EL ROOF-PENDANT PINCHAL Y SU INTERACCIÓN CON EL PLUTÓN PINCHAL, SIERRA DE MORENO, SEGUNDA REGIÓN DE CHILE

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1 U N I V E R S I D A D D E C O N C E P C I Ó N DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA 10 CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003 EL ROOF-PENDANT PINCHAL Y SU INTERACCIÓN CON EL PLUTÓN PINCHAL, SIERRA DE MORENO, SEGUNDA REGIÓN DE CHILE NIEMEYER, H y NAVA, M. Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Casilla 1280, Antofagasta, Chile. Correo electrónico: hansn@ucn.cl INTRODUCCIÓN Habitualmente en la literatura aparecen abundantes estudios sobre la interacción de los plutones con sus rocas de caja. Sin embargo las relaciones entre los roof-pendants y las rocas que los intruyen son raramente descritas o estudiadas. Esta contribución presenta las relaciones estructurales entre el Roof-pendant Pinchal (RPP) y el Plutón Pinchal (PP), que lo intruye y engloba. Ambas unidades afloran en la Sierra de Moreno al norte de Calama (figura 1). Figura 1: Ubicación del área de estudio. EL ROOF-PENDANT PINCHAL El RPP esta constituido por una secuencia de rocas clásticas, donde predomina el tamaño arena. Se encuentran afectadas por metamorfismo de contacto, proceso que ha originado una fuerte recristalización en ellas. Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.

2 Se distribuye como una franja elongada de unos 7 km de largo de orientación norte-sur por 1,3 km de ancho, que se puede subdividir en dos cuerpos: uno principal que cubre el área centro sur y otro menor situado en el extremo norte (figura 2).

3 Estas rocas conservan estructuras sedimentarias relictas tales como estratificación cruzada en artesa y wavy bedding. Consisten en metapelitas, meta-arcosas de color gris oscuro a pardo oscuro, con escasas intercalaciones de metaconglomerados de clastos silíceos, de color pardo amarillento. La mayor parte de los afloramientos está formada por meta-arcosas. La secuencia tiene una potencia mínima estimada de aproximadamente 620 m. Probablemente estas roca se generaron en ambientes mareales. La secuencia de metasedimentitas presenta una polaridad estratigráfica normal en que los estratos se disponen en forma homoclinal, con manteos hacia el SE en el extremo sur del RPP y variables en su porción norte y centro. Esta variabilidad en los manteos se asocia a un plegamiento amplio en esos sectores (figura 2).Aunque no se han encontrado fósiles en las rocas del RPP, se se sugiere una correlación de ellas con afloramientos de areniscas devónico-carboníferas de la Sierra de Almeida (Niemeyer et al., 1997). EL PLUTÓN PICHAL El PP es de composición granodiorítica a monzogranítica y engloba totalmente al RPP. En su flanco oriental presenta facies equigranulares, en tanto que en su flanco occidental las facies son porfíricas. No se conocen las relaciones de contacto entre ambos tipos de facies. El PP ha sido datado en un punto ubicado escasos kilómetros más al sur, dentro del Cuadrángulo Chitigua. Allí Huete et al. (1977) obtuvieron, en un cuerpo de granodiorita, una edad por K-Ar 297±10 Ma en biotita, señalada en el mapa geológico de Maksaev (1978), recalculada posteriormente en 302±10 Ma por SERNAGEOMIN, de acuerdo a nuevas constantes de desintegración Levantamientos posteriores realizados Nicolás Blanco y Víctor Maksaev para SERNAGEOMIN identificaron esas rocas como formando parte del PP (comunicación escrita de Andrew Tomlinson, SERNAGEOMIN). De este modo, se puede considerar que este Plutón se habría enfriado durante el Stephaniano. FACIES EQUIGRANULARES ORIENTALES Son rocas leucocráticas de color gris claro, de textura fanerítica hipidiomórfica equigranular de grano grueso con tamaños entre 1.5 mm y 4.0 mm, de composición granodiorítica (figura 1). Están compuestas principalmente por plagioclasa (35 a 47%) de composición variable entre oligoclasa y andesina (An 25 An 34 ), con hábito tabular euhedrales a subhedrales. Se observan en cristales con macla polisintética y zonación composicional. El feldespato potásico corresponde a ortoclasa, que generalmente ocurre como cristales anhedrales a subhedrales. En ellos suele observarse textura micropertítica y macla simple. El cuarzo (28 a 35%) es anhedral a subhedral. Los máficos se encuentran en una proporción inferior al 15% y corresponden a hornblenda y biotita anhedral a subhedral, algunas parcialmente alterados a clorita férrica, especialmente en los bordes y en los clivajes de los cristales, observándose, en algunos casos, que la clorita reemplaza casi completamente a la biotita. En una proporción no superior al 3% se observan cristales de minerales opacos y en cantidades trazas las presencia de circón y apatito. FACIES PORFÍRICAS OCCIDENTALES Corresponden a rocas leucocráticas de color gris claro a gris rosado de composición granodiorítica a monzogranítica (figura 1), las cuales presentan texturas porfídicas en que los

4 fenocristales alcanzan tamaños de 3 a 10 mm, mientras que la masa fundamental es de grano fino con tamaños entre 0.1 y 1.5 mm. Estas facies están constituidas principalmente por fenocristales de plagioclasa del tipo oligoclasa (An 23 - An 26 ), con hábito tabular subhedral a euhedral, macla polisintética y zonación composicional en algunos especímenes. Los fenocristales de cuarzo se presentan bajo la forma de ojos de cuarzo subredondeados de hasta 10 mm de diametro. El feldespato potásico corresponde a ortoclasa, la cual presentan localizadamente textura pertítica y también textura granofídica. Los máficos están representados principalmente por biotita subhedral en cantidades que no supera el 6%, mientras que la hornblenda, también subhedral, no supera el 1.5%. La masa fundamental está formada por entrecrecimiento de cuarzo, plagioclasa y microclina en un agregado de 0,08-0,5 mm. También aparecen minerales opacos y minerales accesorios como circón y apatito. RELACIONES ESTRUCTURALES Las relaciones estructurales entre el RPP y el PP se manifiesta de distinta manera en su borde oriental y occidental. En el borde occidental se presenta contacto por cizalle dúctil, mientras que en el borde oriental el contacto se caracteriza por inyecciones de material del PP, absorción de la roca de caja y presencia de xenolitos de metasedimentitas dentro del material intrusivo del RPP. CONTACTO OCCIDENTAL A lo largo de este contacto se observan zonas de cizalle dúctil de 0,1 a 0,5 m de ancho que afectan a la facies porfíricas occidentales del PP. En su parte norte, las zonas de cizalle están en directo contacto con las rocas del RPP, en tanto que hacia el sur se van alejando progresivamente de éste, hasta alcanzar una distancia de 20 a 30 m. No es posible estimar, por una cuestión de afloramientos, la separación entre las distintas zonas de cizalle. Las zonas de cizalle en la parte meridional están formadas por franjas de milonitas con rumbos N14E hasta N47E y manteos de al SE con una lineación con plunge de al SE y de 54 al NE. En la parte septentrional las franjas miloníticas presentan rumbos N15W a N26W con manteos de al SW. Su sentido de movimiento está marcado por el descenso del bloque oriental respecto al bloque occidental. Dicho sentido de movimiento se encuentra marcado por la inflexión de la foliación milonítica y por estructuras S-C observadas en la franja milonítica. La magnitud del desplazamiento a lo largo de cada zona de cizalle queda determinada por la ecuación dada por Ramsay y Huber (1983): S = z 0 γ dz En que S es el desplazamiento total, el cual puede calcularse empíricamente como el área bajo la curva en un gráfico z = distancia perpendicular a la zona de cizalle versus γ =valor del cizalle en cada punto de la zona de cizalle. Se llega a un valor de S= 33 cm para una zona de cizalle particular. Como no existe evidencia de que las distintas zonas de cizalle observadas en terreno formen parte de una sola y única zona de cizalle, se supone tentativamente que dos o tres de estas zonas pueden traslaparse. Esto hace que el desplazamiento acumulado por tres de estas zonas de cizalle sea de 1 m aproximadamente. CONTACTO ORIENTAL El contacto oriental se caracteriza por una fuerte interacción entre las facies equigranulares del PP y las sedimentitas del RPP. Efectivamente, se observan allí inyecciones de magma tanto

5 paralela como transversalmente a la estratificación. Es importante también señalar que su manteo aumenta al aproximarse al contacto, observándose valores de SE, en comparación con valores de SE en el centro y borde occidental del RPP. Dicho cambio de manteo va aparejado por una lineación de estiramiento progresivamente más fuerte hacia el borde oriental del RPP. Dicha lineación de estiramiento se corrobora por el estiramiento de los clastos de un conglomerado según esa misma dirección. Se observa desarrollo de boudinage subperpendicular a la lineación. En el cuello de dicho boudinage se observa una serie de grietas de tensión rellenas con material pegmatítico procedente del PP. El boudinage no sólo se presenta en el material del RPP sino que también se desarrolla en venas de cuarzo paralelas a la estratificación. Venas tigmáticas formando un alto ángulo con la estratificación, que se encuentran plegadas, indican una dirección de acortamiento perpendicular a la estratificación. Finalmente, se observa un plegamiento centimétrico a métrico de la lineación según pliegues de ejes subhorizontales paralelos al contacto. Cercano al contacto se observan enclaves dioríticos que indican direcciones de alargamiento subverticales, compatibles con un flujo vertical de magma adyacente al RPP. INTERPRETACIÓN ESTRUCTURAL Los datos estructurales presentados indican que el PP experimentó un movimiento de rotación de eje aproximadamente paralelo a su elongación. Se constata que el RPP osciló según dicho eje, primero hundiéndose hacia el oeste y finalmente hacia el este La sobreimposición de cataclasitas sobre las milonitas indica que el RPP interactuó con el PP durante la historia de enfriamiento de este último. REFERENCIAS Huete,C., Maksaev,V., Moscoso,R., Ulriksen,C. Y Vergara,H. (1977). Antecedentes geocronológicos de rocas intrusivas y volcánicas en la Cordillera de Los Andes comprendida entre la Sierra Moreno y el Río Loa, y los 21 y 22 lat. Sur, II Región, Chile. Revista Geológica de Chile, N 4, p Maksaev,V. (1978). Cuadrángulo Chitigua y sector occidental del Cuadrángulo Cerro Palpana. Región de Antofagasta. Carta Geológica de Chile N 31, escala 1: Instituto de Investigaciones Geológicas. Niemeyer,H. Urzúa,F. y Rubinstein,C. (1997). Nuevos antecedentes estratigráficos y sedimentológicos de la Formación Zorritas, Devónico-Carbonífero de Sierra de Almeida, Región de Antofagasta, Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 24, N 1, p Ramsay,J.G. y Huber,M.I. (1983). The techniques of Modern Structural Geology. Volume 1: Strain Analysis. 307 págs. Academic Press.