1. Introducción

El orógeno famatiniano representa un evento mayor desarrollado en el borde occidental de Gondwana en el Paleozoico temprano. El arco magmático emplazado durante este evento se extiende desde las sierras pampeanas en Argentina hasta el norte de los Andes en Venezuela (Ramos, 2018). En el área que comprende el Cordón de Lila (CL) y la Sierra de Almeida (SA), ubicada inmediatamente al sur del salar de Atacama, en el norte de Chile (Fig. 1), afloran rocas plutónicas graníticas pertenecientes a un batolito que forma parte del arco magmático famatiniano (Ducea et al., 2015), localmente denominado en Argentina Faja Eruptiva de la Puna Occidental (Palma et al., 1986), de orientación general noroeste. Este arco magmático se desarrolló sobre la corteza continental por subducción dirigida hacia el noreste (Bahlburg y Hervé, 1997), a lo largo del borde occidental de Gondwana durante el Cámbrico superior (Furongiano) a Ordovícico Medio (Zimmermann et al., 2010; Niemeyer et al., 2018), y abarcó un lapso de ca. 30 Ma entre 490 y 460 Ma (Niemeyer et al., 2014).

 

Fig. 1. Ubicación del área estudiada, en la precordillera de Antofagasta entre los salares de Atacama y Punta Negra. CL: Cordón de Lila, SA: Sierra de Almeida.

El batolito que constituye el Cordón de Lila y la Sierra de Almeida presenta extensos afloramientos que han permitido su estudio detallado. Las características petrográficas de cada uno de los diferentes plutones que lo componen están bien establecidas y sus relaciones de contacto mutuas y con su roca de caja son claras y definidas (Mpodozis et al., 1983; Niemeyer, 2013). Dentro del batolito cambro-ordovícico (490-460 Ma) se pueden distinguir dos litologías principales de rocas plutónicas: granodioritas y monzogranitos (Fig. 2). El objetivo de la presente nota es dar a conocer el carácter geoquímico de los plutones que conforman dicho batolito, a la vez que sugerir ideas acerca de su origen.

Fig. 2. A. Composición petrográfica de granodioritas y monzogranitos en diagrama QAP de Streckeisen (1974). Mineralogía según la norma C.I.P.W. B. Fotografía de una muestra granodiorítica del Plutón Pingo-Pingo, nótese la abundancia de biotita y anfíbola junto a cuarzo y plagioclasa. C. Fotografía de una muestra de monzogranito del Plutón Tilopozo en la que se ha teñido de amarillo el feldespato alcalino para destacar su abundancia.

2. Marco geológico

La roca de caja del batolito cambro-ordovícico del Cordón de Lila y de la Sierra de Almeida está formada por el Complejo ígneo-sedimentario del Cordón de Lila (CISL) (Niemeyer, 1989). Este se compone de dos miembros sub-contemporáneos a la edad de los plutones del batolito (490-460 Ma,  Niemeyer et al., 2014). El miembro inferior, de ca. 2.500 m de espesor, está compuesto de lavas basálticas con niveles intercalados de turbiditas (Zimmermann et al., 2010). El miembro superior lo conforman unos 200 m de dacitas y brechas dacíticas, también con intercalaciones de turbiditas. Una edad ordovícica media ha sido asignada a este último, sobre la base de dos determinaciones U-Pb en zircones individuales (471±6 Ma y 468± Ma) obtenidos en clastos de las brechas dacíticas (Niemeyer et al., 2018). Además, en la parte superior del Plutón Tambillo aflora un roof- pendant kilométrico de roca sedimentaria no turbidítica (Fig. 3), cuya edad es desconocida y que probablemente corresponda a un equivalente de la Formación Puncoviscana sensu lato, de edad proterozoica superior a cámbrica presente en Argentina (Aceñolaza y Aceñolaza, 2005).

 

Fig. 3. Distribución de los plutones del batolito cambro-ordovícico del Cordón de Lila y Sierra de Almeida, al sur del salar de Atacama. Se distingue, en general, una composición granodiorítica en los plutones en posición occidental y una composición monzogranítica en los plutones en posición oriental.

 El contacto de los diferentes plutones del batolito con su roca de caja es neto, con desarrollo en ellas de una aureola de rocas córneas de unos 50 m de ancho. Se caracterizan por haberse emplazado en la epizona a <10 km de profundidad (Valencia, 2014). Los plutones son isótropos con excepción del Plutón El León, que presenta una marcada foliación magmática (Carrasco, 2015).

En general, los plutones granodioríticos (Pedregoso, Pingo-Pingo, El León y Choschas) ocupan una posición más bien occidental dentro del batolito, en tanto que los plutones monzograníticos (Tucúcaro, Tilopozo, Portezuelo, Tambillo y Alto del Inca) lo hacen en una posición oriental (Fig. 3).

La naturaleza del basamento del CISL se puede inferir a partir de los numerosos xenolitos de rocas metamórficas presentes en el Plutón El León y del roof-pendant alojado en el Plutón Tambillo. Los xenolitos son de tamaño centimétrico a decamétrico y se componen de micaesquistos, rocas sedimentarias calcosilicatadas y, en menor proporción y tamaño, anfibolitas. Estos xenolitos sugieren la presencia de un basamento de probable edad mesoproterozoica (Pankhurst et al., 2016).

3. Metodología

Se determinó la composición química de 28 muestras de roca de los diferentes plutones que conforman el batolito (Tablas 1 y 2). Los análisis químicos de elementos mayores y trazas fueron realizados en el Laboratorio Químico del Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Chile. Para ello se utilizó una combinación de técnicas analíticas y preparación de muestras que incluyen fusión y digestión ácida (elementos mayores y trazas) y determinación de los contenidos por espectrometría de acoplamiento inductivo con detector de masa (ICP-MS) y espectrometría de absorción atómica (EAA).

4. Resultados

El contenido de elementos mayores y en trazas determinado en las muestras analizadas se presenta en las tablas 1 y 2 para las granodioritas y los monzogranitos, respectivamente. La mayor parte de los valores de las determinaciones de pérdidas por calcinación (ppc) en cada muestra son menores al 1% en peso, lo cual es considerado como un indicador de que las muestras analizadas presentan un bajo grado de alteración, lo que permite inferir que su composición química no ha sufrido cambios significativos.

4.1. Elementos mayores

Las muestras de ambas litologías tienen un rango de variación en sus contenidos de SiO₂ entre 65 y 77 peso % con un aparente gap entre 73 y 74 peso %. En los diagramas de Harker (Fig. 4) se advierte que, en general, en ambas litologías la variación de los elementos mayores con respecto a los contenidos de SiO₂ definen patrones lineales de diferenciación, los cuales tienen la misma pendiente, especialmente el MgO₂, Fe₂O₃, Al₂O₃ y TiO₂. La variación de CaO con la sílice es también lineal en descenso con la misma pendiente para ambas litologías, con un gap de CaO en 2,38% en las granodioritas y 1,31% de CaO en los monzogranitos (Fig. 4).

 

Fig. 4. Diagramas de Harker para elementos mayores de granodioritas (círculos vacíos) y de monzogranitos (círculos llenos), contenidos en peso%.

En el diagrama Na₂O+K₂O-CaO versus SiO₂ (Frost et al., 2001), las granodioritas se distribuyen a lo largo de la serie cálcica y los monzogranitos lo hacen, en su mayoría, en el campo de la serie calcoalcalina y, parcialmente, en el campo de la serie álcali-cálcica. Sin embargo, parte de los análisis de monzogranitos caen hacia la derecha del diagrama, en un sector donde no hay división de campos (Fig. 5A).

Por otro lado, en el diagrama de SiO₂ versus K2O (Rickwood, 1989) las granodioritas ocupan el campo normal de la serie calcoalcalina en tanto que los monzogranitos se distribuyen en el campo de la serie calcoalcalina rica en K, aunque, dado su contenido de SiO₂, la mayor parte de las muestras exceden hacia la derecha las divisiones establecidas por ese autor (Fig. 5B).

 

Fig. 5. A. Diagrama Na2O+K2O-CaO versus SiO2 de Frost et al. (2001) para las granodioritas (círculos vacíos) y para los monzogranitos (círculos llenos), contenidos en peso %. B. Distribución de las granodioritas (círculos vacíos) y de los monzogranitos (círculos llenos) en el diagrama de SiO2 versus K2O (Rickwood, 1989), contenidos en peso %. C. Diagrama de Shand (1943), A/NKC versus A/NK, para granodioritas y monzogranitos. La división transversal es tomada de Maniar y Piccoli (1989).

El diagrama molar de Shand (1943) de A/NKC versus A/NK indica que la mayoría de las granodioritas son metaluminosas o están en el límite entre el campo metaluminoso y el peraluminoso, con una muestra en el campo de las rocas peraluminosas. La mayor parte de los monzogranitos son peraluminosos, con excepción de una muestra, que es metaluminosa (Fig. 5C). Adicionalmente, con la excepción del Plutón Tambillo, el resto de los plutones monzograníticos presentan corindón normativo >1%, lo cual significa un exceso de Al₂O₃ con respecto a CaO.

4.2. Elementos en trazas

Se observa una diferencia notable entre los contenidos de los elementos en trazas de ambas litologías. En la figura 6 se indican las variaciones de algunos de estos elementos versus el contenido en SiO₂. El Rb se enriquece en forma hiperbólica con el incremento del contenido de SiO₂, desde las granodioritas hacia los monzogranitos (Fig. 6). El Sr de las granodioritas tiene una amplia dispersión, pero de modo general muestra una tendencia descendente con el incremento del contenido de SiO₂. Para los monzogranitos, el Sr desciende linealmente dentro de su estrecho contenido de sílice (Fig. 5). La distribución de Nb es ligeramente descendente con el incremento de SiO₂ para las granodioritas, y en los monzogranitos asciende linealmente entre 1 y 24 ppm dentro de su estrecho rango del contenido de SiO₂ (Fig. 6).

Los únicos plutones para los cuales se dispone de razones iniciales de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr son el Plutón Tucúcaro (0,7102) y el Plutón Tilopozo (0,7113), (Mpodozis et a., 1983).

 

Fig. 6. Diagramas de Harker correspondientes a algunos elementos en trazas, contenidos en ppm. Granodioritas (círculos vacíos) y monzogranitos (círculos llenos), contenidos de SiO2 en peso%.

4.3. Tierras raras

 Los patrones de tierras raras normalizados a los valores de condrito (Boynton, 1984), muestran que las granodioritas se caracterizan por un enriquecimiento de las tierras raras livianas (TRL) con respecto a las pesadas (TRP) y una anomalía de Eu menor (Fig. 7A). Las primeras presentan un patrón inclinado con un marcado descenso desde La a Sm y una disposición horizontal de las TRP con una anomalía negativa leve de Eu, incluso positiva en el caso del Plutón El León, entre ambas. Los monzogranitos presentan un patrón de distribución ligeramente enriquecido en TRL respecto a las TRP, caracterizado por una conspicua anomalía negativa de Eu (Fig. 7B).

 

Fig. 7. A. Diagrama de tierras raras para granodioritas. B. Diagrama de tierras raras para monzogranitos. Contenidos de los elementos de las tierras raras normalizados a condrito (Boynton, 1984).

5. Discusión

Sobre la base de las observaciones en  terreno y los antecedentes petrológicos, Otamendi et al. (2010) y Ducea et al. (2015) han propuesto un modelo que explica el origen y naturaleza de las rocas plutónicas del arco magmático famatiniano presentes en las sierras pampeanas occidentales, noroeste de Argentina. Dicho modelo plantea que las rocas plutónicas calcoalcalinas del arco se habrían generado mediante procesos de cristalización fraccionada a partir de un magma básico, acompañados por procesos de contaminación/asimilación de metasedimentitas pertenecientes a la Formación Puncoviscana y/o interacción con fundidos félsicos originados en la corteza. Este modelo explica, en particular, el hecho de que las granodioritas y las monzonitas presentan un trend composicional que atraviesa el límite entre los campos metaluminoso y peraluminoso, por lo cual la explicación más simple para la generación de dichas secuencias es la interacción entre magmas de composición calcoalcalina y fundidos corticales o rocas de la corteza sedimentaria (Otamendi et al., 2012).

Este modelo petrogenético es aplicable a las rocas estudiadas en el presente trabajo, dado que las granodioritas se distribuyen en el campo metaluminoso con transición al campo peraluminoso en el diagrama de Shand (1943) (Fig. 5C). En cuanto a los monzogranitos, su carácter peraluminoso, unido a las altas razones iniciales de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, sugieren una contaminación con rocas sedimentarias corticales posiblemente representadas por el roof-pendant observado en el Plutón Tambillo y que serían un equivalente de la Formación Puncoviscana, la cual constituye el basamento sobre el que se emplazó el arco magmático famatiniano (Niemeyer, 2013).

Las granodioritas y los monzogranitos objeto de este estudio parecen haberse originado a partir de un magma calcoalcalino común que evolucionó a través de un proceso de cristalización fraccionada. Este origen común es respaldado por el comportamiento de los elementos mayores y en trazas en los diagramas de Harker (Figs. 4 y 6) y por los patrones normalizados de los elementos de las tierras raras (Fig. 7). Estos son compatibles con una evolución por cristalización fraccionada de plagioclasa de los magmas. La pronunciada anomalía de Eu observada en las muestras de los monzogranitos refuerza esta sugerencia (Fig. 7). En efecto, la cristalización temprana de plagioclasa, por ejemplo en las granodioritas, contribuye a secuestrar el Eu del líquido residual, lo que explica la anomalía negativa en los monzogranitos y el predominio de feldespato potásico sobre plagioclasa en esta litología (Figs. 2 y 7) (Cullers y Graf, 1984). Lo anterior es también compatible con el descenso del contenido de CaO y Sr, con el incremento de SiO₂ observado en los diagramas de Harker, y con la abundante cristalización de feldespato potásico en los monzogranitos. El cambio de comportamiento de todos estos elementos durante el proceso de cristalización sugiere un enriquecimiento de los elementos incompatibles, por ejemplo K₂O, Rb y Nb en el líquido residual (e.g., Rollinson, 1993; Lee y Morton, 2015), los cuales habrían pasado a formar parte de los monzogranitos.

6. Conclusión

El batolito del Cordón de Lila y Sierra de Almeida, ubicado al sur del salar de Atacama en el norte de Chile, está constituido por una serie de plutones de composición granodiorítica y monzogranítica, emplazados en una corteza siálica (principalmente sedimentaria) durante el Cámbrico Superior- Ordovícico. Ellos forman parte del arco magmático famatiniano y representan su borde occidental.

La composición química de los plutones (elementos mayores, en trazas y tierras raras) sugiere que tanto los plutones granodioríticos como los monzograníticos se formaron por cristalización fraccionada a partir de un magma máfico común. El carácter metaluminoso de las granodioritas y peraluminoso de los monzogranitos puede ser explicado por diferentes grados de interacción del magma con las rocas corticales sedimentarias.

Agradecimientos
Se agradece la revisión crítica del manuscrito por parte de L. Baeza, V. Oliveros, J. Muñoz, I. Urraza y W. Vivallo. Los dibujos se deben a L. Jofré, de la Universidad Católica del Norte.

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