Geocronologia K-Ar i geoquímica el vulcanisme pliocè superior-Pleistocè dels Andes de sud (39-42 ° S)

geocronologia K-Ar i geoquímica el vulcanisme pliocè superior-Pleistocè dels Andes de l’ sud (39-42 ° S)

Luis Lara del Servei Nacional de Geologia i Mineria a Av. Santa Maria 0104. Santiago, Xile a [email protected]

Carolina Rodríguez en Direcció actual: Université de Genève, Departement de minéralogie, de Rue de Maraichers 13, Ch-1211 Genève 4, Suïssa
Carolina.Rodrí[email protected]

Hugo Moreno del Servei Nacional de Geologia i Mineria, per (Ovdas) Turó Ñielol s / n. Temuco, Xile a [email protected]

Carlos Pérez de Arce del Servei Nacional de Geologia i Mineria, per Tiltil 1993. Santiago, Xile a [email protected]

RESUM

a la Serralada dels Andes, a sud dels 39 ° S es cita un conjunt de centres volcànics erosionats que inclouen romanents dels conductes emissors o fàcies volcàniques proximals, intermèdies o distals. Noves dades geocronológicos K-Ar mostren que les seves edats es troben principalment en l’interval Pliocè Superior-Plistocè Mitjà i són equivalents als disposats en el vessant argentina. Les característiques geoquímiques d’aquests centres volcànics són semblants a les exhibides pels centres quaternaris d’aquest segment i mostren també una variació gradual cap a l’est de les raons La / Sm, Ba / La i K fins a aconseguir les característiques de trasarco exhibides pels centres volcànics més distants de l’marge. Treballs anteriors, sota el supòsit que en el vessant occidental de la serralada dels aparells volcànics només incloïen unitats quaternàries, van suggerir la migració a l’oest de l’arc volcànic cap al final de l’Pliocè. Per contra, els nostres antecedents geocronológicos i geoquímics mostren que, d’un arc extremadament ample en el Pliocè Superior-Plistocè Mitjà, s’ha variat a un més reduït i essencialment concentrat a la serralada principal, conservant el mateix front. Una variació significativa de la velocitat de convergència es registra a finals de l’Pliocè i es postula que ella actuaria més tard com a factor de primer ordre en la configuració espacial de l’arc volcànic a sud dels 39 ° S.

Paraules clau: Geocronologia K-Ar, Geoquímica, Volcans erodados, Velocitat de convergència, Pliocè-Plistocè, Andes de sud.

ABSTRACT

Geochemistry and K-Ar geochronology of the Late Pliocene-pléistocène Volcanism in the southern Andes (39-42 ° S). In the Andean Range, south of 39 ° S, there is a suite of eroded volcanic centres that includes remains of vents or proximal, intermediate or distal volcanic fàcies. New geochronological K-Ar data show that their ages are in the Late Pliocene-Middle pléistocène interval, and these eroded centres are equivalent to those located on the eastern side of the Andes. Geochemical patterns of pliocene-pléistocène volcanic centres are similar to those of the Quaternary volcanoes of this segment with a gradual variation toward the East in the La / Sm, Ba / La ràtios and K ve ni reaching back-arc signature of the volcanoes far from the trench. Anterior works, under the Assumption that all volcanic rocks from the western side of the Andes were Quaternary in age, have proposed a western migration of the volcanic arc to the west after Pliocene. Instead, our geochronological and geochemical data show that the initial wide Late Pliocene-Middle pléistocène arc Narrows in the Quaternary time preserving the volcanic front. An important variation of the convergence velocity was recognized at the end of Pliocene and the authors propose that it is a first order factor on the geometry and location of the volcanic arc south of the 39 ° S.

Key words: K-Ar geochronology, Geochemistry, Eroded volcanoes, Convergence velocity, Pliocene-pléistocène, Southern Andes.

INTRODUCCIÓ

La geologia de la serralada andina, entre els 39 ° i 42 ° S, ha estat recentment actualitzada en programes de cartografia geològica regional. Nous antecedents estratigràfics, geoquímics i geocronólogicos permeten ara caracteritzar les unitats volcàniques antigues, espacialment associades als volcans quaternaris, però d’edat i significat fins ara desconeguts. En aquest treball es persegueix dos objectius fonamentals. El primer és informar antecedents geocronológicos i geoquímics de les unitats volcàniques de l’Pliocè Superior-Plistocè de la serralada dels Andes, entre els 39 ° i 42 ° S. El segon, situar aquestes característiques en el context d’estudis conduents a comprendre les relacions causals entre el vulcanisme i la tectònica de l’Cenozoic superior als Andes de Sud.Les unitats que endavant descrivim corresponen a edificis volcànics parcial o complementamente desmantellats, situats al costat oa la base dels centres volcànics quaternaris que formen el front volcànic actiu. Unitats volcàniques de similar edat s’emplacen també en el vessant oriental de la serralada andina i s’intentarà, mitjançant la seva comparació, entendre l’arquitectura de l’arc volcànic de l’Pliocè Superior-Plistocè. L’arc volcànic modern hereta les condicions establertes en els cicles precedents i la seva comprensió, per tant, és útil en l’anàlisi tectònic dels esdeveniments quaternaris. Els factors que controlen la variació espacial de l’arc volcànic s’analitzen dins el context geodinàmic.

SEQÜÈNCIES volcàniques I CENTRES pliocè-plistocens COL·LECTIU DE L’SERRALADA DELS ANDES

En els Andes de Sud, estructures volcàniques centrals i seqüències volcanosedimentarias, fortament erosionades, constitueixen tant el basament dels volcans quaternaris com a centres eruptius independents. Se’ls reconeix a la serralada andina des de la seva vora occidental, al costat de estratovolcanes de el front actiu, fins al vessant argentina, sobre blocs alçats de basament paleozoic, granitoides o seqüències volcano-sedimentàries de l’Meso-Cenozoic (fig. 1) (eg, L . Lara i H. Moreno1, 1998; Franzese, 1995).

El grau de denudació és variable permetent tant el reconeixement d’estructures centrals conservades, complexos volcànics amb fàcies proximals i vestigis dels centres emissors, fins seqüències desconnectades dels seus alimentadors.

Entre els centres més ben conservats es troba el volcà Quinquilil (39 ° 30’s-71 ° 35’W), que correspon a un prominent coll volcànic de 2.200 m d’alçada i els flancs consisteixen en colades mètriques de basalt de olivina. S’emplaça entre els volcans quaternaris Quetrupillán i Lanín, a la cadena que uneix aquests i el volcà Villarrica a l’extrem occidental. Al seu torn, el volcà Serra de Quinchilca (39 ° 40’s-72 ° 00’W) correspon a una estructura volcànica semianular d’àrea exposada propera a 25 km2, nucli erosionat i flancs compostos de nivells volcanoclásticos i lávicos de composició andesítico-basàltica i basàltica. Les capes mixtes dels seus flancs presenten manteos radials centrípets i apareixen intruidas per colls i doms laterals en el seu flanc oriental. Edats K-Ar en roca total, practicades en colades de basalt de olivina de la part alta de l’edifici, indiquen valors entre 1,4 ± 0,6 i 0,8 ± 0,6 Ma. Colades de vall distals presenten sempre valors inferiors a 1 Ma.

a

FIG. 1. Distribució de seqüències i centres volcànics pliocè-plistocens de la serralada dels Andes, entre els 39 i 42 ° S. Es mostra, com a referència en quadre inserit, la franja volcànica pliocè-quaternària del vessant oriental. Clau Centres volcànics pliocè-quaternaris orientals: CP- Volcà Copahue; RH- Volcà Rahue; PS- Volcà Pi Sol; PH Caldera Pi Hachado; PM Caldera Palao Mahuida; QM- Complex volcànic Queli Mahuida; CC- Volcà Turó Cansino; CCH- Cordó de Chapelco.

A la mateixa latitud, a la zona fronterera, es troben els volcans Huanquihué (39 ° 53’S-71 ° 34,5’W) (fig. 2), Llacuna dels Ànecs (39 ° 35’S-71 ° 38’W), Carirriñe (39 ° 49’S-71 ° 40’W), Quelguenco (39 ° 55’S-71 ° 36’W), Pirihueico (39 ° 58’S-71 ° 37’W) (fig. 3) i Chihuio (40 ° 10,5’S / 71 ° 49,5’W). El primer és un estratovolcà ben conservat qual se cita a sud de l’volcà Lanín, arriba a una superfície superior als 50 km2 i les seves emissions, principalment lávicas, són de composició predominantment basàltica a andesítico basàltica (e.g., Corbella i Alonso, 1989). La seva morfologia és equivalent a la d’altres centres volcànics de nucli parcialment preservat i disposats a la regió fronterera, per als quals s’ha obtingut edats plio-pleistocenas. En el seu flanc nord s’ha edificat el con monogènic postglacial l’Escorial o Achen Niyeu (e.g., Inbar et al., 1995). Els segons, corresponen a centres eruptius coalescents que conserven bé els colls volcànics o els dics alimentadors de la regió central. Els seus productes, principalment efusives, són de composició basàltica a andesítico basàltica i formen un ampli altiplà a la zona fronterera. Determinacions K-Ar roca total s’indiquen per al volcà Pirihueico una edat de 1,5 ± 0,7 Ma i 0,7 ± 0,2 Ma per al volcà Quelguenco.

Més a sud, entre els llacs Ranco i Puyehue, es troba la caldera Serralada Nevada (40 ° 27,5’S-72 ° 15’W) (fig. 4), una estructura semianular de 9 km de diàmetre, emplaçada a nord-oest de l’volcà Puyehue i en la culminació occidental de centre fisural Cordón Caulle. Essencialment anterior a l’última glaciació, s’adverteix també centres emissors més moderns disposats en una falla anul·lar i un con erosionat a l’interior de la depressió caldérica.Els productes inclouen composicions des basàltiques fins riolíticas (Moreno, 1977; Camps et al., 1998). Les edats radiomètriques reportades per la seqüència pre-caldera arriben a una edat màxima de 1,4 ± 0,6 Ma.

A les rodalies de la caldera Serralada Nevada s’emplacen els complexos volcànics Mencheca (40 ° 32’S- 72 ° 02’W) (fig. 5), Sarnoso (40 ° 49,5’S-72 ° 17,3’W), Fiucha (40 ° 41,5’S-72 ° 12,3’W), i Cordó d’Alvarez . (40 ° 45’S-72 ° 05’W). El complex Mencheca és un conjunt d’estructures volcàniques preglaciarias, emplaçat a l’est de l’volcà Puyehue. Està constituït per una estructura central erosionada amb desenvolupament d’amfiteatre obert a l’est, sobre la qual es disposen els maares holocens de Los Ñirres i els cràters de Pichi-Golgol. Moreno (1977) reporta una edat K-Ar roca total de 0,53 ± 0,44 Ma per a la unitat basal, de composició basàltica. El Complex Sarnoso, emplaçat al sud-oest de l’volcà Casablanca, correspon a un aparell central erosionat sobre el qual s’han edificat cons de piroclastos, alguns postglaciales i alineats en direcció nord-sud (e.g., A. Pi, 1983) 2. La composició de les seves unitats de lava és predominantment andesítico-basàltica. El Complex Fiuchá, disposat a nord-oest de l’volcà Casablanca, correspon a un estratovolcà-caldera les emissions són de composició essencialment basàltica. Al seu torn, el complex Cordó d’Álvarez correspon a un cordó fisural d’orientació SSE els romanents, aglomerats i laves, són de composició andesítico basàltica.

A la mateixa latitud, a la regió fronterera, es troben millor preservats els volcans Mirador (40 ° 41’S-71 ° 55,5’W) (fig. 6) i Pantoja (40 ° 43,5’S -71 ° 57,5’W) (fig. 7). El volcà Mirador és un aparell central que cobreix una superfície de ca. 30 km2 i els seus productes són predominantment basàltics. La zona central de l’edifici està fortament erosionada i només s’han preservat les rentes de flanc, que exhibeixen intensa erosió glaciaria. Al seu torn, el volcà Pantoja és un edifici on destaca particularment un coll volcànic i les rentes de flanc, en part erosionades i de composició predominantment basàltica.

a

FIG. 2. Volcà Huanquihué, vista aèria cap a l’est. Destaca el seu nucli central alterat i, sobre el flanc esquerre, part de el con de piroclastos holocens l’Escorial amb cendres del seu cicle estrombolià.

a

FIG. 3. Volcà Pirihueico, vista a nord des de la seva flanc. S’aprecia en primer pla un dels dics radials.

a

FIG. 4. Serralada Nevada, vista panoràmica a nord des del cim de l’volcà Puyehue. En primer pla doms postglaciales de l’Cordón Caulle coberts per tefra i laves de l’cicle eruptiu de 1960. En segon pla, estructura semianular composta per laves i tobas subhoritzontals de la Serralada Nevada.

a

FIG. 5. Complex Volcànic Mencheca, vista a l’est des del flanc de l’volcà Puyehue.

a

FIG. 6. Volcà Mirador, vista a nord-est.

Més a sud, entre els volcans Osorno i Puntiagudo, es troba el volcà La Picada (41 ° 03’S-72 ° 25’W) (fig. 8) que correspon a un aparell compost erosionat, de composició principalment basàltica i superfície exposada de ca. 50 km2. Aquest centre compost aquesta constituït per dues estructures anulars, que exposen els nuclis brechosos disectados per abundants dics radials de composició basàltica i, en menor proporció, dacítica. Des del perímetre dels centres emissors s’estenen fluxos de lava entre els quals s’intercalen conglomerats laháricos i prims horitzons de tefra. Aquestes successions arriben sobre 1000 m de gruix i engranarían amb els Estrats de Chapuco (H. Moreno, J. Varela, L. López-Escobar, F. Munizaga i A. Lahsen) 3, disposats entre els llacs Rupanco i Llanquihue. Determinacions K-Ar en roca total han indicat 0,5 ± 0,1 Ma (H. Moreno, J. Varela, L. López-Escobar, F. Munizaga i A. Lahsen) 3 per un dic alimentador de centre d’emissió nord-occidental .

a

FIG. 7. Volcà Pantoja, vista a sud-est.

a

FIG. 8. Volcà La Picada, vista a l’est des del flanc de el volcà Osorno.

Finalment, a l’est de l’estany Tots Sants s’emplacen els volcans Tronador (41 ° 10’S-72 ° 16’W) i Banyes de el Diable (41 ° 25’S-71 ° 50’W). El primer correspon a un estratovolcà mixt amb erosió glaciaria profunda les emissions de lava inclourien des basalts a andesites silícies, algunes postglaciales. El volcà Banyes de el Diable correspon a una estructura composta erodada, formada per tres colls i una successió de bretxes i colades basàltiques o andesítico basàltiques en similar estat de conservació.En colades basals s’ha obtingut una edat de 0,7 ± 0,4 Ma (SERNAGEOMIN-BRGM, 1995) 4.

Una mica més erosionats que els anteriors, generalment amb morfologia superficial plana, es reconeix altres grups volcànics com el Complex Nevats de Caburgua (39 ° 10’S-71 ° 32’W), una estructura semianular on un conjunt de capes làviques i dipòsits piroclàstics, de flux i caiguda, circumden amb manteos radials a un lacolito parcialment seccionat. Les capes, que inclouen conspicus nivells d’onada i tefras de lapil·li escoriáceo i lític, presenten rentes columnars de composició andesítico silícia intercalades en què s’ha obtingut edats de 2,4 ± 0,5 i 0,8 ± 0,5 Ma K -ar en roca total.

A l’orient de l’anterior, s’emplaça el Complex Turó Trautrén (39 ° 10′-71 ° 27 ‘), un conjunt de rentes dacíticas i aglomerats en què s’ha obtingut edats K-Ar roca total de 0,8 ± 0,4 i 0,5 ± 0,3 Ma. una cosa a sud, el Complex Turó Maichín (39 ° 21’S-71 ° 33’W) correspon a una reduïda successió de laves i bretxes costat de colades de vall disposades al voltant de la seqüència principal. En rentes de la sèrie principal s’ha obtingut una edat de 0,9 ± 0,7 Ma.

Major profunditat d’erosió representa un conjunt de seqüències volcàniques subhoritzontals, principalment làviques amb intercalacions de conglomerats i toves, que es reconeix generalment a l’oest dels centres emissors abans descrits. Entre elles, la Formació Malleco (Suárez i Emparan, 1997) correspon a una extensa successió de fàcies volcàniques proximals i distals en la qual s’intercalen dipòsits laháricos i nivells epiclásticos. Es distribueix àmpliament en el sector occidental de la serralada dels Andes, entre els 38 i 39,5 ° S. Està constituïda, principalment, per basalts, andesites basàltiques i, en menor proporció varietats silícies, formant seqüències subhoritzontals que cobreixen basament granític. En alguns sectors es reconeixen relictes de fàcies centrals encara que normalment els centres emissors es troben erosionats. Entre els 38 i 39 ° S, Suárez i Emparan (1997) presenten edats K-Ar entre 4,4 ± 0,5 i 0,8 ± 0,3 Ma per nivells lávicos d’aquesta unitat. Les edats pliocenes s’han obtingut en nivells basals possiblement equivalents a altres unitats volcàniques descrites més a sud (Estrats de Pitreño (40 ° S); Camps et al., 1998). No obstant això, els escassos centres emissors reconeguts presenten edats que fa la mitjana ca. 2,0 Ma, els fluxos de lava superiors arriben ca. 1,7 Ma i les colades de vall tardanes ca. 0,8 Ma. La Formació Malleco és cronològicament equivalent a la ‘Associació volcànica de la precordillera oriental’ (Suárez i Emparan, 1997), unitat informal que inclou els centres volcànics disposats a la franja NNW estesa entre les falles Bíobío-Aluminé i serralada de l’Vent (38-39 ° S). És també equivalent, en part, a la Formació Cua de Guineu (González i Vergara, 1962) que s’estén a la serralada principal, aproximadament entre els 35 i 38 ° S.

Així mateix, els Estrats de Chapuco (H. Moreno, J. Varela, L. López-Escobar, F. Munizaga i A. Lahsen) 3 corresponen a una seqüència volcànica subhoritzontal en similar estat de conservació i disposada a sud de l’Estany Rupanco. En ella, bretxes volcàniques i conglomerats s’intercalen en una successió de fins a 1300 m de basalts columnars en què s’ha obtingut edats K-Ar de 1,0 ± 0,3 Ma (SERNAGEOMIN-BRGM, 1995) 4, 0,4 ± 0,1 i 0,6 ± 0,5 Ma. engranen cap al sud amb les seqüències volcàniques basals de el volcà La Picada, de les que constituirien fàcies distals. Al seu torn, a l’est de l’volcà Calbuco, es disposa una seqüència volcanosedimentaria anomenada Estrats de Hueñu-Hueñu (H. Moreno, J. Varela, L. López-Escobar, F. Munizaga i A. Lahsen 1985) 3. Ella correspon a una successió de fins a 550 m de gruix on dominen fàcies laháricas gruixudes sobre bretxes volcàniques i basalts columnars. Un d’aquests basalts presenta una edat K-Ar en roca total de 1,43 ± 0,20 Ma (H. Moreno, J. Varela, L. López-Escobar, F. Munizaga i A. Lahsen 1985) 3.

Romanents d’un centre d’emissió es reconeix en el turó Cañe, constituït per un coll de basalts massissos envoltat de capes de lava i brechosas de mantejament centrípet.

Finalment, a la capçalera de l’fiord de Reloncaví es reconeixen els Estrats de Reloncaví (H. Moreno, J. Varela, L. López-Escobar, F. Munizaga i A. Lahsen) 3, que corresponen a una seqüència volcànica subhoritzontal disposada en el vessant oriental de l’fiord homònim i les valls dels rius Cayutué i Cachimba. Aconsegueix fins a 400 m de gruix on alternen bretxes volcàniques, toves i basalts de olivina. En aquests últims, H. Moreno, J. Varela, L. López-Escobar, F. Munizaga i A. Lahsen3 han obtingut una edat K-Ar de 0,27 ± 0,20 Ma.

CENTRES volcànics pliocè-quaternaris ORIENTALS

Les roques volcàniques de l’Pliocè i Quaternari en el vessant oriental de la serralada andina presenten, entre els 38 ° i 41 ° S, una disposició divergent de l’ arc volcànic quaternari, organitzant-se en una franja de rumb NNW (ig, Turner, 1965; Muñoz i Stern, 1988; Delpino i Deza, 1995) (fig. 1). En estreta associació a estructures de la cobertura mesozoica a la província de l’Neuquén, representen una voluminosa acumulació de basalts de ‘plateau’, estratovolcanes, calderes i cons monogènics.

Les fàcies volcàniques d’escut, que formen vastes altiplans disposades entre la Falla Biobío-Aluminé (Suárez i Emparan, 1997) i la Serralada el Vent, conserven ocasionalment part dels centres emissors i presenten edats compreses entre 4 , 5 i 0,8 Ma (Drake et al., 1976; Muñoz i Stern, 1988, Linares et al., 1999). A aquesta franja pertanyen centres com ara Les Monges, Rahue, Butahuao, Pi Sol i les unitats basals de el volcà Copahue.

sobreposats o engranant amb les unitats volcàniques anteriors, es troben centres volcànics millor preservats que corresponen a aparells centrals i les edats arriben des del Pliocè Superior fins al Plistocè Mitjà (2,0-0,3 Ma; Muñoz i Stern, 1988) (Taula 2). A aquest conjunt pertanyen centres com ara Turó Trolón, Pi Hachado, Turó Cochicó, Palao Mahuida, Queli Mahuida, Turó Cansino i els Altiplans Cayulafquén i Arc.

Així mateix, ocupant similar posició que els anteriors i especialment a les valls del riu Aluminé i del riu Agre, s’emplacen nombrosos centres monogènics quaternaris que han construït cons de piroclastos i els vessaments lávicos formen altiplans com les de Loncoloan i Llacuna Blanca. Mentre els centres volcànics pliocens exhibeixen un senyal geoquímica subalcalina, aquells de l’Pliocè alt-Plistocè i també els holocens, resultarien característicament alcalins (Muñoz i Stern, 1989).

geocronologia

Els antecedents geocronológicos de l’vulcanisme cenozoic superior, als Andes de Sud, són relativament escassos. L’anàlisi volcanoestratigráfico s’ha produït avenços en el context d’aixecaments regionals, especialment en l’última dècada, permetent el menys una cronologia relativa dels esdeveniments volcànics. Això sobre la base de criteris geomorfològics, particularment l’estat de denudació i intensitat de l’erosió glacial en els centres volcànics. Així, s’han descrit des seqüències volcàniques aïllades, centres volcànics desmantellats on encara es reconeix colls, vora de calderes o fluxos de lava radials, fins a edificis ben conservats la estratigrafia interna s’ha definit mitjançant els esdeveniments glacials intercalats (per exemple, Moreno i Parada, 1976 ; Camps et al., 1998). Precisions cuantitavas només han estat realitzades sistemàticament en dipòsits piroclàstics postglaciales mitjançant 14C.

En termes generals, l’aplicació de mètodes radiomètrics a roques volcàniques de ca. 1 Ma ha estat complex, particularment en roques bàsiques, i el seu progrés ha estat relacionat estretament amb els avenços tecnològics. D’aquesta manera, Mahood i Drake (1986) van mostrar la factibilitat de datar amb K-Ar roques silícies joves, entre 5 i 150 Ka, usant sanidina i vidre. Més tard, Singer et al. (1997) van assenyalar la coherència entre determinacions K-Ar i 40 Ar-39Ar amb fusió completa en roca total.

Recentment, Lanphere (2000), va realitzar un estudi comparatiu entre els dos sistemes, utilitzant roca total i escalfament per passos, en roques máficas menors que 1 Ma, mostrant l’aplicabilitat de tots dos mètodes. Aquest autor conclou que tots dos mètodes permeten determinacions d’alta qualitat tot i que, sens dubte, la reproductibilitat d’una edat ‘plateau’ serà superior amb una dispersió de la precisió analítica sota el 2%. No obstant això, aquests mètodes han de considerar-se complementaris ja que, per exemple en exemplars de gra molt fi o amb una mica de vidre a la massa, el mètode K-Ar pot ser l’única manera d’obtenir una edat exacta i precisa (Lanphere, 2000) .

Entre les dificultats, Singer et al. (1998) van assenyalar el risc de trobar xenocristales de plagioclasa amb Ar estrany, indistingibles de la plagioclasa juvenil, que distorsionarien el significat d’una determinació en roca total. Mentrestant, Lanphere (2000) suggeria que, considerant que el K en la massa fonamental es concentra 4-5 vegades més que en la plagioclasa, és encara factible datar roca total en exemplars máficos.

En aquest treball s’ha evitat mostres amb plagioclasa parcialment alterada, fracturada o resorbida. Els trets geoquímics discutits més endavant confirmen, a més, escassa interacció amb l’escorça. Seguides les recomanacions petrogràfiques de Dalrymple i Lanphere (1969) i Mankinen i Dalrymple (1972), la fiabilitat dels valors dependrà dels equips i de factors geològics.

Així, tenint en consideració de les restriccions instrumentals i metodològiques, s’ha efectuat aquestes determinacions per a realitzar comparacions regionals. Les mostres col·lectades corresponen a fluxos independents que pertanyen a unitats volcanoestratigráficas de valor regional, definides segons el grau d’erosió glacial i relació de tall i farcit. A més, en alguns complexos volcànics els exemplars compleixen una relació de superposició observada. Les mostres van ser extretes de l’nivell massís de laves o dics alimentadors. Elles corresponen, principalment, a basalts i andesites basàltiques de olivina i clinopiroxè, amb 10-50% de fenocristales en masses intergranulars mentre els exemplars de major contingut de sílice, minoritaris, corresponen a andesites silícies i dacitas de clinopiroxeno, amb 13-45% de fenocristales en masses intersertales.

Els valors informats (Taula 1) van ser obtinguts al Laboratori de Geocronologia de SERNAGEOMIN. L’anàlisi de K es va realitzar en triplicat en espectròmetre d’absorció atòmica amb estàndard de Li. El Ar es va determinar per dilució isotòpica i lectura en un espectròmetre de masses AE1-MS-10S. En alguns casos l’anàlisi va ser duplicat obtenint una edat mitjana ponderada.

Aquests valors mostren que els edificis volcànics i seqüències volcanosedimentarias amb trets d’erosió profunda a la serralada dels Andes, presenten edats que poden arribar principalment des del Pliocè Superior a el Plistocè Mitjà, segons les escales de Gradstein i Ogg (1996) i Shackleton i OPDYKE (1977). Les dades presenten una errada en la precisió analítica (1 s) que aconsegueix entre 5 i 50% per a edats entre 0,4 i 1 Ma. Per a valors majors a 1 Ma es redueix a 5-25%. Això vol dir que, amb un 95% de certesa (2 s), 34 de les 45 edats comentades pertanyerien a l’interval Pliocè Superior-Plistocè Mitjà (3,6-0,13 Ma); d’elles 12 podrien arribar al Pliocè Superior (3,6-1,8 Ma) mentre només una es trobaria estrictament en aquest últim interval.

En tot cas, els valors obtinguts són consistents amb la posició estratigràfica dels exemplars colectados. Això és clar en el Complex Turó Trautrén, Complex Nevats de Caburgua, Serra de Quinchilca i Serralada Nevada. En aquest últim, per exemple, l’edat de 1,4 ± 0,6 Ma reportada per Campos et al. (1998) prové d’un nivell lávico que disposa la base de la seqüència pre-caldera, recolzada al seu torn sobre roques volcàniques miocè-pliocenes (ca. 3-6 Ma), mentre aquella de 1,2 ± 0,3 Ma correspon a la unitat de farciment més antiga. D’aquesta manera, a més, totes dues acotarían l’edat de l’col·lapse en el Plistocè Inferior baix (1,8-0,79 Ma).

De la mateixa manera, els valors reportats per Muñoz i Stern (1988) i Linares et al. (1999) per a centres volcànics disposats sobre el bloc Copahue-Pi Hachado, a Argentina (Taula 2), resulten semblants assenyalant que els episodis volcànics d’aquest interval haurien ocorregut simultàniament en una ampla franja que aconseguia des del front cordillerano fins als blocs alçats orientals .

Al seu torn, i encara que no existeixen estudis sistemàtics recents, les escasses edats disponibles per a les unitats basals dels estratovolcanes moderns, erosionades però indubtablement associades a el mateix centre emissor, sustenten preliminarment la idea que ells haurien estat edificats, essencialment, des del Plistocè Mitjà (< 0,79 Ma) (Taula 3).

a

a

Les dades geocronológicos presentats en aquest treball, així com els reportats per Suárez i Emparan (1997); Camps et al. (1998) i SNGM-BRGM (1995), van ser realitzats al Laboratori de Geocronologia de SERNAGEOMIN. El valor informat en Moreno (1977) va ser obtingut en el Centre de Indagacions cronològiques de la Universitat de Sao Paulo; els valors presentats per H. Moreno et al. (1985) 3 van ser obtinguts al Laboratori de Geocronologia de la Universitat de Califòrnia. Els valors assenyalats amb asterisc (*) corresponen a exemplars en què s’ha repetit l’anàlisi i calculat la mitjana ponderada que s’informa.

.

a

a

FIG. 9. Diagrama de SiO2 versus K2O per roques volcàniques pliocè-quaternàries de la serralada dels Andes entre els 39-42 ° S. El achurado indica el camp ocupat per roques pliocè-quaternàries del vessant argentina (Plio-Plistocè E) i el contorn segmentat per les roques pliocenes d’aquest sector (dades de Muñoz i Stern, 1988, 1989).

Geoquímica

les dades geoquímiques disponibles (Taula 4) inclouen bàsicament elements majors i terres rares de roques volcàniques pertanyents als centres millor reconeguts.Els exemplars colectados inclouen predominantment varietats bàsiques, tot i que cobreixen un ampli espectre composicional. La mineralogia és, però, semblant amb la sola absència de olivina en les varietats més silícies. A més d’aquest, clinopiroxeno, plagiòclasi càlcica i en menor mesura magnetita, constitueixen fases comuns immerses en una massa intersertal o intergranular que constitueix entre el 55 i 85% de les seccions. Els òxids d’elements majors, revisats amb sílice com a índex de diferenciació, mostren distribucions lineals que suggereixen la cristal·lització fraccionada de plagioclasa, clinopiroxeno i magnetita, hipòtesi compatible amb la conducta d’elements en traces com Sc, V, Cr i Co L’anàlisi comparada del conjunt en un gràfic de SiO2 versus K2O (fig. 9) mostra tant l’àmplia varietat composicional com la seva pertinença majoritària a el domini calcoalcalino. Les varietats més silícies, a el mateix temps d’alt K, corresponen a doms erosionats o laves massisses dels centres volcànics fronterers (Quelguenco, Carirriñe, Chihuio).

En conjunt, els exemplars presentats ocupen idèntic camp que les roques volcàniques quaternàries dels Andes de Sud (e.g., López-Escobar et al., 1993). Resulten, així mateix, característicament més pobres en K2O que les unitats pliocenes de l’bloc Copahue-Pi Hachado i encara més que aquelles de l’Pliocè alt-Plistocè d’aquesta regió (e.g., Muñoz i Stern, 1988).

D’altra banda, el patró de terres rares es presenta marcadament pla en tots els exemplars disponibles, amb valors enriquits respecte de l’condrito entre 8 i 23 vegades per les terres rares pesants i fins a 55 en les lleugeres (fig . 10). Les varietats més silícies (Serralada Nevada) presenten una incipient anomalia d’Eu, tradicionalment associada a fraccionament de plagioclasa.

Els patrons presentats són semblants als que exhibeixen les roques volcàniques dels centres plistocè-holocens de la serralada principal (e.g., Hickey-Vargas et al., 1989; López et al., 1993). Els gràfics inclouen només varietats intermedi bàsiques; aquelles més silícies poden mostrar majors continguts de terres rares lleugeres com és també comuna en els magmes moderns de la Zona Volcànica Sud (e.g., Hickey-Vargas et al., 1989; Gerlach et al., 1988; Lara, 1997). Aquests valors, a més, són característicament més pobres en terres rares lleugeres que les unitats volcàniques del vessant argentina. El contingut de terres rares pesants és essencialment similar. En un diagrama de Ba / La versus La / Sm (fig. 11) pot apreciar-se la progressió gradual de tots dos cuocientes des dels centres plio-pleistocens occidentals fins als emplaçats a l’extrem est de l’arc volcànic. S’aprecia, a més, que ells cobreixen bàsicament el mateix espectre reconegut en les roques volcàniques quaternàries de la Zona Volcànica Sud. La variació lineal de les raons Ba / La i La / Sm és també proporcional a l’actual distància de la fossa, anotada en termes relatius per l’arc plio-plistocè i quaternari, respectivament. En aquest context, la variació de la raó Ba / la, interpretada usualment com a traçador dels components de subducció, i aquella mostrada per La / Sm, indicativa el grau de fusió parcial de la font astenosférica, assenyalen idèntica variació transversal en cada arc volcànic , tot i que verificada en un domini espacial diferent.

DISCUSSIÓ

Els antecedents geocronológicos disponibles mostren que a la serralada principal ha existit activitat volcànica persistent des del Pliocè. Amb les limitacions metodològiques comentades, les determinacions K-Ar en roques de ca. 1-2 Ma mostren consistentment que, entre els 38 ° i 42 ° S, elles defineixen una franja de fins a 250-300 km d’ample, que inclou des del front volcànic fins als blocs alçats en territori argentí. En aquesta franja, els centres volcànics erodados no presenten una associació espacial estricta amb estructures de caràcter regional. En canvi, els centres volcànics quaternaris mostren una distribució més estreta, concentrada a la serralada andina i en l’entorn de la Falla Liquiñe-Ofqui. Només centres eruptius menors representen l’activitat volcànica quaternària a la regió oriental.

a

a

FIG. 10. Patrons de terres rares per roques pliocè-pleistocenas de la serralada dels Andes; a- Serralada Nevada amb indicació d’exemplars de major i menor contingut de sílice; b- Serra de Quinchilca i complexos volcànics Mencheca, Cordó d’Alvarez i Fiuchá. En gris es mostra el camp de valors per roques bàsiques pliocè-quaternàries del vessant argentina segons Muñoz i Stern (1988, 1989). Valors normalitzats a l’condrito segons Sun i McDonough (1989).

a

FIG. 11. Diagrama de raons Ba / La i La / Sm per unitats seleccionades de l’Pliocè-Plistocè a la serralada principal. Es mostra el camp de roques volcàniques plio-pleistocenas orientals (segmentat; pres de Muñoz i Stern, 1988, 1989), Zona Volcànica Sud (ig, Hickey-Vargas et al., 1986; López et al., 1995) i basalts de `trasarco ‘o extrandinos (ig, Gorring et al., 1997; Muñoz i Stern, 1988). Línies rectes indiquen distància relativa a la fossa actual dels centres volcànics quaternaris (línia contínua) i plio-pleistocens (línia segmentada). Es destaquen els valors típics dels volcans quaternaris Villarrica i Lanín, emplaçats en la mateixa cadena transversal (39,5 ° S) (e.g., Lara, 1997; Hickey-Vargas et al., 1989).

Abans de conèixer edats plio-pleistocenas al front volcànic, Stern (1989) i Muñoz i Stern (1988, 1989) suggerien, per al segment situat a sud dels 38 ° S, una migració a l’oest de l’arc volcànic que hauria ocorregut a la fi de l’Pliocè, consolidant la seva actual posició en el Quaternari. No obstant això, els antecedents presentats permeten ara una altra explicació. Per a això és necessari advertir prèviament, en contraposició a la idea d’arcs volcànics `lineals ‘com a expressió única de l’vulcanisme en zones de subducció, la complexa configuració que pot adquirir la seva arquitectura i les significatives variacions transversals que en ella es pot constatar. D’aquesta manera, tot i que l’àmplia franja de l’Pliocè Superior-Plistocè mostra un senyal geoquímica característica d’arc, variacions internes s’aprecien especialment en l’augment progressiu a l’est de la raó La / Sm i una moderada atenuació de l’quocient Ba / La. Tots dos trets són compatibles amb menors graus de fusió parcial i atenuació dels components de subducció segons augmenta la distància a la fossa. En efecte, les roques volcàniques quaternàries mostren similar transició però verificada en un domini més estret. Un exemple nítid de l’anterior s’adverteix en la cadena transversal que uneix els volcans Villarrica i Lanín. Més encara, roques volcàniques holocenes, amb senyals geoquímiques típiques d’ambients de trasarco (Ba / La < 20; La / Sm > 5; la / Ta < 25), ocorren aquest cop a tocar de la serralada andina.

Per explicar l’escenari descrit ha algunes hipòtesis. Stern (1989) justificava la possible migració de l’arc volcànic invocant acreció al marge o augment de l’angle de subducció. Com s’ha establert, el procés verificat en l’arc volcànic a sud dels 38 ° S, en la transició de l’Pliocè a l’Quaternari, no correspondria a una migració sinó a una reducció de l’amplada de la zona volcànica, mantenint el mateix front actiu. Per tant, encara que no pot descartar-se l’efecte d’aquests factors, aquest seria teòricament incompatible amb la posició estàtica de el front volcànic i, després, ells no serien útils per explicar la nova configuració.

D’altra banda, i en termes més globals, Cross i Pilger (1982) van revisar, entre altres, l’efecte de les velocitats relatives de convergència sobre la posició dels arcs magmàtics. Abans, Molnar et al. (1979) havien proposat una relació empírica entre la velocitat de subducció, l’edat de la placa subductada i la longitud de la Pla de Benioff, que s’escriu com L = V XT / 10 (amb L: longitud de la zona sísmica ; V: velocitat de subducció; T: edat de la placa subductada), analitzant el seu efecte en la geometria dels arcs volcànics. En el nostre cas, la velocitat de convergència entre les Plaques de Nazca i Sud-americana seria l’únic paràmetre que hauria experimentat variació rellevant a fins de l’Pliocè. En efecte, Engebretson et al. (1986), van assenyalar una variació de la velocitat, perpendicular i tangencial a l’marge, ocorreguda prop dels 2 Ma. A partir d’aquest moment, i per a la latitud 40 ° S, la velocitat de convergència s’hauria reduït de ca. 9 cm / any als actuals 7,9 cm / any (DeMets et al., 1994; Tamaki, 2000).

Ara, adaptant l’expressió empírica de Molnar et al. (1979) per a un angle de subducció de 30 ° als Andes de Sud (Cahill i Isacks, 1992), la longitud esperada mostraria, qualitativament, que una reducció de la velocitat de 9 cm / any a 7,9 cm / any justificaria la disminució observada de fins a un 50% en l’ample de la regió volcànica.

Amb l’anàlisi anterior s’ha volgut emfatitzar la rellevància de la velocitat de subducció com a factor de primer ordre en el control de la geometria de l’arc volcànic. Recentment, altres autors (e.g., Lavenu i Cembrano, 1999) han suggerit també el seu efecte sobre el règim de deformació que experimenta l’arc volcànic als Andes de Sud en aquest mateix període.

CONCLUSIONS

Els antecedents presentats assenyalen l’ocurrència de centres volcànics erosionats a la serralada andina, de morfologia semblant als descrits en el vessant argentina. Les edats K-Ar, congruents amb l’estat de conservació dels centres volcànics, mostren l’existència d’un ampli arc volcànic al Pliocè Superior-Plistocè, estès des del front cordillerano fins als blocs alçats orientals. En aquest domini, la distribució dels centres volcànics mostra una relació espacial menys estricta amb les estructures regionals (Falla Liquiñe-Ofqui, Falla Biobío-Aluminé) que l’exhibida pels volcans quaternaris. Les característiques geoquímiques de les roques volcàniques plio-pleistocenas de la serralada principal (menor raó La / Sm; més raó Ba / La que els seus equivalents a Argentina) mostren una tendència gradual de variació cap a l’est que reflectiria disminució progressiva de l’grau de fusió parcial i atenuació dels components de subducció. Aquesta conducta és similar a l’observada en centres volcànics quaternaris organitzats en cadenes transversals (e.g., Hickey-Vargas et al., 1989), però verificada en un domini més estret.

Adaptant l’argument Molnar et al. (1979) que vincula velocitat de subducció i longitud de la Pla de Benioff, es pot suggerir l’efecte de primer ordre que establiria la velocitat de subducció sobre la geometria de l’arc volcànic. Així, durant la ràpida convergència de l’Pliocè (9 cm / any) s’hauria afavorit major activitat de la falca astenosférica. La seva disminució en el Quaternari (7,9 cm / any) seria responsable de la reducció en l’ample de la regió volcànica, ocorreguda possiblement després de l’Plistocè Mitjà.

AGRAÏMENTS

Aquest treball és part d’una investigació en desenvolupament sobre tectònica i vulcanisme als Andes de Sud. Les dades geocronológicos i químics van ser obtinguts d’exemplars colectados pels autors durant l’execució de el Programa X Regió Nord de SERNAGEOMIN entre 1997 i 1998. El Projecte Fondecyt 1.960.885 ha finançat parcialment l’elaboració d’aquesta síntesi. Els autors agraeixen a el personal d’SERNAGEOMIN la seva assistència en les campanyes de terreny com en la preparació i realització de les anàlisis. S’agraeix a M. Vergara (Universitat de Xile), A. Demant (Université d ‘Aix-Marseille) i C.R. Stern (University of Colorado) els seus constructius comentaris.

Notes:

1 1998. Geologia preliminar de l’àrea Liquiñe-Neltume (Mapa No. 13). In SERNAGEOMIN, 1998. Estudi geològic-Econòmic de la X Regió Nord. Informe registrat IR-98-15 (Inèdit), Servei Nacional de Geologia i Mineria, 6 Vols.

2 1983. Geologia i geoquímica el Grup Volcànic Antillanca, Osorno. Taller de títol II (Inèdit), Universitat de Xile, Departament de Geologia, 137 pàg.

3 1985. Geologia i risc volcànic de el volcà Osorno i centres eruptius menors. Projecte Hidroelèctric Central Petrohué. Informe OICB-06C (Inèdit), Empresa Nacional d’Electricitat S. A.-Corporació de Foment de la Producció, 212 pàg.

4 1995. Carta Metalogénica X Regió Sud. Informe Registrat IR-95-05 (Inèdit), Servei Nacional de Geologia i Mineria-Bureau de Recherches Géologiques et Minières, 10 Vols.

REFERÈNCIES

Cahill, T .; Isacks, B. 1992. Seismicity and shape of the subducted Nazca plate. Journal of Geophysical Research, Vol. 97, No. B12, pàg. 17.503-17.529.

Camps, A .; Moreno, H .; Muñoz, J .; Antinao, J .; Clayton, J .; Martin, M. 1998. Àrea de Futrono-Lago Ranco, Regió dels Llacs. Servei Nacional de Geologia i Mineria, Mapes Geològics, No. 8, 1 mapa escala 1: 100.000.

Corbella, H .; Alonso, M. 1989. Post-glacial hydroclastic and pyroclastic deposits in the Lanín National Park. North-Patagonian Serralada, Neuquén. Revista de l’Associació Geològica Argentina, Vol. 44, No. 1-4, pàg. 127-132.

Cross, T .; Pilger, R. 1982. Control of subduction geometry, location of magmatic arcs and tectonics of arc and back-arc regions. Geological Society of America, Bulletin, Vol. 93, pàg. 545-562.

Dalrymple, G.B .; Lanphere, M. 1969. Potassium-argon dating. W.H. Freeman and Co, 258 pàg. San Francisco.

Delpino, D .; Deza, M. 1995. Mapa geològic i de recursos minerals de la província de l’Neuquén. República Argentina. Escala 1: 500.000. Secretaria de Mineria i Ministeri de ProducciÛn i Turisme. Argentina.

DeMets, C .; Gordon, R .; Argus, D .; Stein, S. 1994. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions. Geophysical Research Letters, Vol. 21, No. 20, pàg. 2191-2194.

Drake, E.R .; Curtis, G .; Vergara, M. 1976. Potassium-argon dating of igneous activity in the central Chilean Andes. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 1, pàg. 285-295.

Engebretson, D.C .; Cox, A .; Gordon, R.G. 1986.Relative motions between oceanic and continental plates in Pacific basin. Geological Society of America, Special Paper, No. 206, 59 p.

Franzese, J. 1995. El Complex Pedra Santa (Neuquén, Argentina): part d’un cinturó metamòrfic neopaleozoico de l’Gondwana sud-occidental. Revista Geològica de Xile, Vol. 22, No. 2, pàg. 193-202.

Gerlach, D.C .; Frey, F .; Moreno, H .; López-I. L. 1988. Recent Volcanism in the Puyehue-Cordón Caulle regió, Southern Andes, Xile (40.5 ° S): Petrogénesis of Evolved rentes. Journal of Petrology, Vol. 29, p.333-382.

González, O .; Vergara, M. 1962. Reconeixement geològic de la Serralada dels Andes entre els paral·lels 35 ° i 38 ° latitud sud. Universitat de Xile, Institut de Geologia, Publicacions, No. 24, 119 pàg.

Gorring, M .; Kay, S .; Zeitler, P .; Ramos, V .; Rubiolo, D .; Fernandez, M .; Panza, J. 1997. Neogene Patagonian plateau laves: continental magmes associated with ridge collision at the Xile Triple Junction. Tectonics, Vol. 16, No. 1, pàg. 1-17.

Gradstein, F .; Ogg, J. 1996. A Phanerozoic time scale. Episodes, Vol. 19, No. 1-2, pàg. 3-5.

Hickey-Vargas, R .; Frey, F .; Gerlach, D .; López-I. L. 1986. Multiple sources for basàltic arc rocks from the southern volcanic zone of the Andes (34 ° -41 ° S): traci element and isotopic evidence for contributions from subducted oceanic crust, mantle and continental crust. Journal of Geophysical Research, Vol. 91, pàg. 5963-5983.

Hickey-Vargas, R .; Moreno, H .; López-E.L .; Frey, F. 1989. Geochemical variations in Andean basàltic and silicic rentes from the Villarrica-Lanín volcanic chain (39.5 ° S): an evaluation of source Heterogeneity, Fractional cristallization and crustal Assimilation. Contributions to Mineralogy and Petrology, Vol. 103. pàg. 361-386.

Inbar, M .; Risso, C .; Parica, C. 1995. The Morphological development of a young renta flow in the South Western Andes-Neuquén, Argentina. Zeitchrift Geomorphologisher Natur Forschung, Vol. 39, No. 4, pàg. 479-487.

Lanphere, M. 2000. Comparison of conventional K-Ar and 40Ar / 39Ar dating of young mafic volcanic rocks. Quaternary Research, Vol. 53, pàg. 294-301.

Lara, L. 1997. Geologia i Geoquímica de el volcà Lanín (39,5 ° S-71,5 ° W), Andes de Sud, IX Regió, Xile. Tesi de Magister (Inèdit), Universitat de Xile, 172 pàg.

Lavenu, A .; Cembrano, J. 1999. Compressional and transpressional-stress pattern for Pliocene and Quaternary brittle deformation in fore arc and intra-arc zones (Andes of Central and Southern Xile). Journal of Structural Geology, Vol. 21, pàg. 1669-1691.

Linares, E .; Ostera, H .; Mas, L. 1999. Cronologia potassi-argó de el Complex Efusiva Copahue-Caviahue, Província de l’Neuquén. Revista de l’Associació Geològica Argentina, Vol. 54, No. 3, pàg. 240-247.

López-Escobar, L .; Kilian, R .; Kempton, P .; Tagiri, M. 1993. Petrography and geochemistry of Quaternary rocks fron the Southern Volcanic Zone of the Andes between 4t ¾30 ‘i 46 ° 00’S, Xile. Revista Geològica de Xile, Vol. 20, No. 1, pàg. 33-55.

López-Escobar, L .; Cembrano, J .; Moreno, H. 1995. Geochemistry and tectonics of the chilean Southern Andes basàltic Quaternary Volcanism (37-46 ° S). Revista Geològica de Xile, Vol. 22, No. 2, pàg. 219-234.

Mahood, G .; Drake, R.E. 1982. K-Ar dating young rhyolitic rocks: a case study of the Serra La Primavera, Jalisco, Mèxic. Geological Society of America, Bulletin, Vol. 93, pàg. 1232-1241.

Mankinen, E.A .; Dalrymple, G.B. 1972. Electron microprobe evaluation of terrestrial basalts for whole-rock dating. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 17, pàg. 89-94.

Molnar, P .; Freedman, D .; Shih, J.S.F. 1979. Lengths of intermediate and deep Seismic zones and temperatures in downgoing slabs of lithosphere. Journal of the Royal Astronomical Society, Vol. 56, 41-54.

Moreno, H. 1977. Geologia de l’àrea volcànica Puyehue-Carran als Andes de el Sud de Xile. Memòria de Títol (Inèdit), Universitat de Xile, Departament de Geologia, 170 pàg.

Moreno, H .; Parada, M.A. 1976. Esquema geològic de la serralada dels Andes, entre els paral·lels 39 ° 00 ‘i 41 ° 30’S. In Congrés Geològic Xilè, No. 1, Actes, Vol. 1, p. 213-226. Santiago.

Moreno, H .; Lahsen, A .; Varela, J .; Vergara, M. 1986a. Edats K-Ar de roques volcàniques quaternàries de el grup volcànic Antuco-Serra peluda, Andes de Sud, 37 ° 27’S. Comunicacions, No. 36, pàg. 21-25.

Moreno, H .; Lahsen, A .; Thiele, R .; Varela, J .; López-Escobar, L. 1986b. Edats K-Ar de roques volcàniques en l’àrea de l’volcà Callaqui, Andes de Sud (38 ° S). Comunicacions, No. 36, pàg. 27-32.

Muñoz, J .; Stern, C.R. 1988. The Quaternary volcanic belt of southern continental margin of South America: Transverse structural and Petrochemical variations across the segment between 38 ° S i 39 ° S. Journal of South American Earth Sciences, Vol. 1, No 2, pàg. 147-161.

Muñoz, J .; Stern, C.R. 1989.Magmatisme alcalí dins del segment 38 ° -39 ° S del cinturó volcànic plio-quaternari del marge continental sud-americà sud-americà. Journal of Geophysical Research, vol. 94, núm. B4, pàg. 4545-4560.

Rodríguez, c.; Pérez, y.; Moreno, h.; Clayton, J.; Antinao, J.L; Duhart, p.; Martin, M. 1999. Àrea de Panguipulli-Riñihue, Regió dels Lagos. Servicio Nacional de Geologia i Minería, Mapas geológicos, núm. 10, 1 Mapa Escala 1: 100.000.

Shackleton, n.j.; Opdyke, N.D. 1977. Oxigen-isotope i estratigrafia paleomagnètica del Pacífic Core V28-239, tard de Pliocè a l’últim Pleistocè. Societat geològica d’Amèrica, Memòria, núm. 145, pàg.449-464.

cantant, b.s; Thompson, R.A.; Dungan, m.a.; SEELEY, T.C.; Nelson, s.t.; Pickens, J.C.; Marró, l.l; Wulff, a.w.; Davidson, J.P.; Metzger, J. 1997. Volcanisme i erosió durant els darrers 930 k Y al complex Tàra-San Pedro, Andes xilens. Societat geològica d’Amèrica, Butlletí, vol. 109, núm. 2, pàg. 127-142.

cantant, b.s; Wijbrand, J.R.; Nelson, s.t.; Pringle, M.S.; SEELEY, T.C.; Dungan, M.A. 1998. Argó heretat en una lava de Pleistocè Andesite: 40AR / 39AR escalfament incremental i anàlisi de fusió làser de plagioclasa. Geologia, vol. 26, núm. 5, pàg. 427-430.

Suárez, m.; Emparan, C. 1997. Hoja Curacautín, Regió de la Araucanía i del Biobío. Servicio Nacional de Geologia i Minería, Carta Geològica de Xile, núm. 71, 105 p., 1 Mapa 1: 250.000.

popa, c.R. 1989. Pliocè per presentar la migració del front volcànic, zona volcànica del Sud. Revista geológica de Xile, vol. 16, núm. 2, p. 145-162.

Sun, S.S.; McDonough, W.F. 1989. Sistemàtica química i isotòpica de Basalts oceànics: implicacions per a la composició i els processos del mantell. En magmatisme a les conques oceàniques (Saunders, A.D.; Norry, M.J.; Editors). Societat geològica, publicació especial, núm. 42, pàg. 313-345.

Tamaki, K. 2000. Nuvel 1: resultats de càlcul. Ocean Research Institute, Universitat de Tokio. http://manbow.ori.u-tokio.ac.jp/tamaki-bin/post-nuvella.

Turner, J. 1965. Estratègia de la Comarca de Junín dels Andes (Província del Neuquén). Acadèmia Nacional de Ciències, Boletín, vol. 44, pàg. 5-51. Còrdova.

manuscrito recibido: septiembre 15, 2000; Acceptado: Mayo 2, 2001.

Apendice: Descripcion de Muestras Dades

XG-223A. Formació Malleco. Basalto d’Olivino i Clinopiroxeno. 30% Plagioclasa, 3% clinopiroxeno, 17% Olivino en Masa Intergranular amb 20% de plagioclasa, 15% clinopiroxeno i 15% magnetita.

XG-167. Complejo Cerro Maichín. Andesita silícea. 8% plagioclasa, 2% clinopiroxeno, 1% opacos en masa fonamental (89%) interseral.

XG-136. COMPLEJO CERRO TRAUTRÉN. Andesita silícea. 7% plagioclasa, 1% clinopiroxeno, 1% olivino i 1% magnetita en masa fonamental (90% intersertal.

XG-138. COMPLEJO CERRO TRAUTRÉN. Andesita SILÍCEA. 7% Plagioclasa, 1% clinopiroxeno, 1 % OPACOS I ESCASO OLIVINO EN MASA FONAMENTAL (91%) interseral.

XG-124. COMPLEJO NEVADOS DE CABURGUA. Andesita SILÍCEA. 8% PLAGIOCILASA I 2% CLINOPIROXENO EN MASA FONAMENTAL (90%) Interseral.

XG-125. Complejo Nevados de Caburgua. Andesita Silícea. 8% Plagioclasa i 2% clinopiroxeno en Masa Fonamental (90%) Intersertal.

XG-005. Cordillera Nevada. Andesita. 2% Plagioclasa (Labradorita), 2% clinopiroxeno i Trazas de Olivino en Masa Fonamental (96%) Pilotaxítica de Plagioclasa, clinopiroxeno i opacos.

XG-070. Cordillera Nevada. Andesita. Masa Pilotaxítica de Plagioclasa ( 50%), clinopiroxeno (22%), opacos (15%) i vidrio.

XG-003. Cordillera Nevada. Andesita. 2% Plagioclasa (Andesina) en Masa Intergranular fonamental

XG-009. Cordillera Nevada. Andesita basáltica. 15% plagioclasa (labradorita), clinopiroxeno (1%) i olivino (3%) en masa fonamental (82%) pilotaxítica de plagioclasa (33%), clinopiroxeno (22%), opacos (14%) i vidrio.

XG-010. Cordillera Nevada. Andesita. Masa Pilotaxítica de 32% Plagioclasa, 26% clinopiroxeno, 12% Opacos i Vidrio.

XG-026. Cordillera Nevada. Basalto. 3% plagioclasa, 2% clinopiroxeno y escasso olivino en masa fonamental (95%) pilotaxítica de plagioclasa (50%), clinopiroxeno (28%), opacos (8%) i vidrio.

XG-046. Cordillera Nevada. Andesita Basáltica. Masa Pilotaxítica de Plagioclasa (67%), clinopiroxeno (23%) i opacos.

XG-029. Cordillera Nevada. Andesita. Masa Fonamental pilotaxítica con plagioclasa (50%), clinopiroxeno (25%), opacos (9%) i Vidrio.

XG-077. Cordillera Nevada. Andesita. 3% Plagioclasa, 1% clinopiroxeno en masa fonamental (96%) interserital con plagioclasa (35%), clinopiroxeno (12%), opacos (8%) i vidrio.

XG-071. Cordillera Nevada. Andesita. 27% Plagioclasa (labradorita), 3% clinopiroxeno en masa fonamental (70%) pilotaxítica con plagioxclasa (35%), clinopiroxeno (15%), opacos (6%) i vidrio.

XG-081. Cordillera Nevada. Andesita. 2% plagioclasa (Andesina) en masa fonamental (98%) interseral.

XG-102B. Serra de Quinchilca.Andesita basàltica. 10% plagioclasa, 3% clinopiroxeno i 2% olivina en massa fonamental (85%) intergranular.

XG-103. Serra de Quinchilca. Andesita basàltica. 9% plagioclasa, 2% clinopiroxeno i 2% olivina en massa fonamental (87%) pilotaxítica.

XG-104A. Serra de Quinchilca. Andesita basàltica. 10% plagioclasa, 2% clinopiroxeno i 2% olivina en massa fonamental (86%) pilotaxítica.

XC-205. Serra de Quinchilca. Basalt. 10% plagioclasa, 5% olivina i 3% clinopiroxeno en massa fonamental (82%) intergranular.

XG-082. Complex Mencheca. Basalt. 15% plagioclasa (labradorita), 5% olivina i 3% clinopiroxeno en massa fonamental (77%) intergranular.

XA-300. Complex Sarnoso. Basalt. 13% plagioclasa, 4% olivina i 3% clinopiroxeno en massa fonamental (80%) intergranular.

XA-310. Complex Fiuchá. Andesita basàltica. 30% plagioclasa, 2% clinopiroxeno i 3% olivina en massa fonamental (65%) intergranular.

XG-185. Volcà Pirihueico. Basalt. 25% plagioclasa, 12% olivina i 3% clinopiroxeno en massa fonamental (60%) intergranular amb 30% plagioclasa15% clinopiroxeno, 10% opacs i 5% olivina.

XG-175. Volcà Chihuio. Andesita basàltica. Massa fonamental hialopilítica amb 25% plagiòclasi i 5% clinopiroxeno.

170.185-2. Volcà La Picada. Basalt. 30% plagioclasa (labradorita) i 4% olivina i 4% clinopiroxeno en massa fonamental intergranular.

XC-288. Estrats de Chapuco. Basalt. 15% plagioclasa, 5% olivina i 3% clinopiroxeno en massa fonamental (77%) intergranular.

XC-289. Estrats de Chapuco. Basalt. 18% plagioclasa, 3% olivina i 3% clinopiroxeno en massa fonamental (76%) intergranular.

HO-46. Estrats de Chapuco. Basalt. 10% plagioclasa, 5% olivina i 3% clinopiroxeno en massa fonamental (82%) intergranular.

060.385-5. Estrats de Hueñuhueñu. Basalt. 40% plagioclasa, 8% olivina en massa fonamental (52%) intersertal.

090.185-3. Estrats de Reloncaví. Basalt. 10% plagioclasa, 15% olivina i 2% clinopiroxeno en massa fonamental (73%) intergranular.

P273b. Volcà Banyes de el Diable. Basalt. 15% plagioclasa, 5% olivina i 2% clinopiroxeno en massa fonamental (83%) intergranular.

Deixa un comentari

L'adreça electrònica no es publicarà. Els camps necessaris estan marcats amb *