen sáltica a andesita basáltica predominan en las Uni­ la diferencia geoquímica fundamental entre las dades 1 (basaltos de valle) y 11 (conos volcánicos de rocas volcánicas de este complejo y las plio-cua­ piroclásticos ± lava). Lavas de composición riolí• ternarias, eq,uivalentes en Si02 , de los Andes Cen­ tica predominan en la Unidad III (lavas de la lagu­ trales. Esta característica favorece, para las rocas na). La Unidad IV, ubicada en la vecindad de la U­ de Laguna del Maule, un origen y una evolución nidad 1, está representada por un cuello volcánico sin contribución significativa de la corteza conti­ y una serie de pequeños diques de composición nental. predominantemente dacítica. El análisis de los datos geoquímicos disponi­ Dataciones radiométricas (Drake, 1976) demues­ bles sugiere dos líneas genético-evolutivas para tran que las rocas de este centro tienen una edad las rocas del complejo volcánico Laguna del inferior a 0,3 Ma. Maule. Una sería responsable de los basaltos y Al igual que otras rocas volcánicas circumpa­ andesitas de las Unidades I y 11; la otra daría cuen­ cíficas, similares en SiO z, el fenocristal más abun­ ta de las dacitas y riolitas de las Unidades III y IV. dante en las rocas basálticas es plagioclasa cálcica, Ambas se habrían iniciado con una fusión parcial, siguiéndole, en abundancia, olivino y clinopiroxe­ fraccionada, de una porción de manto, contami­ no. Las fases predominantes en las rocas dacíticas nado o no con material proveniente de la litósfera y riolíticas son plagioclasa, anfíbola y biotita. oceánica subductada, pero a diferente profundi­ Las muestras analizadas tienen concentraciones dad. Los magmas responsables de la rocas basál­ de elementos mayores y trazas similares a las de ticas y andesíticas se habrían formado a una pro­ rocas volcánicas plio-cuaternarias, equivalentes en fundidad mayor que los responsables de las dacitas SiOz, de los Andes Centrales. y riolitas; y así, el granate habría participado, co­ Ellas exhiben un carácter calcoalcalino típico, mo fase residual, en los primeros, pero no en los con contenidos relativamente altos de Al 2 0 3 , CaO segundos. A la diferencia en la profundidad de y K2 O Y bajos de TiOz ; características que van generación se sobreimpondría una diferencia en el acompañadas por razones Mg/(Mg + ~ Fe) rela­ proceso de cristalización fraccionada. Los magmas tivamente bajas. primarios que derivaron en basaltos y andesitas Comparados con basaltos de la cadena "occi­ habrían sufrido, fundamentalmente, un fraccio­ dental" de los Andes del Sur, las rocas basálticas namiento de olivino y clinopiroxeno; los que de­ de Laguna del Maule están enriquecidas en TRL, vinieron en dacitas y riolitas habrían experimen­ pero presentan contenidos similares, o están leve­ tado, además, un fraccionamiento de plagiocla­ mente empobrecidos, en TRP. Sobre la base de los sa, anfíbola y de otras fases menores, como apa­ datos existentes, las TRP presentan una tendencia tita y magnetita.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue financiado por los Grants E dad de Chile y por el Grant 78/21364 del Progra­ 1703-8315 Y E1300-831 del Departamento de De­ ma de Cooperación Internacional CONICYT/NSF sarrollo de la Investigación (DDI) de la Universi- Los autores agradecen al Prof. F. Frey y al per- 22 GEOQUIMICA LAGUNA DEL MAULE

sonal del reactor nuclear del M.I.T., las facilidades gradecemos a la Srta. Gilda Morales J. su abnegada otorgadas para la obtención de datos de elementos labor dactilográfica. trazas por activación neutrónica. Finalmente, a-

REFERENCIAS

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