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UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003
PETROGENESIS DE LOS BASALTOS CENOZOICOS
DE LA MESETA CHILE CHICO, XI REGION DE AYSEN, CHILE.
ESPINOZA, F., y MORATA, D.
Departamento de Geología, Universidad de Chile, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile. [email protected]
INTRODUCCION
La Meseta Chile Chico (MCC) se encuentra ubicada al sudoeste de la ciudad del mismo nombre,
junto a la frontera con Argentina, en la región de Aysén, Chile (46°35’-46°47’S–71°46’72°02’W; Fig. 1). Está formada por grandes volúmenes de basaltos alcalinos (~270 km3)
extruídos en dos periodos mayores de magmatismo en el actual trasarco patagónico (Eoceno y
Mioceno Sup.-Plioceno). Las lavas de la Meseta, equivalentes a las lavas basálticas de la
Patagonia, se ubican precisamente en el gap volcánico actual entre la SSVZ y la AVZ y sobre la
proyección de la zona de reciente subducción de un segmento de la Dorsal de Chile bajo la placa
Sudamericana, al sudeste del actual punto triple (Fig. 1). Una disposición geodinámica similar de
las placas litosféricas activas durante el Eoceno junto a características geoquímicas que indican
un origen primitivo (profundo) para los magmas de ambas secuencias basálticas, permiten
relacionar el origen y la extrusión de los basaltos a la apertura de ventanas astenosféricas entre las
placas subductantes bajo esta parte de la Patagonia durante ambos periodos de tiempo.
Figura 1:Esquema representativo de la ubicación de la zona de estudio (46°35’-46°47’S−71°46’-72°02’W) y de la disposición
actual de las placas litosféricas en el borde de Sudamérica (los números representan el momento de colisión del segmento de la
Dorsal de Chile contra la fosa), y mapa geológico de las unidades reconocidas al sur del Lago General Carrera que forman la
meseta Chile Chico. SSVZ: Southern South Volcanic Zone, AVZ: Austral Volcanic Zone. Modificado de Suárez and De la Cruz,
2000a.
Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.
GEOLOGIA LOCAL
Las rocas más antiguas expuestas en el sector corresponden a los depósitos volcánicos y
volcaniclásticos ácidos del Grupo Ibáñez (Jurásico Sup-Cretácico Inf. Temp; Suárez y De la
Cruz, 2000b; Parada et al., 2001; Fig. 1). Esta unidad se dispone en discordancia angular sobre el
Complejo Metamórfico Oriental (Niemeyer et al., 1984; Paleozoico; Hervé, 1998) y en el sector
de interés aparece intruida por cuerpos andesíticos calcoalcalinos subvolcánicos (e. g. Cerro
Cuadro, Espinoza et al., 2003). La geoquímica de estas rocas indica una clara afinidad
calcoalcalina que la relaciona con procesos de volcanismo de subducción (Baker et al., 1981;
Suárez et al., 1999; Suárez y De la Cruz, 2000b). Al sur del Lago General Carrera se reconocen
sobre las volcanitas del Grupo Ibáñez y en partes en la base de la MCC los sedimentos la Fm.
Cerro Colorado (Neocomiano, Suárez et al., 2000) correspondientes a facies marinas someras con
intercalaciones continentales asociados a una transgresión marina y a las primeras etapas de una
cuenca de trasarco (Cuenca Austral), junto con algunos flujos volcánicos representados por el
Grupo Coyhaique. Estas rocas sedimentarias están cubiertas por depósitos de un volcanismo
subaéreo con edades del Barremiano (Tobas Flamencos; Suárez et al., 2000), a su vez cubiertas
por la Fm. Ligorio Márquez (Paleoceno Sup–Eoceno Inf; Suárez et al., 2000), formada por
areniscas con plantas fósiles tropicales/subtropicales. Sobre ella se reconoce en algunos sectores
la Secuencia Basáltica Inferior de la MCC (57-34 Ma; Charrier, 1979; Baker et al.,1981; Petford
et al., 1996; Flynn et al., 2002; Espinoza et al., 2003) formada por ~500 m de basaltos alcalinos
de olivino, correlacionables estratigráfica y cronológicamente hacia el este con el Basalto
Posadas (57-45 Ma, Baker et al., 1981; Ramos and Kay, 1992; Kay et al., 2002) y hacia el norte
con los basaltos de Balmaceda (Baker et al., 1981; Demant et al., 1996), también de edad eocena
(42 Ma; Baker et al., 1981). En discordancia sobre la Secuencia Inferior aparece la Fm. Guadal
(Oligoceno Sup-Mioceno Inf, “Patagoniano”, Niemeyer et al., 1984; Frassinetti y Covacevich,
1999), correspondiente a una secuencia marina de areniscas y coquinas con abundantes restos
fósiles de moluscos. Sobre estos sedimentos se encuentra la Secuencia Basáltica Superior de la
MCC (16-3 Ma; Charrier, 1979; Espinoza et al., 2003) formada por ~400 m de basaltos alcalinos
de olivino con intercalaciones riolíticas que corresponde a la actual superficie de erosión de la
meseta, cubriendo un área aproxima 300 km2 (Fig. 1). Esta secuencia es correlacionable
estratigráfica y cronológicamente con depósitos volcánicos similares ubicados próximamente en
el lado argentino de la meseta (Fm. Meseta del Lago Buenos Aires -Mioceno Sup.- y Fm. El
Sello–Pleistoceno Inf.-; Busteros y Lapido, 1983), que a la vez forman parte de las lavas
basálticas de la Patagonia (Baker et al., 1981; Ramos and Kay, 1992; Gorring and Kay, 2001),
formadoras de grandes mesetas basálticas en la Patagonia argentina. Sobre la secuencia basáltica
miocena aparece la Fm. Galera (Mioceno Inf. Tard.-Mioceno Med, “Santacrucense”), compuesta
principalmente por areniscas y conglomerados fluviales. Por último se reconocen en este sector
gravas fluviales del Plioceno-Pleistoceno y depósitos glaciales del Pleistoceno -Reciente.
En toda el área de la meseta Chile Chico afloran numerosos cuellos subvolcánicos de
composición basáltica discordantes con los basaltos, diferenciándose dos grupos: un primer grupo
formado por basaltos de Ol±Px con edades de ~8 Ma (Espinoza et al., 2003) discordantes con los
basaltos de la Secuencia Superior, y otro grupo formado por basanitas de Ol±Flog con edades de
~40 Ma (Espinoza et al., 2003), portadoras de enclaves ultramáficos (Sp-Lherzolitas; Espinoza y
Morata, este volumen), discordantes con los basaltos de la Secuencia Inferior.
GEOQUIMICA DE LAS ROCAS DE LA MCC
En ambas secuencias las rocas corresponden a basaltos alcalinos de olivino con Ne normativa
más subordinadas toleitas de olivino con Hy normativa. En general, la geoquímica de los basaltos
de ambas secuencias muestra contenidos intermedios de Cr (<400ppm), Ni (<200ppm), Co
(<60ppm), #[mg]=Mg2+/Mg2++Fe2+ entre 0.64-0.85, siendo siempre mayores las concentraciones
en la Secuencia Inferior, y entre 13-19 wt% Al2O3, 7-10 wt% CaO, 42-54 wt% Si2O, 3-6 hasta 8
wt% Na2O+K2O, que muestran buenas correlaciones con el contenido de MgO (4-14 wt%). La
geoquímica de elementos traza refleja para las dos secuencias altos enriquecimientos de
elementos incompatibles en diagramas normalizados al manto primitivo, especialmente LILE y
LREE (Fig. 2). Esto, sumado con bajas relaciones LILE/HFSE y LREE/HFSE, Ba/La y La/Nb,
caracterizan una marcada afinidad de estas rocas con los Basaltos de Islas Oceánicas -OIB(Hickey et al., 1986; Sun and McDonough, 1989). Los basaltos de la Secuencia Inferior
presentan bajas razones La/Nb (<0.95) y no muestran anomalías marcadas en diagramas
multielementales, solo bajos contenidos de HREE (Fig. 2A). Los basaltos de la Secuencia
Superior tienen valores mayores para la relación La/Nb (1-2) y bajas relaciones Nb/U (15-31),
Ce/Pb (10-15) y Rb/Cs (36-44), presentan además altas relaciones Sr/La, anomalías negativas de
Nb-Ta, Ti y positivas de Pb en diagramas multielementales (Fig. 2B). Las riolitas que aparecen
intercaladas en la base de esta secuencia tienen una composición caracterizada por
enriquecimientos en Ba, Rb, Th, K, Pb, y marcadas anomalías negativas de Ti, P y de Nb-Ta,
similares a las de los basaltos (Fig. 2B). Los cuellos volcánicos miocenos tienen una química
muy similar a la de los basaltos de la Secuencia Superior, aunque se caracterizan por marcadas
anomalías negativas de Nb-Ta y Ti (Fig. 2B). Las basanitas eocenas del segundo grupo presentan
patrones altamente enriquecidos en elementos incompatibles ((La/Lu)n=23-24) con respecto a los
basaltos de la Secuencia Inferior, y en general al conjunto de los basaltos, con concentraciones
que alcanzan a ser hasta dos veces las estimadas para los OIB (Fig. 2A).
A)
B)
Figura 2: Diagramas multielementales de elementos traza normalizado al manto primitivo (Sun and McDonough (1989) para
A) los basaltos de la Secuencia Basáltica Inferior; y B) los basaltos y riolitas de la Secuencia Basáltica Superior de la Mweseta
Chile Chico. De manera comparativa se ha trazado el patrón de los basaltos de islas oceánicas (OIB; Sun and McDonough, 1989).
PETROGENESIS
Bajas razones La/Nb en los basaltos de la Secuencia Inferior son indicadoras de un origen
astenosférico de los basaltos y/o de cierto grado de metasomatismo en su fuente (Sun and
McDonough, 1989). Mayores valores para esta relación en los basaltos de la Secuencia Superior
y bajas relaciones Nb/U, Ce/Pb y Rb/Cs reflejan la participación de sedimentos subductados o de
fundidos derivados de la litosfera oceánica subductada en la fuente de esos magmas (Sun and
McDonough, 1989). Las altas relaciones Sr/La, anomalías negativas de Nb-Ta y positivas de Pb
en diagramas multielementales de estas rocas, reflejan, además, la influencia de un componente
menor de arco y/o cortical en dichas rocas (Gorring and Kay, 2001; McCulloch and
Gamble,1991; Pearce and Parkinson, 1993). Esto refleja variaciones en el tiempo de las fuentes
de los basaltos desde una fuente astenosférica a una con mayor componente litosférico.
Los depósitos de carácter riolítico intercalados con los basaltos más recientes, que determinan la
base de la Secuencia Basáltica Superior, representan el comienzo a partir de los ~10 Ma
(Espinoza et al., 2003) de un periodo de volcanismo bimodal en la MCC. Estas rocas podrían
haberse generado ya sea por procesos de diferenciación (cristalización fraccionada,
contaminación, procesos AFC) de los mismos basaltos con los que aparecen asociadas o de otros
magmas basálticos almacenados en niveles bajos de la corteza, o bien por fusión de rocas básicas
de la corteza inferior, relacionadas o no con los basaltos de la meseta. Las marcadas anomalías en
elementos como Nb-Ta, P, Pb y Ti podrían representar la ocurrencia de variados grados de
contaminación con materiales corticales en la génesis de las rocas.
La geoquímica de elementos mayores indica un origen de los basaltos por moderadas cantidades
de cristalización fraccionada desde basaltos primitivos. Bajos enriquecimientos en HREE (7-10x
Condrito; Fig. 3) sugieren una fuente con granate residual para los basaltos de ambas secuencias.
El modelamiento petrogenético de los basaltos es consistente con lo argumentado por diversas
relaciones elementales e indica que ambas secuencias se habrían generado a partir de la fusión de
similares fuentes lherzolíticas primitivas con contenidos variables de granate (4-5 wt%) por
moderados grados de fusión parcial (1-4%; Espinoza, 2003) a una profundidad de ~60-70 Km
(T°eq ~1000°C; Espinoza, 2003). Los modelos resultan además en perfectas correlaciones con los
rangos de patrones de REE para rocas de edades similares y estratigráficamente correlacionables
con los basaltos de ambas secuencias (Basalto Posadas, Kay et al., 2002; basaltos de post-plateau
de la Meseta del Lago Buenos Aires –MLBA-, Gorring et al., 2002; Fig. 3). Para los cuellos
volcánicos se obtuvieron en el modelamiento resultados equivalentes a los de los basaltos de la
Secuencia Superior, por lo que su fuente y condiciones de fusión son las mismas. Las basanitas
eocenas enriquecidas se habrían generado por bajos grados de fusión (1-2%) desde una fuente
diferente a la de los basaltos (manto litosférico?) que habría sufrido previamente procesos de
extracción de líquidos basálticos y de enriquecimiento por fundidos metasomáticos con afinidad
MORB (McKenzie and O’Nions, 1995; Fig. 3).
Figura 3. Diagrama de REE normalizado a condrito
(Nakamura, 1974) donde se indican los campos de los
patrones de REE de los basaltos de la MCC (este
trabajo), basaltos de post-plateau de MLBA (Gorring
et al., 2002) y del Basalto Posadas (Kay et al., 2002).
Se indican además las fuentes utilizadas para modelar
los basaltos de MLBA (línea segmentada; Gorring et
al., 2002), los basaltos de la MCC (línea continua, Sun
and McDonough, 1989) y los cuellos volcánicos
basaníticos (línea punteada, McKenzie and O’Nions,
1995).
DISCUSION Y CONCLUSIONES
Los datos aquí presentados indican que los basaltos de las secuencias Basálticas Inferior y
Superior de la MCC son equivalentes y que se habrían generado desde fuentes y bajo condiciones
similares. La particular posición en la que extruyeron los magmas tanto en el Eoceno como en el
Mioceno-Plioceno está naturalmente relacionada a la configuración de las placas litosféricas
durante esos periodos y a los fenómenos de subducción activos en cada uno de ellos.
El origen de la Secuencia Basáltica Superior estaría relacionada con el desarrollo de una ventana
astenosférica bajo esta parte de Sudamérica en el Mioceno (Ramos and Kay, 1992; Gorring et al.,
1997; Gorring et al., 2002). Durante el periodo de extrusión de estos basaltos (~16-3 Ma) se
produciría la colisión del segmento de la Dorsal de Chile ubicado entre las zonas de fractura Tres
Montes y Esmeralda (~6 Ma; Fig. 1) con la Fosa de Chile. A partir de ese momento, y debido a
que las placas de Nazca y Antártica habrían mantenido su régimen divergente, se inició el
proceso de apertura de una ventana astenosférica bajo el margen continental, la que se encontraría
completamente desarrollada a los ~5 Ma. El ascenso de material astenosférico a una mayor
temperatura produciría en el trasarco el desarrollo de un régimen tectónico extensivo. Así, los
magmas ascenderían debido a la descompresión generada por la extensión a través de la ventana
entre las placas subductantes. Al continuar la subducción, el borde de la placa de Nazca se
dispondría bajo el sector del Lago General Carrera permitiendo una interacción entre los fundidos
basálticos ascendentes y material del borde de la corteza oceánica. Por su parte, la Secuencia
Basáltica Inferior estaría relacionada de igual manera al desarrollo durante el Eoceno de una
ventana astenosférica bajo el margen continental. Esta hipótesis se fundamenta en la similitud
geoquímica existente entre estos basaltos y los basaltos sobreyacentes de la Secuencia Basáltica
Superior (Mioceno), y en el hecho que durante el periodo ~55-40 Ma se encontraría en
subducción al sur del continente sudamericano la dorsal entre las placas Aluk y Farallón, cuyo
punto triple habría migrado hacia el sur alcanzando los 46°S alrededor de los ~53 Ma (Cande and
Leslie, 1986). La colisión a los ~53 Ma de uno de los segmentos de esta dorsal sería responsable
de la apertura de una ventana astenosférica bajo la Patagonia y la consiguiente modificación en el
régimen tectónico, lo que permitiría el ascenso de los basaltos. Esto concuerda con lo propuesto
por otros autores (Ramos and Kay, 1992; Kay et al., 2002) para el origen de otros basaltos
eocenos de la Patagonia, correlacionables con esta secuencia (Basalto Posadas, entre otros).
De acuerdo a lo anterior, es necesario suponer la existencia de algún tipo de anomalía térmica y
composicional capaz de transportar por convección material desde profundidades astenosféricas,
ya que teóricamente no bastaría con la descompresión producida por la apertura de la ventana
astenosférica para movilizar rápidamente tremendos volúmenes de basalto. Una fuente termal
mayor podría ser una pluma mantélica débil emplazada bajo el borde continental, como la
propuesta por Gorring et al. (1997). Además, el material mantélico asociado a esta fuente térmica
debería tener características composicionales particulares, equivalentes a las representadas por las
signaturas composicionales y de enriquecimiento de los basaltos.
AGRADECIMIENTOS:
La campaña de terreno y los análisis realizados en este trabajo fueron financiados por el proyecto
FONDECYT n° 1000125. Agradecemos a Manuel Suárez y Rita De la Cruz por su ayuda.
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