UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS DEPARTAMENTO DE PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA TESIS DOCTORAL Las rocas intrusivas y brechas del área de Los Molinos, Fuerteventura (Islas Canarias) MEMORIA PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTORA PRESENTADA POR Ángela Claro Moreno Directora Cristina de Ignacio San José Madrid, 2016 © Ángela Claro Moreno, 2016 Usuario Nota adhesiva Los anexos de pueden consultar en el Servicio de Tesis Doctorales (913946641) T E SI S D O C T O R A L LAS ROCAS INTRUSIVAS Y BRECHAS DEL ÁREA DE LOS MOLINOS FUERTEVENTURA (ISLAS CANARIAS) ÁNGELA CLARO MORENO UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS DEPARTAMENTO DE PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA Madrid, 2015 Esta Tesis Doctoral ha sido realizada en el Departamento de Petrología y Geoquímica de la Facultad de Ciencias Geológicas de la Universidad Complutense de Madrid, fianciada por una Ayuda de Formación de Personal Investigador (BES-2010-037524) del Ministerio de Ciencia e Innovación, y por los proyectos de investigación CGL 2009-07946 del Ministerio de Ciencia e Innovación y CGL 2012-32135 del Ministerio de Economía y Competitividad. La memoria de esta Tesis Doctoral se presenta por Ángela Claro Moreno para optar al título de Doctor en Ciencias Geológicas Imagen de portada: Clinopiroxeno con zonado sectorial de la facies de gabros s.s. que aflora en la intrusión de Los Molinos. TESIS DOCTORAL LAS ROCAS INTRUSIVAS Y BRECHAS DEL ÁREA DE LOS MOLINOS, FUERTEVENTURA (ISLAS CANARIAS) ÁNGELA CLARO MORENO Madrid, 2015 DIRIGIDA POR CRISTINA DE IGNACIO SAN JOSÉ UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS DEPARTAMENTO DE PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA Para tod@s l@s que habéis hecho posible que este trabajo sea una realidad, GRACIAS I ÍNDICE RESUMEN / ABSTRACT......................................................................................................... I.- INTRODUCCIÓN GENERAL............................................................................................... I.1.- INTRODUCCIÓN............................................................................................... I.2.- OBJETIVOS....................................................................................................... I.3.- METODOLOGÍA Y TÉCNICAS ANALÍTICAS......................................................... I.3.1.- QUÍMICA MINERAL.......................................................................... I.3.1.1.- Elementos mayores......................................................... I.3.1.2.- Elementos traza............................................................... I.3.2.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL......................................................... I.3.3.- GEOQUÍMICA ISOTÓPICA................................................................. I.3.3.1.- Geoquímica isotópica en minerales................................ I.3.3.1.1.- Isótopos estables............................................. I.3.3.1.2.- Isótopos radiogénicos...................................... I.3.3.2.- Geoquímica isotópica en roca total................................. I.3.3.2.1.- Isótopos de Sr, Sm y Nd................................... I.3.3.2.2.- Isótopos de Pb................................................ I.3.4.- GEOCRONOLOGÍA U-Pb EN APATITO............................................... I.3.5.- GEOCRONOLOGÍA K-Ar EN MICA.................................................... I.4.- ANTECEDENTES Y MARCO GEOLÓGICO........................................................... I.4.1.- EL DOMINIO OESTE......................................................................... I.4.2.- EL DOMINIO ESTE........................................................................... I.4.3.- EL DOMINIO CENTRAL..................................................................... II.- RELACIONES DE CAMPO EN EL ÁREA DE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS................... II.1.- INTRODUCCIÓN.............................................................................................. II.2.- EL SECTOR DE MORRO NEGRO....................................................................... II.3.- EL SECTOR DE MOLINOS................................................................................. II.4.- DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS.................................................................... III.- MINERALOGÍA Y GEOQUÍMICA DE LOS GABROS, CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS ASOCIADAS DE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS................................................ III.1.- INTRODUCCIÓN............................................................................................. III.2.- PETROGRAFÍA Y RELACIONES TEXTURALES................................................... III.2.1.- GABROS......................................................................................... III.2.2.- CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS................................. V 1 3 5 7 7 7 8 9 10 10 10 12 13 13 15 16 16 18 20 25 26 29 31 32 40 48 53 55 55 55 65 II III.2.2.1.- Cuerpos pegmatoides.................................................... III.2.2.2.- Venas félsicas................................................................. III.2.2.2.1.- Venas pofídicas anfibólicas............................ III.2.2.2.2.- Venas anortosíticas y sieníticas..................... III.3.- QUÍMICA MINERAL DE ELEMENTOS MAYORES Y TRAZA............................... III.3.1.- GABROS......................................................................................... III.3.1.1.- Olivino............................................................................ III.3.1.2.- Clinopiroxeno................................................................. III.3.1.3.- Plagioclasa..................................................................... III.3.1.4.- Óxidos de Fe y Ti........................................................... III.3.1.5.- Apatito........................................................................... III.3.1.6.- Anfíbol........................................................................... III.3.1.7.- Mica.............................................................................. III.3.2.- CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS................................. III.3.2.1.- Clinopiroxeno................................................................. III.3.2.2.- Feldespatos.................................................................... III.3.2.3.- Óxidos de Fe y Ti........................................................... III.3.2.4.- Anfíbol........................................................................... III.3.2.5.- Apatito........................................................................... III.3.2.6.- Mica.............................................................................. III.3.2.7.- Esfena............................................................................ III.4.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL....................................................................... III.4.1.- ELEMENTOS MAYORES.................................................................. III.4.2.- ELEMENTOS TRAZA........................................................................ III.4.2.1.- Diagramas de tierras raras............................................. III.4.2.2.- Diagramas multielemento............................................. III.5.- PROCESOS Y MECANISMOS DE CRISTALIZACIÓN........................................... III.5.1.- MODELOS DE CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA............................. III.6.- GEOQUÍMICA ISOTÓPICA............................................................................... III.6.1.- ISÓTOPOS ESTABLES....................................................................... III.6.2.- ISÓTOPOS RADIOGÉNICOS............................................................. III.7.- COMPOSICIÓN Y CARACTERÍSTICAS DEL ÁREA FUENTE................................ III.7.1.- GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS TRAZA........................................... III.7.2.- GEOQUÍMICA ISOTÓPICA............................................................... III.8.- GEOCRONOLOGÍA U-Pb EN APATITO Y K-Ar EN MICA................................... IV.- MINERALOGÍA Y GEOQUÍMICA DE LOS DIQUES DE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS.. IV.1.- INTRODUCCIÓN.............................................................................................. 65 67 67 69 72 72 72 75 82 86 90 92 97 99 99 100 103 104 105 106 107 108 109 112 116 117 119 124 137 137 141 149 149 151 153 159 161 III IV.2.- PETROGRAFÍA Y RELACIONES TEXTURALES................................................... IV.2.1.- GRUPO 1: DIQUES BASÁLTICOS PORFÍDICOS................................. IV.2.2.- GRUPO 1: DIQUES MICROGRANUDOS MICÁCEOS........................ IV.2.3.- GRUPO 1: DIQUES MÁFICOS AFANÍTICOS...................................... IV.2.4.- GRUPO 2: DIQUES DE TRAQUIBASALTO......................................... IV.2.5.- GRUPO 2: DIQUES DE BASALTO PLAGIOCLÁSICO.......................... IV.2.6.- GRUPO 2: DIQUES DE TRAQUITA................................................... IV.2.7.- GRUPO 3: DIQUES MÁFICOS AFANÍTICOS QUE CORTAN A LAS TRAQUÍTIAS............................................................................................... IV.2.8.- GRUPO 4: DIQUES QUE CORTAN A LAS BRECHAS.......................... IV.3.- QUÍMICA MINERAL DE ELEMENTOS MAYORES............................................. IV.3.1.- OLIVINO......................................................................................... IV.3.2.- CLINOPIROXENO............................................................................ IV.3.3.- FELDESPATOS................................................................................. IV.3.4.- ÓXIDOS DE Fe Y Ti......................................................................... IV.3.5.- APATITO.......................................................................................... IV.3.6.- ANFÍBOL......................................................................................... IV.3.7.- MICA............................................................................................. IV.3.8.- ESFENA........................................................................................... IV.3.9.- CIRCÓN.......................................................................................... IV.4.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL........................................................................... IV.4.1.- ELEMENTOS MAYORES................................................................... IV.4.2.- ELEMENTOS TRAZA........................................................................ IV.4.2.1.- Diagramas de tierras raras............................................. IV.4.2.2.- Diagramas multielemento............................................. IV.5.- GEOQUÍMICA DE ISÓTOPOS RADIOGÉNICOS................................................ IV.6.- RELACIÓN ENTRE LOS DIQUES Y LAS FACIES DE GABROS EN LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS.................................................................................................... V.- CARACTERIZACIÓN TEXTURAL DE LAS BRECHAS QUE AFLORAN EN EL ÁREA DE LOS MOLINOS............................................................................................................................. V.1.- INTRODUCCIÓN.............................................................................................. V.2.- BRECHA DE MORRO NEGRO........................................................................... V.2.1.- RESULTADOS A ESCALA DE AFLORAMIENTO................................... V.2.2.- RESULTADOS A ESCALA DE MUESTRA DE MANO........................... V.2.3.- RESULTADOS A ESCALA DE LÁMINA DELGADA............................... V.3.- BRECHA DE SALINAS....................................................................................... V.3.1.- RESULTADOS A ESCALA DE AFLORAMIENTO................................... 162 163 164 164 165 165 166 168 168 170 170 171 175 178 181 181 182 182 183 184 184 187 190 191 193 196 199 201 202 202 203 204 206 206 IV V.3.2.- RESULTADOS A ESCALA DE MUESTRA DE MANO........................... V.3.3.- RESULTADOS A ESCALA DE LÁMINA DELGADA............................... V.4.- POSIBLE ORIGEN PARA LAS BRECHAS............................................................. V.4.1.- BRECHA DE MORRO NEGRO........................................................... V.4.2.- BRECHA DE SALINAS...................................................................... VI.- DISCUSIÓN FINAL: INTEGRACIÓN DE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS EN EL CONTEXTO GEOLÓGICO GENERAL DE LA ISLA DE FUERTEVENTURA................................... VI.1.- RELACIÓN ENTRE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS Y OTRAS INTRUSIONES DE LA ISLA.............................................................................................................. VI.2.- RELACIÓN ENTRE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS Y EL VULCANISMO MIOCENO DE LA ISLA............................................................................................. VI.2.1.- LOCALIZACIÓN GEOGRÁFICA......................................................... VI.2.2.- EDAD Y ESTRATIGRAFÍA VOLCÁNICA............................................. VI.2.2.1.- Edificio Central.............................................................. VI.2.2.2.- Edificio Norte................................................................. VI.2.3.- COMPOSICIÓN Y GEOQUÍMICA ISOTÓPICA.................................. VI.3.- POSIBLE RELACIÓN ENTRE LAS ITRUSIONES Y LOS COLAPSOS DE LA ISLA.... VII.- CONCLUSIONES FINALES / FINAL CONCLUSIONS......................................................... VIII.- BIBLIOGRAFÍA.............................................................................................................. IX.- ANEXOS (CD adjunto) IX.1.- MUESTRAS UTILIZADAS PARA LA REALIZACIÓN DE ESTE TRABAJO: SIGLADO, LOCALIZACIÓN Y ANÁLISIS REALIZADOS EN CADA MUESTRA IX.2.- TABLAS DE QUÍMICA MINERAL IX.2.1.- GABROS, CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS IX.2.2.- DIQUES IX.3.- TABLAS DE ROCA TOTAL IX.3.1.- ANÁLISIS DE ROCA TOTAL DE GABROS, CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS IX.3.2.- NORMAS CIPW DE GABROS, CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS IX.3.3.- ANÁLISIS DE ROCA TOTAL DE DIQUES IX.3.4.- NORMAS CIPW DE DIQUES IX.4.- ANÁLISIS GRANULOMÉTRICO DE LAS BRECHAS DE MORRO NEGRO Y SALINAS 207 208 209 209 211 215 217 221 221 221 221 223 225 228 231 243 V RESUMEN La presente tesis doctoral se centra en el estudio de las rocas intrusivas (plutónicas y filonianas) y brechas que afloran en el área de Los Molinos, localizada en la zona centro-occidental de la isla de Fuerteventura (Islas Canarias). Esta intrusión es de especial interés puesto que se localiza en la teórica zona de solape que habría existido entre los dos edificios volcánicos miocenos de mayor tamaño en Fuerteventura: el Edificio Volcánico Central y el Edificio Volcánico Norte, de modo que constituye un buen objetivo para determinar si cada edificio contaba con un sistema de alimentación independiente o si existe una situación más compleja a este respecto. En primer lugar se ha estudiado la estructura interna de la intrusión de Los Molinos, formada por distintas facies de gabros, de las cuales se han obtenido sus características petrográficas, mineralógicas y geoquímicas y se han determinado sus condiciones de presión y temperatura de cristalización, su edad y el tipo de fuente mantélica de la que proceden. Para ello se han realizado análisis químicos in- situ mediante microsonda de electrones y láser ICP-MS, junto con análisis de roca total y de geoquímica isotópica. Los resultados obtenidos muestran que las diferentes facies de gabros que afloran en la intrusión están relacionadas genéticamente y que las facies más evolucionadas, leucogabros y venas félsicas, proceden de las facies menos diferenciadas, melanogabros y gabros olivínicos, mediante un proceso de cristalización fraccionada y acumulación. Las condiciones de presión y temperatura halladas indican que el proceso de cristalización tuvo lugar a altas temperaturas (1100-900 oC) y relativamente bajas presiones (3-1 Kb), en condiciones de moderada fO2. La edad de cristalización se determinó por el método U-Pb in-situ en apatito mediante láser ICP-MS, obteniéndose una edad media de cristalización de 17.4 ± 1.9 Ma para la intrusión de Los Molinos. Las relaciones isotópicas de Sr, Nd y Pb muestran que la fuente de la que proceden los magmas que dieron lugar a esta intrusión, es una mezcla entre los componentes mantélicos HIMU y DM con contribuciones menores del componente EMI. Así mismo, se han estudiado las rocas filonianas que aparecen en relación con las facies de gabros y venas félsicas en la intrusión de Los Molinos. Las relaciones de campo muestran que existen al menos cuatro momentos de inyección de diques, por lo que éstos se han asociado en cuatro grupos. Los dos primeros grupos muestran relaciones de campo muy estrechas con las facies de gabros así como características geoquímicas e isotópicas muy similares, indicando que ambos conjuntos litológicos proceden de los mismos magmas. El tercer y cuarto grupo aparecen cortando a los primeros, y siempre presentan bordes enfriados con las facies de gabros, por lo que se interpretan como inyecciones filonianas posteriores a la cristalización de la intrusión y posiblemente relacionadas con las últimas etapas de la actividad magmática miocena de la isla. RESUMEN VI En tercer lugar, se han caracterizado texturalmente los materiales fragmentarios (brechas) que afloran tanto en el sector meridional (brecha de Morro Negro), como en el septentrional (brecha de Salinas) de la intrusión de Los Molinos. Para ello se han realizado análisis texturales de las brechas mediante software de caracterización de rocas detríticas y fragmentarias, junto con análisis petrográficos de los fragmentos y de la matriz de estas brechas. La brecha de Morro Negro es una brecha bien consolidada, heterométrica y polimíctica, formada por fragmentos de rocas muy similares a las que forman la intrusión (plutónicas y filonianas). Considerando su composición y modo de afloramiento, se ha propuesto para esta brecha un origen asociado directamente con el proceso de cristalización de la intrusión. Al igual que la brecha de Morro Negro, la brecha de Salinas está formada por fragmentos de composiciones, tamaños y formas diversas pero, a diferencia de la primera, la brecha de Salinas está formada principalmente por fragmentos volcánicos de composición basáltica, y presenta una matriz de tipo arenoso. Esta brecha se ha clasificado como un depósito volcanoclástico secundario, probablemente de tipo avalancha de escombros. Este depósito sería correlacionable con las brechas líticas de Ampuyenta y por tanto habría sido producido por la destrucción parcial del Edificio Volcánico Norte más antiguo. Por último, se ha llevado a cabo una comparación de la composición y edad de la intrusión de Los Molinos con las del resto de intrusiones de la isla, lo que ha permitido determinar un nuevo episodio magmático (EM4), representado por la misma y que establece una continuidad en el tiempo de la actividad intrusiva desde al menos 22 hasta 13 Ma en la isla de Fuerteventura. Del mismo modo, se ha llevado a cabo una comparación con la estratigrafía, composición y edad, de los Complejos Volcánicos Central y Norte, que ha permitido establecer que la intrusión de Los Molinos corresponde a la cámara magmática que alimentó a las partes altas (CVC-III) y medias (NVC-I superior) de estos edificios, actuando los diques como nexo de unión entre la cámara y el edificio volcánico. RESUMEN VII ABSTRACT ABSTRACT This PhD thesis is focused on the study of the intrusive rocks (plutonic rocks and dikes) and breccias outcropping in the Los Molinos area, located in the central-west part of the Fuerteventura island (Canary Islands). This intrusion is especially interesting because of its location in the theoretical overlapping zone that would have existed between the two largest Miocene volcanic edifices in Fuerteventura: the Central Volcanic Edifice and the Northern Volcanic Edifice. Los Molinos intrusion is thus a good target for determining if each volcanic edifice had an independent feeder system or, if the situation was more complex than that. The internal structure of Los Molinos intrusion is formed by different gabbro facies, which have been studied to determine their textural features, mineralogy and geochemistry. To this aim, in-situ analyses by electron microprobe and laser ICP-MS have been performed, together with whole-rock and isotope analyses. From this data set, it was possible to determine the crystallization pressure and temperature conditions, the age of the intrusion, and type of mantle source from which it was derived. The results show that the different gabbro facies of Los Molinos intrusion are genetically related so that the most evolved facies (leucogabbro and felsic veins) are derived from the least evolved ones (melanogabbro and olivine gabbro facies) by fractional crystallization plus accumulation processes. These processes took place under high temperature (1100-900 oC) and relatively low pressure (1-3 Kb), with moderate fO2 conditions. The crystallization age was determined by in-situ U-Pb measurements in apatite using laser ICP-MS, which yielded an average of 17.4 ± 1.9 Ma. Sr, Nd and Pb isotope ratios show that the mantle source for the Los Molinos intrusion is a mixture between the HIMU and DM end members with minor EMI component contributions. In the same way, dikes which are spatially related with the gabbros and felsic veins of the Los Molinos intrusion have also been studied. Field relationships indicate that there are at least four moments of dike injection, and therefore the different dikes have been assigned to four groups. The first two groups show very close field relationships with the plutonic rocks, and very similar chemical and isotopic features, suggesting that both lithological sets come from the same magmas. The third and fourth groups occur crosscutting the first ones and always display chilled margins with the gabbros. Thus, they have been interpreted as dike injections subsequent to the Los Molinos intrusion crystallization, and probably related with the last stages of Miocene magmatic activity in the island. In the third place, textural characterization of the breccias outcropping both in the southern (Morro Negro breccia) and northern (Salinas VIII ABSTRACT breccia) sectors of the Los Molinos intrusion have been performed. For this, a software for the characterization of detrital and fragmentary rocks was used, together with petrographic analyses of the fragments and groundmass. The Morro Negro breccia is a well consolidated, heterometric and polymictic breccia formed by plutonic rocks and dikes fragments with very similar compositions to those forming part of the intrusion. Considering both the composition and outcrop features of this breccia, an origin directly related to the crystallization process of the intrusion has been proposed. Just as the Morro Negro breccia, the Salinas breccia is formed by fragments of different size, composition and morphology but, unlike the former one, it is composed mainly by volcanic fragments in a sandy groundmass. The Salinas breccia has been classified as a secondary volcaniclastic deposit, probably of a debris avalanche type. This deposit would correlate with the Ampuyenta lithic breccias and therefore would have been produced by the partial destruction of the oldest part of the Northern Volcanic Edifice. Finally, the Los Molinos intrusion was compared in composition and age with the rest of the intrusions of the island. This has lead to the definition of a new magmatic episode (EM4) represented by this intrusion, that establishes a lengthy period of time, from at least 22 to 13 Ma, of continuous intrusive activity in the island of Fuerteventura. Likewise, a comparison with the stratigraphy, composition and age of the Central and Northern Volcanic Complexes has been carried out. This comparison allowed establishing that the Los Molinos intrusion corresponds to the magma chamber that fed the upper part of the Central Volcanic Edifice (CVC-III) and the middle parts of the Northern Volcanic Edifice (upper NVC-I), with dikes acting as links between the magmatic chamber and the volcanic edifices. 1 I.1.- INTRODUCCIÓN I.2.- OBJETIVOS I.3.- METODOLOGÍA Y TÉCNICAS ANALÍTICAS I.4.- ANTECEDENTES Y MARCO GEOLÓGICO I INTRODUCCIÓN GENERAL 3 I.1 INTRODUCCIÓN I. 1.- INTRODUCCIÓN El crecimiento de las islas oceánicas de origen volcánico está marcado por la combinación de procesos constructivos y destructivos de los edificios volcánicos que las forman. Generalmente, en estas islas sólo aflora la parte subaérea de los edificios, por lo que es la parte más conocida de los mismos, aunque únicamente represente alrededor del 10-15 % del total del sistema magmático. Sin embargo, en algunas ocasiones afloran niveles algo más profundos de dicho sistema, formados por rocas subvolcánicas que representan las raíces y conductos de alimentación de los volcanes. El estudio de estos materiales intrusivos es de gran interés, ya que, junto con el estudio de los materiales volcánicos, aporta una importante información sobre la composición, estructura y evolución de las islas volcánicas. En algunas de las islas del archipiélago de Canarias, como La Gomera o La Palma, afloran parte de dichas rocas intrusivas. Sin embargo, existen pocas islas oceánicas en el mundo en las que se pueda encontrar un registro litológico tan completo como el que ofrece la isla de Fuerteventura. En ella están reflejadas las diferentes etapas de formación de la isla, la submarina, la de emersión y la subaérea, ofreciendo así la posibilidad de estudiar todas las fases de crecimiento y destrucción de una isla oceánica de origen volcánico. En la isla de Fuerteventura afloran todas las partes de un sistema magmático: rocas intrusivas que representan las raíces de los edificios volcánicos, diques que conectan las partes más profundas con las más someras, y rocas volcánicas. Las investigaciones realizadas en los últimos años han puesto de manifiesto que las intrusiones del Norte de Fuerteventura, Milocho- Blanca-Esquinzo, forman parte de las raíces del Edificio Volcánico Norte, mientras que las intrusiones situadas en la parte central de la isla, Pájara y Vega de Río de Palmas, en parte, representan las raíces del Edificio Volcánico Central. En la zona intermedia entre ambos conjuntos de intrusiones, aflora un pequeño cuerpo intrusivo conocido como intrusión de Los Molinos, correspondiendo con la zona de solape entre los edificios volcánicos Norte y Sur. Su relación con las otras intrusiones o con los materiales volcánicos miocenos es desconocida, por lo que se eligió la intrusión de Los Molinos como objeto de estudio para esta Tesis Doctoral. Esta Tesis Doctoral contempla tanto el estudio de las rocas plutónicas y diques asociados de la intrusión de Los Molinos, como de los materiales fragmentarios (brechoides) que afloran en el área ocupada por esta intrusión. De este modo, se completa el estudio de prácticamente todos los cuerpos intrusivos de la isla, de modo que se estará en situación de evaluar la relación que presentan entre ellos, e integrar toda esta información en futuros modelos de evolución de las Islas Canarias orientales (Fuerteventura y Lanzarote). Además, se pretende establecer qué relación existe entre esta intrusión y los materiales volcánicos 4 I INTRODUCCIÓN miocenos de la isla, lo que permitirá avanzar en el conocimiento de la evolución de las raíces de dichos volcanes. Por último, dada la afinidad entre contexto geológico y previsiblemente, entre composiciones y procesos, la metodología aquí desarrollada puede ser de interés y utilidad como base de estudio para las intrusiones que afloran en otros archipiélagos como por ejemplo, el de Cabo Verde. La información que aquí se presenta, se ha extraído fundamentalmente de las muestras recogidas en las diversas campañas de campo realizadas durante el transcurso de esta Tesis Doctoral, aunque también se ha contado con algunas muestras disponibles en el Departamento de Petrología y Geoquímica de la UCM, que formaron parte del trabajo de investigación de Galindo (1978). Se han utilizado técnicas de caracterización mineral, técnicas analíticas sobre roca total y técnicas de datación in-situ. En la sección I.3 de este capítulo se abordan los detalles de la metodología empleada en cada grupo de técnicas. En el capítulo II se describen las relaciones de campo observadas entre los diferentes materiales que forman la intrusión, y se presentan cartografías de detalle de los mismos. El capítulo III aborda la caracterización química y mineralógica de las rocas plutónicas, su edad y la fuente de la que proceden. Del mismo modo, el capítulo IV emprende un estudio similar, aunque menos detallado, sobre los diques asociados a las rocas plutónicas y la posible relación entre ambos conjuntos de litologías. En el capítulo V se realiza una caracterización textural de los materiales brechoides que afloran en el área de la intrusión de Los Molinos, y en el capítulo VI, se realiza una discusión general que integrará todos los datos obtenidos dentro del origen y evolución del magmatismo mioceno de la isla. Por último, en el capítulo VII se presentan las conclusiones parciales y generales más relevantes obtenidas en este trabajo. En el transcurso de la Tesis Doctoral, se han realizado diversos cursos de formación sobre diferentes aspectos que enmarca este trabajo. También se han realizado estancias en universidades extranjeras: una estancia de cuatro meses en la University of Notre Dame (Indiana, Estados Unidos) y otra estancia de tres meses en la Vrije Universiteit (Bruselas, Bélgica) que, junto con la participación en la preparación de muestras para los diferentes análisis geoquímicos y la obtención y procesado de datos en los centros y laboratorios de la Universidad Complutense de Madrid, han permitido la adquisición de habilidades técnicas y analíticas al doctorando. 5 I.2 OBJETIVOS I.2.- OBJETIVOS Los objetivos planteados para esta Tesis Doctoral abarcan, por un lado, objetivos centrados en la caracterización, evolución, edad y origen de las rocas plutónicas y diques de la intrusión de Los Molinos, y por otro en la verificación de la posible relación genética de la intrusión con los materiales volcánicos del Mioceno y con el resto de intrusiones de la isla. A continuación se detallan dichos objetivos. El primer objetivo que se plantea es el de establecer cuál es la composición y edad de las rocas plutónicas y filonianas que forman la intrusión de Los Molinos y qué procesos de evolución magmática le dieron lugar. Para la consecución de este objetivo, se realizaron diversas campañas de campo en la zona estudio, orientadas a la elaboración de una cartografía detallada de la intrusión, con el reconocimiento de las diferentes litologías que la forman y las relaciones de campo entre ellas. Un muestreo exhaustivo de las mismas permitió realizar el estudio petrográfico de las relaciones texturales y llevar a cabo una cuidadosa selección de las muestras para todo el estudio geoquímico posterior. La caracterización composicional de las distintas litologías ha incluido, en una primera etapa, el estudio de la química mineral y la estimación de condiciones de presión y temperatura de cristalización. Para ello, se realizaron numerosos análisis químicos in-situ en minerales mediante microsonda de electrones y láser ICP-MS. En una segunda etapa, esta información se combinó con la de análisis químicos de roca total (mediante espectroscopía de emisión atómica en plasma generado por corriente inducida y espectroscopía de masas) para poder modelizar los principales procesos de diferenciación magmática responsables de su génesis. Finalmente, la datación radiométrica de las rocas plutónicas se abordó con una metodología relativamente nueva, que es la datación U-Pb in-situ de apatito mediante láser ICP-MS multicolector, combinada con dataciones K-Ar en concentrados minerales. Un segundo objetivo, si bien parcial, de esta tesis doctoral, consistió precisamente en evaluar el potencial de este método de datación en apatito como alternativa para rocas de edad relativamente joven (cenozoicas). El tercer objetivo que se plantea es de la caracterización de la fuente de la que proceden los magmas de la intrusión de Los Molinos. Con este 6 fin, se realizó un estudio de geoquímica isotópica tanto de isótopos radiogénicos (Sr, Nd y Pb) en roca total mediante TIMS, complementado con determinaciones isotópicas de oxígeno en concentrados minerales mediante fluoración láser y determinaciones in-situ de relaciones isotópicas de Sr y Pb en apatitos y plagioclasas mediante un sistema de ablación láser. Un cuarto objetivo de esta tesis doctoral consistió en realizar un estudio preliminar de las brechas que aparecen asociadas a la intrusión de Los Molinos y tratar de proponer algún mecanismo de formación de las mismas, a partir de su comparación con la información disponible sobre los afloramientos más extensos de las brechas de Ampuyenta, asociadas al Edificio Volcánico Norte. Para la consecución de este objetivo, se realizó un análisis textural de las brechas mediante software de caracterización de rocas detríticas y fragmentarias, combinado con análisis petrográfico de los fragmentos y matriz de estos materiales. Una vez cumplidos los objetivos anteriores, se aborda el objetivo de integrar el conocimiento obtenido sobre la intrusión de Los Molinos en el esquema de evolución del magmatismo mioceno de Fuerteventura. Para la consecución de este último objetivo, se han llevado a cabo tanto una comparación de la composición y edad de la intrusión de Los Molinos con las del resto de intrusiones de la isla, con el fin de determinar a qué etapa de la actividad intrusiva miocena corresponde, y una revisión de los datos disponibles acerca de la estratigrafía, composición química, edad y geoquímica isotópica de los Complejos Volcánicos Central y Norte, para poder proceder a la correlación entre los mismos y la intrusión. I INTRODUCCIÓN 7 I.3.- METODOLOGÍA Y TÉCNICAS ANALÍTICAS I.3.1.- QUÍMICA MINERAL Los análisis de química mineral, tanto para elementos mayores como para elementos traza, se han realizado sobre secciones pulidas de 30 µm de espesor en el caso de elementos mayores y de 100-120 µm de espesor para el análisis de elementos traza. I.3.1.1.- Elementos mayores La técnica utilizada para caracterizar químicamente los minerales constituyentes en la diversidad de litologías que forman la intrusión de Los Molinos ha sido la microsonda de electrones. El equipo que se ha utilizado ha sido una JEOL Superprobe JXA-8900M del ICTS Centro Nacional de Microscopía Electrónica de la Universidad Complutense de Madrid (UCM) (http://www.cnme.es). Este equipo cuenta con cinco espectrómetros (cinco canales) WDS (Wavelength Dispersive Spectrometres) que tienen alojados los siguientes cristales analizadores: Canal 1: TAP, LDE2 y LDE1; Canal 2: PETJ y LIF; Canal 3: PETJ y LIF; Canal 4: PETJH y LIFH; Canal 5: TAPH y LDE3H. Además, el equipo dispone de detectores de imágenes en modo de electrones retrodispersados (back scattered electron images, BSE). Los minerales analizados en la microsonda de electrones fueron plagioclasa, clinopiroxeno, olivino, magnetita, ilmenita, anfíbol, mica, apatito, esfena y circón. La rutina analítica escogida incluye los siguientes óxidos: SiO2, TiO2, Al2O3, FeOtotal, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, BaO, SrO, P2O5, Nb2O5, Cr2O3, Ni2O3 y los elementos F y Cl. Las condiciones básicas de medida para esta rutina fueron: una diferencia de potencial de 15kV y una intensidad de corriente de 20nA. Para analizar esfena se incluyeron, además de las tierras raras ligeras y medias (La-Gd), Y2O3, UO2 y ThO2, modificándose las condiciones de medida a 20kV de voltaje y 50nA en la intensidad de corriente. En ambas rutinas el diámetro de haz utilizado fue de 5 μm, salvo para minerales de muy pequeño tamaño (principalmente localizados en diques afaníticos) en los que se redujo el diámetro de haz a 1 μm. El tiempo de medida en la rutina general es de 10 segundos en pico y 5 segundos en cada fondo. En la rutina analítica de tierras raras, los tiempos de medida se aumentaron a 30 y 15 segundos respectivamente. El sistema de corrección empleado ha sido el ZAF (1). El error de medida es del orden del 2 %, es decir, concentraciones menores de 0.01 % en peso, se consideran por debajo del límite de detección. Se han utilizado tanto patrones naturales como sintéticos (Tabla I.1) (Jarosewich et al., 1980; Jarosewich y Boatner, 1991; McGuire et al., 1992). (1) Correcciones por efecto de matriz, tradicionalmente llamadas correcciones ZAF (número atómico, Z; absorción de la radiación generada, A; fluorescencia secundaria, F). El efecto matriz I.3 METODOLOGÍA Y TÉCNICAS 8 se refiere a la influencia que tiene, en la determinación de cierto elemento, la presencia de los demás elementos que forman parte del mineral a analizar. Otro componente a tener en cuenta por este efecto matriz, es el “efecto estructural”, es decir, la cantidad o fracción de rayos X que es capaz de emitir un mineral dependiendo del enlace con el que el elemento que se está analizando se encuentre en una estructura mineral (Bello, 1999). El valor ZAF es una constante que se aplica para determinar la concentración desconocida del elemento a medir y que representa el efecto matriz en las condiciones de adquisición, previamente calibradas para cada instrumento. I.3.1.2.- Elementos traza Los análisis in situ para determinar la concentración de elementos traza en minerales individuales (plagioclasa, clinopiroxeno, anfíbol y apatito) se obtuvieron mediante ablación láser ICP-MS en la University of Notre Dame (Indiana, Estados Unidos). El equipo utilizado consta de un láser de estado sólido Nd-YAG (granate de Al e Y dopado con Nd) con longitud de onda de 213 nm y un espectrómetro de masas con plasma de acoplamiento inductivo (Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry -ICP-MS en sus siglas en inglés-) Thermo-Finnigan Element2 multicolector y de sector magnético. El gas utilizado para el plasma fue el argon. En la Tabla I.2 se muestra un listado de los parámetros instrumentales y condiciones de medida. Para la obtención de los elementos traza, plagioclasas y clinopiroxenos fueron sometidos a ablación con un diámetro de haz de 55 µm, 5 Hz de frecuencia de repetición y una energía del 100 %, la cual corresponde a una densidad de la misma de 8 J cm-2. Por otro lado, para anfíboles y apatitos se usó un haz de 25 µm, una frecuencia de repetición de 5 Hz y una densidad de energía del 70 % correspondiente a 6 J cm-2. En todos los casos, el estándar utilizado para la calibración interna fue NIST 612 (Pearce et al., 1997), y la intensidad de la señal de iones de 43Ca se usó para la calibración externa. El contenido en porcentaje en peso de CaO se tomó de los análisis previamente realizados mediante microsonda de electrones. Los análisis se llevaron a cabo en una atmósfera de gas He dentro de la célula de ablación, que se mezcla con Ar en la antorcha. El procesado de los análisis obtenidos, incluyendo la reducción de datos, la determinación de las concentraciones, los límites de detección y las incertidumbres internas, se realizó con el software GLITTER (Van Achterbergh et al., 2001). Tabla I.1 Concentración media del es- tándar usado para medir ele- mentos mayores. I INTRODUCCIÓN Elemento Estándar Wt. (%) Elemento Estándar Wt. (%) SiO2 Albita 68.07 K2O Microclina 15.1 TiO2 Kaersutita 5.19 P2O5 Apatito.15 40.8 Al2O3 Sillimanita 62.9 SO3 Galena 33.5 FeO Almandino 26.6 NiO Ni metálico 45.8 MnO Almandino 2.2 SrO Estroncianita 67.7 MgO Kaersutita 12.4 Cr2O3 Cr metálico 40.6 CaO Kaersutita 10.4 F Apatito.15 3.5 Na2O Albita 68.07 Cl Apatito.15 0.4 9 I.3.2.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL Para poder realizar análisis químicos en roca total, es necesario hacer una preparación previa de la muestra, esto es, una pulverización de la misma hasta tamaños inferiores a 100 µm. Esta tarea se realizó en el taller del Departamento de Petrología y Geoquímica de la Facultad de Ciencias Geológicas de la UCM. Para conseguir el tamaño deseado se siguieron una serie de pasos: 1) Limpieza de la muestra (eliminación de la capa más externa y posiblemente más meteorizada de la roca). 2) Introducción de la muestra en un molino de mandíbulas para reducir su tamaño a pequeñas esquirlas que posteriormente se introdujeron en un 3) Molino de discos hasta alcanzar un tamaño aproximado de 3 I.3 METODOLOGÍA Y TÉCNICAS Elementos Traza U-Pb Apatito ICP-MS Tipo Sector magnético Sector magnético Modelo Themo-Finnigan Element2 Themo-Finnigan Element2 Pontencia 1250 W 1250 W Gas de refrigeración (Ar) 16.11 l min-1 16.11 l min-1 Gas auxiliar (Ar) 0.94 l min-1 0.94 l min-1 Gas de muestra (Ar) 1.123 l min-1 1.123 l min-1 Gas portador (Ar) 0.7 l min-1 0.7 l min-1 LASER Tipo Nd:YAG Nd:YAG Modelo New Wave Research UP213 New Wave Research UP213 Longitud de onda 213 nm 213 nm Duración del pulso 5 ns 5 ns Diametro del haz 25 µm 100 µm Frecuencia de repetición 5 Hz 5 Hz Energía de salida 100-70%* 80%* Densidad de energía 8-6 J cm-2* 6 J cm-2* Parámetros de adquisición de datos Resolución Media Media Protocolo de adquisición Time-resolved analysis Time-resolved analysis Modo de escaneo E-scan E-scan Masas escaneadas 43Ca, 45Sc, 47Ti, 53Cr, 55Mn, 59Co, 60Ni, 202Hg, 204Pb, 204Hg, 206Pb, 69Ga, 85Rb, 86Sr, 89Y, 90Zr, 93Nb, 133Cs, 207Pb, 208Pb, 235U, 238U 138Ba, 139La, 140Ce, 141Pr, 146Nd, 147Sm, 153Eu, 160Gd, 159Tb, 163Dy, 165Ho, 166Er, 169Tm, 172Yb, 175Lu, 180Hf, 181Ta, 208Pb, 232Th, 238U. Número de escaneos 167 1000 Modo de detección Contaje y analógico Contaje Background(1) 60 s 30 s Tiempo de ablación 60 s 30 s Washout(2) 30 s 15 s Estandarización y reducción de datos Estandar externo NIST SRM 610 Apatito Madagascar Software reducción de datos GLITTER Método interno (1) Tiempo de medida de ruido de fondo (2) Tiempo sin medida ni ionización para limpiar el fondo * 100% de energía corresponde a una densidad de 8 J cm-2, utilizada en plagioclasas y clinopiroxenos; 80% de energía corresponde a una densidad de 6 Jcm-2, utulizada para anfíboles y apatitos Tabla I.2 Parámetros instrumentales y condiciones de medida para determinar elementos traza y edades in-situ U-Pb en Apatito. 10 mm de diámetro del grano. 4) Una vez alcanzado este tamaño, el polvo obtenido se pulverizó en un mortero de ágata para reducir la muestra al tamaño final < 100 µm. Una vez la muestra tuvo el tamaño deseado, se procedió al cuarteado de la misma con el fin de obtener una parte representativa pero de menor volumen. Las muestras de roca pulverizada se enviaron al laboratorio comercial Activation Laboratories (Act Labs), Canadá (http://www.actlabs.com) para su análisis químico. Dentro del protocolo “Lithogeochemistry for Exploration and Research” de este laboratorio, la muestra se funde con metaborato/tetraborato de litio y el producto resultante se mezcla con una solución de ácido nítrico para su completa disolución. Los elementos mayores se determinan mediante ICP-AES (espectroscopia de emisión atómica en plasma generado por corriente inducida), mientras que los elementos traza se miden en espectrómetro de masas (ICP-MS). La determinación de algunos elementos (SiO2, Cr2O3, o algunos elementos de alto potencial iónico como ZrO2 o Nb2O5) es contrastada mediante fluorescencia de rayos-X (XRF). I.3.3.- GEOQUÍMICA ISOTÓPICA I.3.3.1.- Geoquímica isotópica en minerales I.3.3.1.1.- Isótopos estables A) Preparación de las muestras: Previamente a la determinación de las relaciones isotópicas de oxígeno en minerales, se procedió a la separación mineral de cada uno de los minerales a analizar en el Taller del Departamento de Petrología y Geoquímica (Facultad de Ciencias Geológicas, UCM). Para ello se siguió el siguiente protocolo: 1) Limpieza de la muestra (eliminación de la capa más externa de igual manera que en la preparación para análisis de roca total). 2) Introducción de la muestra en un molino de mandíbulas para reducir su tamaño a pequeñas esquirlas que posteriormente se introdujeron en un 3) Molino de discos hasta alcanzar un tamaño aproximado de 3 mm de diámetro del grano. 4) La mayor parte de los minerales magnéticos se separaron con un imán de mano. 5) La muestra se introdujo varias veces en un separador magnético Franz Isodynamic con un campo magnético inducido por una corriente eléctrica variable según la susceptibilidad magnética del mineral que se quiere recoger. Así, se indujeron corrientes eléctricas de: 0.30-0.50 A para la separación de anfíbol, 0.32-0.40 A para la mica, 0.35-0.50 A para el clinopiroxeno, 1.2 A para el apatito y 1.7 A para la plagioclasa. 6) Las fracciones recogidas con el separador magnético se llevaron a una lupa binocular para la separación manual final de cada I INTRODUCCIÓN 11 concentrado mineral. Una vez se realizó la separación mineral y se recogió la muestra suficiente (1-2 mg) para la realización de los análisis de oxígeno, las muestras se enviaron a la University of Notre Dame (Indiana, Estados Unidos). Allí, bajo una lupa binocular, la muestra se cargó en un bloque de níquel el cual dispone de 44 orificios cónicos separados. El bloque se alojó en una cámara de acero inoxidable con cristal de BaF2 inerte al gas de flúor. Al introducirse en la cámara, la muestra se hizo reaccionar con BrF2 utilizando un láser de CO2 a 20W con una longitud de onda continua y un diámetro de haz de 1.6 mm. Esta reacción libera gas O2 junto con otros componentes gaseosos, que posteriormente se hacen pasar por una línea de extracción con varios filtros que separan el gas de O2 de los demás elementos gaseosos liberados en la reacción de la muestra con BrF2. El gas de O2 se recogió en un vial de cuarzo congelado y se introdujo en estufa durante 12 horas a una temperatura de 100 oC. Posteriormente, se mezcló con gas He de alta pureza por presurización. Esta mezcla se recogió con una sonda de muestreo y se introdujo en una columna cromatográfica capilar de gas instalada en un sistema Gas Bench II y acoplada a un espectrómetro de masas. B) Condiciones de medida Las relaciones isotópicas de oxígeno de minerales (plagioclasa, clinopiroxeno, anfíbol y mica) se midieron con un espectrómetro de masas Delta V Advantaje (Thermo Fisher Scientific) en el Center for Environmental Science and Technology de la University of Notre Dame. La rutina de calibración consiste en la medida de la relación 18O/16O de un gas de referencia (δ18O = 25.79 ± 0.11, Koeman et al., 2013) calibrado con respecto al estándar NBS 19 (18O/16O = 28.79 ‰) al inicio y al final de cada sesión analítica. Para la obtención de las relaciones isotópicas de las muestras, se mide durante 2-10 segundos el gas de referencia seguido de 10 medidas del gas, obtenido por fluoración láser, en la muestra o estándar (cada una de las medidas separadas por intervalos de 40 segundos). La media de las relaciones isotópicas obtenidas en cada una de las 10 medidas realizadas sobre el gas desprendido por la muestra se calcula con relación al estándar SMOW (Standar Mean Ocean Water) (Hoef 1997) y los resultados se obtienen con notación δ18O. La fraccionación y la deriva instrumental se controlaron mediante el protocolo de análisis sistemáticos 2-5-1-5-2 del Lausanne Quartz (18O/16O = 18.15 ‰, Jourdan et al., 2009), que consiste en tomar dos medidas del Lausanne Quartz al inicio de cada sesión, seguidas de 5 medidas en la muestra, 1 del Lausanne Quartz, 5 medidas de la muestra y finalmente 2 del Lausanne Quartz. Además, aproximadamente 1 mg del olivino puro San Carlos (δ18O = 4.9 – 5.7, Silverman, 1951; Sharp, 2007) fue periódicamente analizado durante cada sesión como estándar secundario, con el fin de validar los resultados isotópicos I.3 METODOLOGÍA Y TÉCNICAS 12 obtenidos. Los valores medios de δ18O de los estándares medidos fueron 18.10 ± 0.07 para el Lausanne Quartz; 5.32 ± 0.07 para el olivino San Carlos; 25.66 ± 0.08 para el gas de referencia; y de 28.77 ± 0.05 para el NBS 19. I.3.3.1.2.- Isótopos radiogénicos Los datos isotópicos de Sr y Pb común en minerales (Sr en plagioclasas y apatitos y Pb en plagioclasas) se obtuvieron en el laboratorio de la University of Notre Dame (Indiana, Estados Unidos) utilizando un sistema de ablación con exciplex (es decir, “excited complex”, complejo excitado) NWR (New Wave Research). Se trata de un láser ultravioleta constituido por un halogenuro de flúor (ArF) cuya longitud de onda es de 193 nm. Este láser lleva acoplado un espectrómetro de masas multicolector con plasma de acoplamiento inductivo (Nu Plasma II MC- ICP-MS); un instrumento de doble sector magnético (MS) que combina un imán con un analizador electrostático (ESA). Las relaciones 87Sr/86Sr en apatitos y plagioclasas, fueron adquiridas en modo estático, utilizando seis colectores Faraday, con un haz de 150 µm de diámetro, 7 Hz para la frecuencia de repetición y una energía del 70 % correspondiente a una densidad de la misma de 10 J cm-2. Antes de la ablación y durante 50 segundos, se analizan los blancos. Tras el inicio de la ablación, se midieron en un colector Faraday los intervalos de masas entre 82.5 y 88.5 para usarlos como referencia de medida. Posteriormente se midió la señal iónica en intervalos de 100 segundos (50 integraciones de 2 segundos cada uno). Para la corrección de las interferencias con 86Kr, se utilizó el valor de normalización de 86Sr/88Sr = 0.1194, mientras que la interferencia con 87Rb se corrigió mediante la señal obtenida de 85Rb. El gas utilizado para transportar los iones generados en el plasma hacia los colectores fue el He, posteriormente mezclado con Ar en la línea de “sample-out” de la zona de la ablación, antes de la llegada al plasma, en un nebulizador micro-concéntrico ARIDUS®. El estándar utilizado fue un coral cerebroide actual del Océano Indico, que tiene unas relaciones isotópicas de 87Sr/86Sr bien caracterizadas por ID-TIMS de 0.709097 ± 0.000047 (2σ) (Bizzarro et al., 2003). El valor medio medido en el estándar fue de 0.709098 ± 0.000019 (2σ). En el caso del Pb, el tamaño de haz que se utilizó fue también de 150 µm, mientras que la tasa de repetición pasó de 7 Hz a 5 Hz. En este caso, además, el estándar utilizado ha sido el NIST 614 (Pearce et al., 1997). Al igual que con el Sr, el gas utilizado para el transporte iónico fue el He, que se mezcló con Ar antes de llegar al plasma. La medida del fondo (background) fue tomada durante 45 segundos, para después recoger la señal iónica provocada por ablación durante 40-80 segundos. Las masas más pesadas del Pb (208, 207 y 206) se miden en los colectores Faraday, mientras que las masas 204 (de Pb I INTRODUCCIÓN 13 y Hg) y las masas 202 y 200 del Hg se recogen en un multiplicador secundario. La corrección para las interferencias isobáricas con 204Hg se realizó utilizando la medida de 200Hg y las abundancias naturales de los isótopos de Hg. Todas las relaciones isotópicas de Pb fueron procesadas con el software Nu-Plasma II time-resolved analysis (TRA) y las correcciones de fraccionación/ganancia se hicieron con hojas de Microsoft Excel internas del laboratorio. I.3.3.2.- Geoquímica isotópica en roca total I.3.3.2.1.- Isótopos de Sr, Sm y Nd Las composiciones isotópicas de Sr, Sm y Nd en roca total, se determinaron en el CAI de Geoquímica Isotópica y Geocronología de la Facultad de Ciencias Geológicas de la UCM. A) Preparación de las muestras La preparación inicial de las muestras (molienda y cuarteado) se realizó en el taller del Departamento de Petrología y Geoquímica de misma facultad, siguiendo el mismo procedimiento que se ha descrito en la preparación de muestras para análisis de roca total. Una vez hecho esto, en el laboratorio de Geoquímica isotópica y Geocronología, se procedió primeramente a la disolución de la muestra. Para ello, se pesaron 150 mg de muestra junto con el patrón interno “spike” 149Sm-150Nd (Oak Ridge) en un microrreactor Savillex de Teflón®, se añadieron 6 ml de ácido fluorhídrico (HF) al 40 % y 2 ml de ácido nítrico (HNO3) al 65 %, ambos Merck-Suprapur, y se dejó en estufa a 120oC durante 48 horas. Una vez seca la muestra, se evaporó Tabla I.3 Protocolo para dilución isotópi- ca y recogida de Sr y REE I.3 METODOLOGÍA Y TÉCNICAS Concentración de HCl Volumen (ml) El día anterior 6 50 2.5 25 Preacondicionamiento 2.5 5 Carga de la muestra 2.5 2 Lavado 2.5 2 Elución 2.5 33 Recolección de Rb 2.5 11 Elución 2.5 28 Recolección de Sr 2.5 15 Elución 6 16 Recolección de REE 6 20 Lavado de columnas 6 50 14 en placa caliente a unos 100oC, se volvieron a añadir 2 ml de HNO3 Merck-Suprapur para la completa disolución de la muestra y de los posibles fluoruros residuales, y se dejó evaporar nuevamente. Una vez seca, se añadieron 7 ml de ácido clorhídrico (HCl) destilado de concentración 6N y se introdujo en la estufa a 120oC durante 12 horas para, posteriormente, evaporarse en placa caliente. La muestra seca, se cargó en tubos de ensayo junto con 2 ml de HCl de concentración 2.5N y se introdujo en una centrifugadora a 4.000 r.p.m. durante 10 minutos para su completa homogeneización. La muestra se cargó en columnas para cromatografía de intercambio catiónico con resina DOWEX AG-50x12 para recoger Sr y REE. El ácido utilizado para la recolección del Sr fue HCl 2.5N mientras que para recoger las REE se usó HCl 6N. El protocolo seguido para la dilución isotópica y recogida de Sr y REE está detallado en la Tabla I.3. La fracción de REE recogidas anteriormente, se volvió a disolver en 1 ml de HCl 0.25N, y se cargó en nuevas columnas cromatográficas con el grupo funcional de ácido di-2-etil-hexil-ortofosfórico (HEDHP resin). Aquí se recogieron, por separado, Nd, con HCl 0.3N y Sm con HCl 0.6N. El protocolo de recogida de ambos está detallado en la Tabla I.4. Las muestras recogidas, tanto de Sr como de Sm y Nd, se llevaron a la placa calefactora para secarlas y posteriormente a un Espectrómetro de Masas con fuente de Ionización Térmica (TIMS) para su posterior análisis. B) Condiciones de medida Las muestras de Sr se cargaron en un filamento de Ta con 1 µl de ácido fosfórico 1M, mientras que las muestras de Sm y Nd se cargaron en un sistema triple de filamentos (Re-Re-Re) con 1 µl de ácido fosfórico 0.05M. Una vez cargadas las muestras, todas las relaciones isotópicas se midieron en un espectrómetro de masas TIMS-Phoenix, equipado Tabla I.4 Protocolo para dilución isotópi- ca y recogida de Nd y Sm I INTRODUCCIÓN Concentración de HCl Volumen (ml) Carga de la muestra 0.25 1 Lavado 0.25 2 Elución 0.25 2 Recolección de Nd 0.25 3 0.3 4 Elución 0.3 1 0.6 2 Recolección de Sm 0.6 3 Lavado de columnas 6 25 15 con nueve detectores Faraday, siguiendo un método de multicolección dinámica. Las medidas de Sr fueron corregidas para interferencias con 87Rb y normalizadas respecto al valor 86Sr/88Sr = 0.1194. Durante el análisis se midió el estándar de Sr NBS987 (National Bureau of Standards Certificate of Analysis) y se obtuvieron valores de 87Sr/86Sr = 0.710246 ± 0.000012 (2σ) de media para un número de datos n = 9. El error analítico está referido a dos desviaciones estándar y es de 0.01 % para la relación 87Sr/86Sr. Las medidas para Sm/Nd, fueron igualmente corregidas para interferencias con 142Ce y 144Sm y normalizadas con respecto al valor 146Nd/144Nd = 0.7219 (O´Nions et al., 1977). Durante el análisis de las muestras se midió el estándar de Nd LaJolla, obteniéndose valores medios para un número de datos n = 9 de 143Nd/144Nd = 0.511847 ± 0.000008 (2σ), sobre un valor de normalización para el estándar LaJolla = 0.511858 (Lugmair et al., 1983) con respecto a la relación 146Nd/144Nd = 0.7219 arriba mencionada. Los errores analíticos están referidos a dos desviaciones estándar y son de 0.1 % en la relación 147Sm/144Nd y de 0.006 % para 143Nd/144Nd. Para el cálculo de los εNds, se tomaron los valores para las edades actuales del CHUR (Chonditric uniform resevoir) de 147Sm/144Nd = 0.1967 y de 143Nd/144Nd = 0.512638 (Goldstein et al., 1984). Tanto las edades modelo (TDMs) como la línea de evolución del depeted mantle (DM) fueron calculadas según la ecuación de De Paolo (1981) usando la relación 147Sm/144Nd calculada para cada muestra y una constante de desintegración del 147Sm λ = 6.539x10-11 a-1 (Lugmair y Marti 1978). I.3.3.2.2.- Isótopos de Pb Las muestras de roca pulverizada (aproximadamente un gramo de muestra por cada roca) se enviaron al laboratorio comercial Activation Laboratories (Act Lab) Canadá (http://www.actlabs.com) para su análisis. El Pb fue separado del resto de elementos mediante la técnica de intercambio catiónico con resinas del tipo Bio-Rad 1x8, y los análisis fueron realizados en un espectrómetro de masas Triton-MC. Las relaciones isotópicas medidas se corrigieron, para el fraccionamiento de masa, a partir de mediciones repetidas de la composición isotópica del Pb en el estándar NBS SRM – 982. La reproducibilidad externa o desviación típica, asociada a los análisis repetidos del estándar BCR-1, fue del 0.1 % para las relaciones de 206Pb/204Pb y 207Pb/204Pb y del 0.2 % para la relación 208Pb/204Pb a un nivel de 2 σ. I.3 METODOLOGÍA Y TÉCNICAS 16 I.3.4.- GEOCRONOLOGÍA U-Pb EN APATITO Para la determinación in situ de edades U-Pb en Apatito se utilizó el mismo equipo y configuración instrumental descritos para los elementos traza. En la Tabla I.2 se detallan los parámetros instrumentales utilizados para estos análisis. Los cristales individuales de apatito fueron ablacionados con un diámetro de haz de 100 µm a una energía del 80 % correspondiente a una densidad de 6 J cm-2 y con una frecuencia de repetición de 5 Hz. La adquisición de datos consistió en un primer análisis de fondo durante 30 segundos, seguido por 30 segundos de ablación, donde se mide la señal iónica de la muestra, para finalizar con un mínimo de 15 segundos para el “washout” o tiempo de limpieza. Durante el tiempo de medida, se recogieron las siguientes señales iónicas: 202Hg, 204(Pb+Hg), 206Pb, 207Pb, 208Pb, 235U y 238U. La interferencia provocada por 204Hg fue corregida con la medida de 202Hg y usando el valor de normalización 204Hg/202Hg = 0.229883 (Simonetti y Neal, 2010). La corrección del Pb común presente en el apatito, se realizó a partir del Pb común medido en roca total (ver sección III.6.2). El procesado de datos y la generación de diagramas de edad se llevó a cabo con el software IsoPlot v.3.0 (Ludwig 2012). La deriva instrumental y el fraccionamiento Pb-U inducido por el láser fueron corregidos según las relaciones 206Pb/238U y 207Pb/235U del Apatito Madagascar (0.0781 y 0.6123 respectivamente). El Apatito Madagascar está bien caracterizado y datado mediante LA-MC-ICP-MS e ID-TIMS, con una edad concordia de 485.18 ± 0.81 Ma (Thomson et al. 2009). El estándar se controló cada set de 4 análisis de apatito, tanto antes como después de las medidas. La reproducibilidad externa o desviación típica, asociada a los análisis repetidos del Apatito Madagascar, fue aproximadamente del 4 % tanto para la relación 206Pb/238U como 207Pb/235U (2σ) en cada medida. Esta incertidumbre, que se propaga a lo largo de todas las medidas, se corrigió usando una hoja de cálculo desarrollada en el propio laboratorio, mediante la aplicación de una ecuación de segundo grado similar a la desarrollada por Frei y Gerdes (2009). I.3.5.- GEOCRONOLOGÍA K-Ar Para la determinación de las edades K-Ar en mica, se procedió a la separación de ésta de la roca total en el Taller del Departamento de Petrología y Geoquímica (Facultad de Ciencias Geológicas, UCM), mediante el mismo protocolo arriba descrito para la obtención de concentrados minerales para análisis de isótopos estables del oxígeno. La mica se recogió aplicando en el separador magnético Franz Isodynamic una corriente eléctrica de entre 0.32-0.40 A. La fracción así recogida, se llevó a una lupa binocular para la separación manual I INTRODUCCIÓN 17 de la mica hasta alcanzar una concentrado de alta pureza y cantidad aproximada de 2-3 mg de muestra. Los concentrados de mica se mandaron al laboratorio comercial “Mass Spec. Services” de Geonuclear Incorporated, Estados Unidos. El argón se extrajo por fusión después de desgasificar la roca en alto vacío y el trazador de 38Ar se añadió al análisis usando un sistema de pipeteo continuo. La calibración para este trazador se realizó mediante los análisis de los siguientes estándares: Bern 4B biotite, utilizando un valor del 40Ar* de 0.5354x10-5 scc/gm (Flish, 1982), Phlogopite Mica- Mg utilizando un valor de 40Ar* de 19.57x10-5 scc/gm (Govindaraju, 1979) y SORI93 utilizando un valor de 40Ar*/ de 2.50x10-5 scc/gm (Sudo et al., 1998). Los errores analíticos se calcularon con el método de Dalrymple y Lanphere (1969). Para el cálculo de las edades se utilizaron las siguientes constantes: 40K/K = 1.167x10-2 atom %. Λε = 0.581x10-10 a-1. Λβ = 4.962x10-10 a-1 y 40Ar/36Ar atmosférico = 295.5 (Steiger y Jager, 1977). Los errores están dados al nivel de 2σ. I.3 METODOLOGÍA Y TÉCNICAS 18 I.4.- ANTECEDENTES Y MARCO GEOLÓGICO La isla de Fuerteventura se sitúa en el borde oriental del archipiélago volcánico intraplaca de Canarias, localizado en la zona centro-oriental del Océano Atlántico, a tan sólo 100 Km del continente africano. Es la segunda isla más grande del archipiélago (1659 Km2) después de la isla de Tenerife (Fig. I.1). La peculiaridad que ofrecen las islas Canarias con respecto a otros archipiélagos es bastante conocida. Por un lado afloran, en algunas de las islas (Fuerteventura, La Gomera y La Palma), rocas plutónicas que han sido interpretadas como las raíces de los edificios volcánicos más antiguos de dichas islas (p.e. Ancochea et al., 1996; Muñoz et al., 2003: de Ignacio, 2008). Además, en la isla de Fuerteventura afloran rocas carbonatíticas, que no son comunes en contextos oceánicos y de las cuales sólo existen ejemplos descritos en las Islas Canarias y en el archipiélago de Cabo Verde. Las Canarias son las islas oceánicas más próximas a un continente en todo el planeta y, además, existen evidencias de engrosamiento cortical bajo algunas de ellas (Ye et al., 1999; Dañobeitia y Canales, 2000; Llanes, 2006). Dicho engrosamiento disminuye de E a W (Canales y Dañobeitia, 1998), lo cual ha motivado el debate sobre la naturaleza de la corteza, continental, oceánica, o transicional bajo estas islas. Sin embargo, el carácter oceánico de la corteza bajo las Islas Canarias parece estar bien establecido gracias a los estudios geofísicos de Weigel et al., (1978), Banda et al., (1981), Ye et al., (1999), Dañobeitia y Canales (2000) y Llanes (2006) y a estudios I INTRODUCCIÓN Figura I.1 Localización geográfica de la isla de Fuerteventura (Islas Canarias) al oeste del margen continental africano. Imágenes extraídas de Google Earth (©2015 Google Inc.) y de la Infraestructura de Datos Espaciales de Canarias (http:// www.idecanarias.es). Islas Canarias 40 Km La Palma El Hierro La Gomera Tenerife Gran Canaria FUERTEVENTURA Lanzarote Ü 19 petrológicos, tanto de xenolitos mantélicos, cuyas características composicionales presentan afinidad oceánica (Neumann et al., 1995), como de xenolitos de la corteza, que consisten en gabros con geoquímica de tipo N-MORB (Neumann et al., 2005). Junto con Lanzarote, Fuerteventura constituye la parte emergida de una estructura tipo dorsal, aunque asísimica: la Dorsal Oriental Canaria, que se prolonga en el submarino Banco de la Concepción, siguiendo una dirección NE-SW, paralela a la costa africana (Dañobeitia, 1988) (Fig. I.2). Dañobeitia y Canales (2000) distinguieron tres capas dentro de la estructura de la corteza oceánica bajo la isla de Fuerteventura (Fig. I.3): una primera capa con un espesor de entre 2.5 y 3 Km formada por sedimentos pelágicos y volcanoclásticos; una capa intermedia, entre los 3 y los 12 Km aproximadamente, con velocidades sísmicas que corresponderían a rocas acumuladas de tipo gabro olivínico y gabro con ortopiroxeno (Farnetani et al., 1996), y una capa inferior, entre los 12 y los 25 Km, formada principalmente por rocas acumuladas I.4 MARCO GEOLÓGICO 160 Km S1 M25 (156 Ma) (170 Ma) Zona de calma Jurásica 1000m Islas Canarias Madeira Banco de la Concepción Islas Salvajes Cañón de Agadir AFRICA Dorsal oriental Canaria 17 W 15 W 13 W 11 W 32 N 31 N 30 N 29 N 28 N o o o o 17 W 15 W 13 W 11 Wo o o o o o o o o 32 N 31 N 30 N 29 N 28 N o o o o o Figura I.2 Entorno oceánico de las Islas Canarias. Imagen extraída de Google Earth (©2015 Google Inc.). Las líneas en blanco muestran la traza que sigue la Dorsal Oriental Canaria (Dañobeitia, 1988). En amarillo se han señalado las anomalías de expansión del fondo oceánico en el entorno de las Islas Canarias (Verhoef et al., 1991). 0 20 40 60 80 100 120 140 160 0 -5 -10 -15 -20 -25 -30 Distancia (Km) Pr of un di da d (K m ) SSW NNE Fuerteventura Lanzarote 4-5 Km 10-12 Km 10-13 Km Sedimentos pelágicos y volcanoclásticos Gabro Piroxenita Manto Moho Figura I.3 Estructura de la corteza oceánica bajo las islas de Fuerteventura y Lanzarote (modificada de Dañobeitia y Canales, 2000, a partir de los datos de Farnetani et al., 1996). 20 máficas (melanogabros) y ultramáficas (piroxenitas ricas en olivino y clinopiroxeno, Farnetani et al., 1996). Por tanto, estos autores establecen que el límite entre la corteza oceánica y manto superior (Moho) se encuentra a unos 24-25 Km bajo la isla de Fuerteventura, y concluyen que el engrosamiento cortical bajo las Islas Canarias orientales es debido a underplating magmático representado por la formación de cuerpos plutónicos profundos de piroxenitas y gabros de tipo acumulado. La edad de la corteza oceánica bajo Fuerteventura está definida por las anomalías magnéticas de fondo oceánico, quedando ésta localizada en la Zona de Calma Magnética del Jurásico, entre las anomalías M25 (156 Ma) y S1 (170 Ma) (ver Fig. I.2) (Verhoef et al., 1991; Llanes, 2006). La isla de Fuerteventura puede ser divida en tres grandes dominios fisiográficos (Dominio Oeste, Dominio Central y Dominio Este) los cuales están prácticamente condicionados por las unidades geológicas que los forman (Fúster et al., 1968) (Fig. I.4). 4.1.- El Dominio Oeste En la isla de Fuerteventura afloran, en el Dominio Oeste, los materiales de edad más antigua, formados por una secuencia sedimentaria mesozoica, materiales volcánicos y volcanoclásticos, en parte, de origen submarino, y en parte de origen transicional y subaéreo, así como diferentes cuerpos plutónicos. Todos estos materiales se encuentran atravesados por un denso enjambre de diques (ver Fig. I.4), cuya máxima intensidad de inyección se dató en el Mioceno, entre los 21 y los 17 Ma (Féraud et al., 1985). Todo este conjunto de variadas litologías fue denominado por Fúster y Aguilar (1965), Alonso et al., (1967) y Fúster el al., (1967) con el término de Complejo Basal, indicando que se trataba del basamento de la isla. Las distintas litologías que forman el Complejo Basal afloran más o menos paralelos a la costa occidental de la isla, con la misma dirección NE-SW que presenta la Dorsal Oriental Canaria. Los sedimentos mesozoicos (Fig. I.5) afloran sólo en la parte centro- occidental de la isla, tanto en la costa, como en los barrancos principales hasta unos 3 km hacia el interior. Están formados por una secuencia de 1600 metros de espesor total estimado, de materiales turbidíticos, terrígenos y carbonáticos, depositados como facies de abanicos profundos procedentes del margen continental africano durante el Jurásico inferior - Cretácico superior (Steiner et al., 1998). Esta secuencia sedimentaria está cortada por una densa red de diques de composición variada (diques basálticos en su mayoría, aunque también traquibasálticos y traquíticos). El Episodio Volcánico Submarino (Fig. I.6) representa el estadio de construcción submarina de la isla (Gutiérrez et al., 2002; Muñoz et al., 20100 Km Plutón de Vega de Río PalmasPlutón de Pájara Intrusión de Los Molinos Plutón de Montaña Blanca - Esquinzo Sedimentos cuaternarios Material plio-cuaternario Rocas volcánicas miocenas Rocas plutónicas Diques y material fragmentario Grupo submarino Sedimentos mesozoicos N 20100 Km Dominio Oeste Do m in io E st e Do m in io C en tr al Vulcanismo reciente Dominio Oeste Depresión Central Dominio Este Volcanes Plio-Cuaternarios Intrusión de Los Molinos I INTRODUCCIÓN 21 20100 Km Plutón de Vega de Río PalmasPlutón de Pájara Intrusión de Los Molinos Plutón de Montaña Blanca - Esquinzo Sedimentos cuaternarios Material plio-cuaternario Rocas volcánicas miocenas Rocas plutónicas Diques y material fragmentario Grupo submarino Sedimentos mesozoicos N 20100 Km Dominio Oeste Do m in io E st e Do m in io C en tr al Vulcanismo reciente Dominio Oeste Depresión Central Dominio Este Volcanes Plio-Cuaternarios Intrusión de Los Molinos Figura I.4 Arriba: Vista panorámica des- de el mirador de Morro Velosa hacia el norte de la Isla. En la imagen se observa, al oeste, una zona alomada formada a grandes rasgos por el enjambre de diques y el Plutón de Los Molinos; en la parte central se observa la Depresión Central y un volcán plioceno anidado en ella (volcán de Montaña Ber- meja) y, hacia el Este, aparecen los “cuchillos” miocenos. Me- dio: Modelo Digital del Terreno de la isla de Fuerteventura en el que se señalan los tres gran- des dominios fisiográficos en los que se puede dividir la isla (Dominio Oeste, Dominio Cen- tral y Dominio Este). Imagen extraída del Instituto Geográ- fico Nacional (http://www.ign. es/ign/main/index.do). Abajo: Mapa geológico general de la isla de Fuerteventura en el que se han señalado los principales plutones que afloran, incluyen- do el Plutón de Los Molinos, objeto de estudio de esta tesis doctoral (modificado de Alvaro et al., 1994). 20100 Km Plutón de Vega de Río PalmasPlutón de Pájara Intrusión de Los Molinos Plutón de Montaña Blanca - Esquinzo Sedimentos cuaternarios Material plio-cuaternario Rocas volcánicas miocenas Rocas plutónicas Diques y material fragmentario Grupo submarino Sedimentos mesozoicos N 20100 Km Dominio Oeste Do m in io E st e Do m in io C en tr al Vulcanismo reciente Dominio Oeste Depresión Central Dominio Este Volcanes Plio-Cuaternarios Intrusión de Los Molinos I.4 MARCO GEOLÓGICO 22 2003; Muñoz y Sagredo, 2004; Gutiérrez et al., 2006). Aflora en una banda más o menos paralela a la costa occidental y está atravesado por una elevada proporción de diques, con dirección dominante NNE (Muñoz et al., 2003). Este grupo se apoya discordante sobre los sedimentos mesozoicos y puede ser dividido en dos series: inferior y superior. La serie inferior, con carácter puramente submarino, está constituida principalmente por brechas de pillow lavas y, ocasionalmente, pillow lavas bien desarrolladas, de composición generalmente basáltica y en ocasiones con afinidad ultraalcalina (Gutiérrez et al., 2002; Gutiérrez et al., 2006, Muñoz et al., 2008). La serie superior está constituida fundamentalmente por pillow lavas con algunas brechas de fragmentos de pillow de composición basáltica y de afinidad alcalina. El hecho de que en ella las pillow presenten alta vesicularidad, frecuentes incrustaciones de corales coloniales, zonas con alta abrasión de los fragmentos de pillow y estructuras tractivas, sugiere que su emisión se produjo en aguas someras (Gutiérrez et al., 2002; Muñoz et al., 2003; Gutiérrez et al., 2006). La bioestratigrafía de los corales arrecifales y las determinaciones geocronológicas K-Ar, atribuyen una edad Oligoceno medio-superior para este grupo (Robertson y Bernoulli, 1982; Ibarrola et al., 1989). El enjambre de diques o Complejo Filoniano (Fúster y Aguilar, 1965), ocupa una gran área de afloramiento. La dirección dominante de estos diques es NNE (010o-030o) con buzamiento subvertical, tanto al WNW como al ESE (Fig. I.7). Presentan composición variada (desde diques basálticos, los más abundantes, hasta traquíticos, basaníticos 20100 Km Figura I.5 Aspecto de afloramiento de los sedimentos mesozoicos en la costa de Ajuí (costa centro- occidental de la isla). En el mapa se ha sombreado el área que ocupan estos materiales en Fuerteventura. 20100 Km Figura I.6 Pillows cementadas por mate- rial hialoclastítico en el barran- co del Tarajalito. En el mapa se ha sombreado el área que ocu- pan los afloramientos de las rocas volcánicas submarinas en Fuerteventura. Imagen cedida por C. de Ignacio. 20100 Km I INTRODUCCIÓN 23 y nefeliníticos), espesores que varían desde pocos centímetros hasta más de un metro de potencia y con mucha frecuencia, bordes enfriados (Fúster y Aguilar, 1965; López-Ruiz, 1970; Muñoz et al., 2003). Este enjambre no constituye una unidad geológica, dado que los diques que lo forman se han emplazado en distintos momentos a lo largo de la historia de la isla. Sin embargo, el intervalo de máxima inyección filoniana se produjo entre los 24 y los 17 Ma (Féraud et al., 1985), por lo que encontramos diques atravesando a la mayoría de los materiales de la isla, tanto a los agrupados en el Complejo Basal, como a los materiales volcánicos. Las rocas plutónicas que afloran en el Dominio Oeste de Fuerteventura están representadas por una serie de cuerpos de tamaño variable alineados en una banda de unos 45 Km en dirección aproximada 015o, más o menos paralela a la costa occidental de la isla (Fig. I.8). Estos cuerpos difieren en composición y edad y han sido integrados por Muñoz et al., (2003) y Muñoz y Sagredo (2004) en cuatro episodios magmáticos que se denominan, en orden decreciente de edad: EM1, EM2, EM3 y EM4. El episodio magmático 1 (EM1) o alcalino carbonatítico, constituye la etapa de transición entre el crecimiento submarino y el comienzo de la actividad subaérea de la isla (Muñoz et al., 2003; Muñoz y Sagredo, 2004). Aflora en la costa oeste de la isla, en el sector de Ajuí-Solapa- Peñón Blanco y en la parte noroccidental, en el sector de Esquinzo- Tebeto. Está formado por rocas plutónicas hipabisales (clinopiroxenitas, melteigitas-ijolitas-urtitas, sienitas y carbonatitas), depósitos volcánicos hidromagmáticos (cuyos edificios volcánicos pudieron dar lugar a emisiones de carbonatitas) y diques asociados, generalmente basaníticos-nefeliníticos (Muñoz et al., 2003; de Ignacio, 2008; Muñoz et al., 2008). A todo este conjunto litológico se le atribuye una edad en el límite Oligoceno-Mioceno, entre 25.4 y 23.2 Ma (Cantagrel et al., 1993; Muñoz et al., 2005). El episodio magmático 2 (EM2) o alcalino transicional, se relaciona con la construcción de los complejos volcánicos subaéreos miocenos de la isla (Muñoz et al., 2003; Muñoz y Sagredo, 2004). Consta de una serie 20100 Km Figura I.7 Aspecto de afloramiento del enjambre de diques en la parte centro-occidental de la isla, en la carretera que une las locali- dades de Los Llanos de la Con- cepción y Aguas Verdes. En el mapa se ha sombreado el área que ocupan estos materiales en Fuerteventura. I.4 MARCO GEOLÓGICO 24 de cuerpos intrusivos que afloran en la parte centro-sur occidental de la isla y que incluyen el plutón de Pájara, (el cuerpo de mayor tamaño, Fig. I.8), y otra serie de intrusiones menores. Están constituidos por rocas máficas y ultramáficas: piroxenitas, en parte olivínicas, gabros olivínicos y gabros, a veces anfibólicos de afinidad alcalina-subalcalina, con diques asociados, en su mayoría de composición basáltica (Muñoz et al., 2003). Este episodio es intrusivo en el EM1, en el que produce metamorfismo de contacto (Muñoz et al., 1997; Muñoz et al., 2003), que permitió establecer su edad de emplazamiento en 22-21 Ma (Sagredo et al., 1996). Esta edad ha sido recientemente acotada, mediante dataciones U-Pb en circón y Ar-Ar en anfíbol, en 22.1 Ma (Allibon et al., 2011). El episodio magmático 3 (EM3) o alcalino, aflora en la parte centro- occidental de la isla y está representado por el Complejo Circular de Vega de Río Palmas. Está formado por gabros y gabros anfibólicos alcalinos, sienitas nefelínicas y sienitas saturadas en sílice (Fig. I.8), todo ello atravesado por escasos diques basálticos y traquíticos (Muñoz, 1969; Muñoz et al., 2003; Claro, 2010). Este episodio es intrusivo en el EM2, y su edad ha sido establecida en 21.4-18.7 Ma (Le Bas et al., 1986; Cantagrel et al., 1993). Por último, el episodio magmático 4 (EM4) representa el final del ciclo volcánico Mioceno (Muñoz et al., 2003). Este episodio está representado por el Complejo Volcánico-Subvolcánico de Betancuria, (Muñoz y Sagredo, 1996) que está formado fundamentalmente por gabros y diques de traquiandesitas y sienitas de alcalinidad intermedia, con traquitas y brechas de basalto-traquita asociadas. Las edades obtenidas en las sienitas de este episodio permiten situarlo en 14-13 Ma (Cantagrel et al., 1993; Muñoz y Sagredo, 1996). 20100 Km Figura I.8 Vista general de los plutones de mayor tamaño que afloran en la isla. Izquierda: Panorámi- ca de la parte norte del plutón de Pájara. Derecha: Panorámi- ca del dique semicircular de sienitas de Las Peñitas (Plutón de Vega de Río Palmas). En el mapa se ha sombreado el área que ocupan los plutones de los diferentes episodios magmáti- cos en Fuerteventura. 20100 Km I INTRODUCCIÓN 25 4.2.- El Dominio Este El Dominio Este, justo con la Península de Jandía, al sur de la isla, está básicamente constituido por los materiales volcánicos miocenos (ver Fig. I.4), los cuales han sido agrupados en tres grandes edificios: Complejo Volcánico Norte (NVC), Complejo Volcánico Central (CVC) y Complejo Volcánico Sur (SVC) (Ancochea et al., 1991; Ancochea et al., 1996) (Fig. I.9). Estos edificios fueron construidos en diferentes fases de actividad volcánica, que formaron secuencias de lavas y piroclastos de composición basalto-traquibasalto-traquita (Fig. I.10), durante largos periodos de actividad (globalmente comprendidos entre los 22 y los 13 Ma), interrumpidos por algunos periodos de quiescencia y erosión (Ancochea et al., 1991; Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996). El Edificio Central se extiende desde la localidad de Antigua, al norte, hasta la localidad de El Jable, al sur, y se construyó entre los 22.5 y los 13.2 Ma (Coello et al., 1992; Ancochea, 1993; Balcells et al., 1994; Ancochea et al., 1996). Debido a la coincidencia tanto en edad como en composición, el Plutón de Pájara y el Edificio de Betancuria, han sido considerados como parte de las raíces intrusivas de este edificio (Muñoz et al., 2003). El Edificio Norte se extiende desde la localidad de Antigua hasta las localidades de Lajares y Tostón Cotillo, en el norte de la isla, a partir de las cuales está cubierto por materiales plio-cuaternarios. La edad de este edificio está comprendida entre los 22 y los 12.8 Ma (Coello et al., 20100 Km Edifico Norte o Tetir (NVC) Edificio Central o Gran Tarajal (CVC) Edificio Sur o Jandía (SVC) N Figura I.9 Trazas circulares de la exten- sión que ocuparían los tres Edificios Volcánicos miocenos de la isla: Tetir o NCV al norte, Gran Tarajal o CVC en el centro y, Jandía o SVC al sur (modifi- cado de Ancochea et al., 1996). I.4 MARCO GEOLÓGICO 26 1992; Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996). Debido a la coincidencia espacial y composicional, los gabros y piroxenitas del Plutón de Montaña Blanca-Esquinzo han sido en principio considerados como las raíces de este edificio (de Ignacio, 2008). El Edificio Sur aparece en la península de Jandía y está separado del Edificio Central por El Jable, un sector plano y cubierto por arenas eólicas y calcretas. La edad del Edificio Sur está comprendida entre los 20.7 y los 14.2 Ma (Féraud et al., 1985; Coello et al., 1992; Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996). Estos tres Complejos Volcánicos miocenos se han definido como edificios en escudo, que alcanzaron alturas de hasta 3000 m sobre el nivel del mar. El hecho de que actualmente sólo aflore parte los mismos en el Dominio Este de la isla, se ha atribuido tanto a procesos erosivos como a sucesivos colapsos gravitacionales hacia el NNW (Stillman, 1999; Ancochea et al., 1996; Fernández et al., 2006), los cuales habrían hecho aflorar en superficie los materiales del llamado Complejo Basal descritos anteriormente. Generalmente, los restos de estos edificios se disponen en forma de alineaciones montañosas (conocidas como “cuchillos”) de orientación aproximada E-W, que descienden en altura hacia el E, pudiendo estar separadas por valles en forma U y en ocasiones valles en forma de V o unidos en la parte más alta. 4.3.- El Dominio Central El Dominio Central de la isla está constituido por el Valle o Depresión Central, una zona plana que no supera los 100-200 metros de altitud sobre el nivel del mar, y que separa, a grandes rasgos, el Dominio Oeste del Dominio Este (ver Fig. I.4 arriba). La Depresión Central se desarrolló después de la construcción de las partes bajas y medias de los Edificios Volcánicos miocenos. Las fases eruptivas más tardías al sur del Edificio Central, Formaciones Melindraga, Tamacite y Tableros, con edades de 18.2-16.4 Ma, 17.5 Ma y 13.2 Ma respectivamente (Coello et al., 1992; Balcells et al., 1994; Ancochea et al., 1996), aparecen cubriendo parte de esta depresión 20100 Km Figura I.10 Derecha: panorámica, desde la localidad de Las Parcelas, de la secuencia de lavas miocenas del Edificio Volcánico Norte. Izquierda: Coladas del Edificio Volcánico Norte inferior, en las proximidades de la localidad de Tindaya. En el mapa se ha sombreado el área que ocupan estos materiales en Fuerteven- tura. 20100 Km I INTRODUCCIÓN 27 (Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996; Stillman, 1999), por lo que su formación se estableció en aproximadamente 18 Ma. El origen de esta Depresión aún no está bien establecido. Hausen (1958) propuso un origen estructural, relacionando esta planicie con una zona de graben limitada por fracturas de dirección NNE-SSW. Sin embargo, Fúster et al., (1968) atribuyeron el origen de esta planicie únicamente a procesos erosivos y, Stillman (1999) la asoció a colapsos gravitacionales de los Edificios Volcánicos miocenos hacia el NNW. La Depresión Central está cubierta por caliche (costras de carbonato cálcico) y rellenos posteriores, tanto de carácter sedimentario (arenas eólicas y/o aluviones) como de carácter volcánico (coladas de edad pliocena y/o cuaternaria), por lo cual no es fácil determinar sobre qué materiales se desarrolla. En las zonas más incididas por barrancos de esta planicie afloran, cerca del Dominio Oeste, coladas intensamente atravesadas por diques, que han sido interpretadas como pertenecientes a las partes más bajas de los Edificios Volcánicos miocenos (Ancochea, 1993). No obstante, también existen pequeños afloramientos de gabros en la base de algunos “cuchillos” del Dominio Este (Barrera y Gómez, 1990a), que podrían correlacionarse con los materiales intrusivos del Complejo Basal. El período principal de actividad magmática en la isla es sucedido por un largo periodo sin actividad, aproximadamente desde los 13 a los 5 Ma. Durante este período, se desarrolla una extensa superficie de erosión (plataforma de abrasión), que trunca todos los materiales del Dominio Oeste (Complejo Basal) y sobre la que se sitúan a comienzos del Plioceno, sedimentos de rasa marina (conglomerados, areniscas) y niveles de playa con dunas eólicas sobre ellos. A partir de esta época y sobre todo durante el Plioceno superior y Cuaternario, se reanuda la actividad volcánica, dando lugar a pequeños edificios estrombolianos que crecen prácticamente alineados en la Depresión Central. Estos edificios desarrollan campos de lava de tipo pahoehoe y aa que cubren parte de los materiales previos. La última erupción volcánica de Fuerteventura tuvo lugar hace 136.000 años (Meco et al., 2005) en la zona de Pozo Negro, parte centro-oriental de la isla. I.4 MARCO GEOLÓGICO 29 II.1.- INTRODUCCIÓN II.2.- EL SECTOR DE MORRO NEGRO II.3.- EL SECTOR DE MOLINOS II.4.- DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS II RELACIONES DE CAMPO EN EL ÁREA DE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS 31 Figura II.1 Mapa geológico de la parte NW de la isla de Fuerteventura, en el que se ha señalado la ubica- ción del área de estudio y los diferentes sectores en los que se ha divido (modificado de Gómez y Barrera, 2004). II.1 INTRODUCCIÓN II.1.- INTRODUCCIÓN El Plutón o intrusión de Los Molinos es un cuerpo plutónico semielongado con carácter fundamentalmente máfico. Este cuerpo aflora en la parte central del Dominio Oeste a lo largo de una banda de 7 kilómetros de longitud con una anchura que varía desde los 0.6 a los 2 kilómetros. Presenta una orientación NE-SW y se localizada aproximadamente desde el Puerto de Los Molinos, al Norte, hasta el Barranco del Cigarrón al Sur. La intrusión está formada por varios tipos de gabros cortados por diques de diferente composición. En la parte sur (Sector de Morro Negro), la intrusión está rodeada parcialmente por materiales brechoides (brecha de Morros). En la zona norte, (Sector de Molinos) también aparecen materiales brechoides (brecha de Salinas) los cuales están claramente encima de los gabros. Todo este grupo de materiales, gabros, diques y brechas, está rodeado por la parte este y sur-oeste por un denso complejo filoniano, en el noreste aparece cubierto por coladas pliocenas y en el noroeste por sedimentos pliocenos (Fig. II.1). El complejo filoniano consiste en un denso enjambre de diques, fundamentalmente diques máficos, de dirección muy constante 010o-030o, entre los que se observan desde esquirlas centimétricas a masas de unos pocos metros de roca volcánica, que constituye el encajante de este enjambre de diques (Muñoz et al., 2008) (Fig. II.2A). La roca encajante de estos diques, es una roca volcánica formada por tobas hialoclastíticas altamente vesiculares, pillow-lavas y brechas de fragmentos de pillows, cuyas edades varían entre los 29 y 22 Ma (Ibarrola et al., 1989; Gutiérrez et al., 2006). Algunas de estas Sector de Morro Negro Sector de Molinos 0 500 1000 1500 2000 metros 14°3'0"W14°3'30"W14°4'0"W 14°2'30"W 14°2'0"W 14°1'30"W 14°1'0"W 14°0'30"W 28 °2 9' 0" N 28 °2 9' 30 "N 28 °3 0' 0" N 28 °3 0' 30 "N 28 °3 1' 0" N 28 °3 1' 30 "N 28 °3 2' 0" N 28 °3 2' 30 "N 28 °3 3' 0" N 20 Km Sedimentos Cuaternarios Volcanes Plio-Cuaternarios Volcanes Miocenos Cuerpos intrusiovos Rocas subvolcánicas Lavas, tobas y brechas, submarinas. <20% diques. Lavas, tobas y brechas, submarinas. >20% diques. Brehas líticas de extrusión Leucogabros y melanograbros. <20% diques Leucogabros y melanograbros. 20-75% diques Intrusivos traquíticos individualizados Brecha tectónica Brecha de Salinas Diques y sills básicos Arenas y conglomerados. Rasa marina Pliocena Depósitos aluviales. Arenas y conglomerados Arenas eólicas con intercalaciones de aluviones Coladas basálticas olivínicas de Montaña Bermeja Centros de emisión de Montaña Bermeja Coladas basaníticas de Montaña Tirafe Glacis Depósitos de caliche Zona de incipiente encalichamiento Arenas eólicas consolidadas Terrazas y aluviales antiguos Conos de deyección y ramblas Coluviones y depósitos de ladera Depósitos de barranco y/o aluviales Cr et ác ic o Su p. - O lig oc en o M io ce no Pl io ce no Pl ei st oc en o H ol oc en o Puerto de Los Molinos Sector de La Morena Ü 32 II RELACIONES DE CAMPO rocas volcánicas presentan composición basanítica-nefelínica con abundante flogopita (Fig. II.2B) y edades entre los 26 y 24 Ma, lo que las hace muy próximas al episodio magmático alcalino-carbonatítico (EM1) de la isla (Muñoz et al., 2005). La transición entre estas rocas volcánicas y los materiales volcánicos subaéreos, correspondientes al inicio de la construcción de los volcanes miocenos, está marcada por una importante densidad de diques (90-100 % de afloramiento). Los materiales subaéreos son de carácter fragmentario (tobas y brechas monomícticas y polimícticas) de composición basáltica-traquibasáltica y, en ocasiones, traquítica (Fig. II.2C) (Muñoz et al., 2008). Aunque los gabros y diques que forman la intrusión de Los Molinos forman un afloramiento más o menos continúo, se ha dividido el área de estudio en dos sectores: Sector de Morro Negro, al sur, y Sector de Molinos, al norte, dado que presentan características ligeramente diferentes en cuanto a proporción y continuidad de gabros melanocráticos, continuidad y proporción de venas félsicas y de venas o masas pegmatoides ricas en anfíbol. A continuación se describen las relaciones de campo de los dos sectores en los que se ha dividido la intrusión de Los Molinos: sector de Morro Negro y sector de Molinos. II.2.- EL SECTOR DE MORRO NEGRO El sector de Morro Negro es el más meridional de la zona de estudio y presenta una morfología aproximadamente circular de unos 700 m de diámetro. Consiste en un macizo de relieve alomado (Fig. II.3) donde las máximas alturas están representadas por el Morro de Las A CB 2 m Figura II.2 A) Aspecto en afloramiento del enjambre de diques al norte del Puerto de Los Molinos. B) Detalle de la roca caja subma- rina del enjambre de diques con grandes cristales de flo- gopita. C) Detalle de la roca caja subaérea del enjambre de diques, formada por material fragmentario de composición traquítica. 33 II.2 EL SECTOR DE MORRO NEGRO Piedras (310 m) y el Morro de la Cueva (362 m). En este sector no sólo están bien representadas todas las facies de gabros que afloran en la intrusión de Los Molinos, sino que además es posible establecer una cierta estructuración interna de las mismas, así como establecer las relaciones de corte entre los diferentes tipos de diques que los cortan. Se ha realizado una cartografía detallada de este sector (Fig. II.4) con el fin de poder individualizar las diferentes litologías de gabro que afloran en él. Debido a la mala continuidad que en muchos casos presentan los afloramientos, casi siempre limitados a las zonas de barranco, y al paso gradual de unas facies a otras, la litología representada en el mapa corresponde a la litología dominante en una determinada zona, de tal manera que se han representado, por ejemplo, leucogabros, cuando esta es la facies claramente predominante en el área cartografiada. En este sector, se han distinguido cuatro unidades litológicas: 1) melanogabros y gabros olivínicos, 2) gabros s.s., 3) leucogabros y 4) brechas, además de materiales recientes como coladas basálticas o sedimentos cuaternarios. En algunas zonas, además se ha señalado en la cartografía la abundancia local de facies pegmatoides, generalmente de gabros s.s., aunque ocasionalmente pueden aparecer facies anfibólicas en estas zonas. Generalmente, las partes bajas de la intrusión están ocupadas por gabros melanocráticos (Fig. II.5A) que pasan gradualmente hacia las partes altas a gabros s.s. (Fig. II.5B) y finalmente leucogabros (Fig. II.5C). Estos últimos aparecen como pequeños parches en las partes más altas de la intrusión o cerca del contacto con las brechas. Los melanogabros y gabros olivínicos presentan una potencia total máxima de afloramiento visible de unos 100m. Se encuentran generalmente en las partes bajas de los barrancos y suelen presentar un aspecto masivo y un grado alteración desde moderado a alto, siendo difícil su muestreo (Fig. II.6A). Están formados principalmente por piroxeno y olivino con escasa plagioclasa y tienen texturas de grano grueso a medio donde pueden aparecer grandes cristales de Morro de las Piedras Morro de la CuevaMorro Negro Figura II.3 Panorámica, tomada desde el volcán de Tirafe hacia el Norte, de la parte Sur del sector de Morro Negro. 34 300 30 0 35 0 35 0 32 5 30 0 30 0 300 30 0 300 275 27 5 27 5 275 275 27 5 27 5 250 25 0 25 0 250 250 25 0 25 0 22 5 22 5 225 225 225 200 200 17 5 175 20 0 20 0 20 0 17 5 17 5 17 5 175 15 0 15 0 150 15 35 0 32 5 225 150 300 275 250 250 225 225 200 200 175 1 2 345 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 40 4445 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 57 59 6061 62 63 64 65 6667 68 77 78 79 80 81 82 83 84 10 2 10 3 10 4 10 5 10 6 10 7 10 8 10 9 12 4 12 5 12 6 12 7 12 8 12 9 13 0 16 4 16 5 38 39 41 61 33 2 61 33 1 61 33 0 74 23 3 61 31 8 61 32 0 61 32 2 63 92 2 63 92 5 63 92 6 63 92 7 63 94 2 63 96 5 63 97 3 61 33 5 63 96 7 61 32 9 61 34 1 74 32 4 61 32 3 61 31 9 61 32 4 58 56 M or ro N eg ro M or ro d e la C ue va M or ro B la nc o M or ro d e La s P ie dr as LI TO LO GÍ AS Co m pl ej o fil on ia no M el an og ab ro s y g ab ro s o liv ín ic os Ga br os s. s. Le uc og ab ro s Br ec ha s d e M or ro N eg ro In tr us iv os tr aq uí tic os in di vi du al iza do s De pó sit os a lu vi al es . A re na s y c on gl om er ad os Co la da s b as an íti ca s d e M on ta ña T ira fe 10 61 32 9ES TR U CT U RA S Y SÍ M BO LO S Zo na s d e in te ns a fr ac tu ra ci ón Ba nd ea do m od al Zo na s c on > 8 0% d e di qu es Zo na s r ic as e n fa ci es p eg m at oi de s Lo ca liz ac ió n de la s m ue st ra s Lo ca liz ac ió n de la s m ue st ra s d e la U CM De pó sit os c ua te rn ar io s 0 60 12 0 18 0 24 0 30 0M et ro s 14 °3 '0 "W 14 °3 '3 0" W 28°29'30"N 28°29'0"N Ü Figura II.4 Mapa geológico del sector de Morro Negro, al sur de la intrusión de Los Molinos. II RELACIONES DE CAMPO 35 piroxeno y/u olivino (Fig. II.6B). Su contacto con las facies de gabro s.s. es gradual y está fundamentalmente marcado tanto por la disminución del tamaño de grano como por el descenso drástico de la cantidad de olivino. Los gabros s.s. ocupan las partes centrales de este sector con una potencia de afloramiento similar o ligeramente inferior a la de la facies melanocráticas y presentan frecuentemente disyunción en bolos (ver Fig. II.5B). Presentan texturas de grano medio y están formados principalmente por piroxeno y plagioclasa, normalmente sin olivino, y cuando éste aparece es escaso (Fig. II.6C y II.6D). En algunos puntos, como por ejemplo el punto 128 en el mapa, presentan un bandeado modal uniforme micro-rítmico, en el que alternan bandas ricas en plagioclasa y bandas ricas en piroxeno de espesor regular (1-2 cm) y alineadas en dirección 090o-100o con buzamientos subverticales (Fig. II.6E). Los leucogabros aparecen entre los gabro s.s., formando cuerpos métricos de potencia mucho menor (máximo 25 m), y están situados en las partes más altas y áreas del borde de la intrusión. Son, por lo general, de morfología alargada, con su eje más largo casi siempre en dirección N-S o NE-SW y con menor frecuencia en dirección prácticamente perpendicular (ver Fig. II.4). Presentan texturas de grano medio a fino y están, por lo general, poco alterados. Están formados A CB 1 m 4 m Leucogabros del Morro de las Piedras Gabros s.s. Melanogabros y gabros olivínicos Figura II.5 Aspectos de afloramiento ge- neral de las facies de gabro del sector de Morro Negro. A) En primer plano, gabros oli- vínicos en las partes bajas del barranco del Agua Fría, NW del sector de Morro Negro. Al fondo se observa la montaña de Salinas, sector de Molinos. B) Afloramiento de gabros s.s. en la zona central del sector de Morro Negro. C) En las partes bajas de la imagen se observan las facies de melanogabros y gabros olivínicos atravesados por diques en la zona central del sector de Morro Negro, que hacia las partes altas pasan gra- dualmente a gabros s.s. y final- mente leucogabros. II.2 EL SECTOR DE MORRO NEGRO 36 principalmente por plagioclasa y piroxeno y sin olivino. Al igual que sucede en las facies de gabro s.s., esta facies de leucogabro pueden presentar bandeado modal formado por bandas regulares de entre 1 y 2 cm, ricas en piroxeno y ricas en plagioclasa alineadas en direcciones que varían desde N-S hasta 050o (Fig. II.6F). La facies de gabros pegmatoides aparecen localmente (ver Fig. II.4) en cuerpos irregulares de pequeño tamaño, aunque en ocasiones pueden alcanzar 7-10 metros de extensión. Estos cuerpos son frecuentes, aunque no exclusivos, en las zonas de contacto entre las distintas facies de gabros. Ocasionalmente, como por ejemplo en los puntos 5 y 162 de la figura II.4, estas facies pegmatoides suelen aparecer asociados a pequeñas masas también irregulares de gabros anfibólicos de grano medio-fino, que presentan contactos graduales con los gabros melanocráticos y/o gabros s.s., lo cual indica proximidad temporal entre todos estos tipos de litologías (Fig. II.7A). Composicionalmente, presentan plagioclasa abundante y cristales de hasta 5 centímetros de longitud principalmente de piroxeno (Fig. II.7B y II.7C). En todas las facies de gabro descritas arriba, más comúnmente en las facies de gabro s.s. y leucogabro, pueden aparecer venas félsicas que cortan al gabro de entre 3 y 7 cm de espesor, las cuales presentan poca A B DC E F Figura II.6 Aspecto en afloramiento y de visu de las diferentes facies de gabro que afloran en el sector de Morro Negro. A) Aspecto típico de afloramiento de las facies de gabro melanocrático, donde se puede observar la incipiente alteración en capas de cebolla. B) Aspecto típico de visu de las facies de gabro me- lanocrático, presentando tona- lidades anaranjadas debidas a la alteración del olivino y gran- des cristales de piroxeno. C) Aspecto típico de afloramiento de las facies de gabro s.s. D) Aspecto de visu de las facies de gabro s.s. de grano medio. E) Gabros s.s. con bandeado modal. F) Facies de leucogabro con bandeado modal. II RELACIONES DE CAMPO 37 continuidad lateral (0.5-1.5 m). Están compuestas principalmente por feldespatos y presentan pocos minerales máficos (Fig. II.7D). En general, la proporción de diques que cortan a las facies de gabros varía de entre el 10 y el 25 % de afloramiento, aunque aparecen pequeñas zonas formadas por más del 80 % de diques, incluso alcanzando hasta el 100 % del afloramiento. Estas zonas se han representado en el mapa de la figura II.4 con líneas negras que muestran a grandes rasgos la dirección predominante de los diques. Composicional y texturalmente, se han diferenciado en seis tipos de diques: 1) diques porfídicos, con grandes fenocristales de olivino y/o piroxeno; 2) diques basálticos microgranudos, que pueden tener abundante mica; 3) diques basálticos afaníticos o con escasos cristales de plagioclasa de entre 0.5 y 1 mm, en una matriz muy oscura; 4) diques porfídicos con grandes fenocristales de plagioclasa; 5) diques verdosos y afaníticos de composición traquibasáltica y 6) diques traquíticos. Los diques más abundantes son de los de tipo 1, 2 y 3 los cuales tienen una potencia individual de unos 60 cm. Los diques porfídicos con olivino y/o piroxeno y los diques microgranudos presentan con frecuencia contacto gradual sin bordes enfriados con los gabros, llegando a constituir, en el caso de los porfídicos, masas métricas, más frecuentes hacia las zonas en las que predominan las facies de gabro s.s., o en las zonas próximas a algunos cuerpos de leucogabros, como al Sur del Morro de las Piedras. Los diques de tipo 3, basálticos afaníticos, suelen cortar a los tipos anteriores (Fig. II.8A) y presentan, a su vez, contactos netos aunque sin bordes enfriados con los gabros (Fig. II.8B). En algunos puntos forman prácticamente el 100 % de afloramiento (Fig. II.8C), siempre cortados por venas félsicas de 10-30 cm de potencia y de hasta 3 m de longitud. A B DC Figura II.7 Detalles texturales de las facies pegmatoides y venas félsicas asociadas a los gabros del sector de Morro Negro. A) Afloramiento de las facies de gabro anfibólico. A la derecha de la imagen, facies leucocráticas de grano grueso que intruyen en los gabros anfibólicos (abajo-izquierda de la imagen) en forma de venas. Ambos, cortados por diques máficos afaníticos (arriba- izquierda de la imagen). B) Detalle del contacto entre las facies de gabro anfibólico y las facies leucocráticas de grano grueso. C) Gabros s.s. englobado por facies pegmatoides. D) Venas félsicas de poca continuidad lateral cortando a facies de gabro s.s. II.2 EL SECTOR DE MORRO NEGRO 38 Estas venas, en muchos casos brechifica a los diques afaníticos, englobando fragmentos de ellos (Fig. II.8D). Las direcciones de los tres tipos de diques descritos arriba son: una, principal, 046o y otra, algo más subordinada, 145°, ambas con buzamientos desde subverticales hasta 60-70°, al noroeste y suroeste respectivamente (Fig. II.8E). A su vez, todo el conjunto de diques 1, 2 y 3 es cortado por una proporción mucho menor de diques y venas más diferenciados, que incluyen: diques verdosos afaníticos de aspecto traquibasáltico (Fig. II.9A), diques de basalto plagioclásico (con abundancia de fenocristales centimétricos de plagioclasa), diques de traquita y venas sieníticas de grano fino. Estos diques tienden a ser más abundantes hacia las partes altas de la intrusión y los traquíticos llegan a tener potencias métricas. En conjunto, presentan direcciones en torno a 040° y buzamientos de unos 50-60° al NW (Fig. II.9B), aunque también aparecen como direcciones subordinadas N-S, correspondiente sobre todo al cortejo de venas sieníticas y, en mucha menor medida, la dirección en torno a 130°. Las relaciones de corte entre ellos siempre indican inyección en el orden: traquibasaltos – basaltos plagioclásicos – traquitas. A B DC E D Figura II.8 Aspecto de afloramiento de los diques que cortan a los gabros en el sector de Morro Negro. A) En el primer plano de la imagen se observa un traquibasáltico con borde enfriado cortando a las facies de gabro s.s. y a los diques basálticos microgranudos de la parte superior de la imagen. Ambos, cortados por venas félsicas (flecha roja). B) Dique basáltico afanítico que corta a las facies melanocráticas. C) Afloramiento de 100 % diques en el barranco de Majada Larga, al Sur del sector de Morro Negro. Está formado principalmente por diques basálticos afaníticos cortado por venas félsicas. D) Detalle de venas félsicas. Se observa cierta brechificación, donde las venas engloban pequeños fragmentos de diques máficos. E) Proyección estereográfica de los diques de tipo 1, 2 y 3. II RELACIONES DE CAMPO 39 Las traquitas aparecen desde en diques aislados que cortan a los gabros o a otros diques, hasta en enjambres de extensión importante e incluso pequeños pitones (punto 129, ver mapa de la figura II.4) (Fig. II.9C). Los diques aislados con frecuencia engloban fragmentos de su encajante, ya sea éste de diques basálticos afaníticos (Fig. II.9D) o de gabro, de manera similar a la observada para el cortejo de venas félsicas presentes en toda la intrusión, y en algún punto presentan bordes enfriados con el gabro. Sin embargo, en otras zonas, los diques de traquita son cortados por diques basálticos afaníticos (Fig. II.9E), lo cual sugiere que existen varios momentos de emplazamiento de traquitas. En las áreas periféricas W, E y S de este sector de Morro Negro, aparecen afloramientos de materiales fragmentarios (brechas), cuyo contacto con los gabros nunca se observa, estando éste ocupado por afloramientos de 100 % diques o cubierto por derrubios de ladera. Esta brecha, brecha de Morro Negro, presenta una potencia general que va desde los 80 hasta los 200 m. En la zona sur del sector, las brechas aparecen en pequeñas masas métricas entre los diques. En las zonas oriental y occidental, sin embargo, los barrancos presentan predominio de diques en las partes bajas (afloramientos de 100 % diques) y a partir A B C D E Figura II.9 Aspecto de afloramiento de los diques que cortan a los gabros en el sector de Morro Negro. A) Diques traquibasálticos cortan- do a facies alteradas de gabro s.s. Son diques sinuosos que muestran buzamiento subver- tical. B) Proyección estereográ- fica de los diques de tipo 4, 5 y 6. C) Vista lateral de un peque- ño pitón traquítico en la zona central del sector de Morro Ne- gro. D) Dique de traquita que engloba pequeños fragmentos de diques basálticos afaníticos. E) Dique basáltico afanítico que está cortando a un dique tra- quítico. II.2 EL SECTOR DE MORRO NEGRO 40 de los 200 m de cota, comienzan a aparecer trozos de brecha entre los diques mencionados, que más arriba constituyen cuerpos bien definidos, sin diques. En las cotas más altas (Morro de la Cueva), la brecha forma cuerpos tabulares alargados, similares a planchas, que dan algo de resalte en los barrancos dado que se trata de brechas consolidadas (Fig. II.10A y II.10B). La brecha que forma estos cuerpos es polimíctica, matriz-soportada, consolidada y mal seleccionada, con un porcentaje importante de fragmentos, en torno al 70 %. Los fragmentos se distribuyen de manera caótica, sin ningún tipo de orientación y son de tamaños muy variados, desde milimétricos hasta 0.5 m, aunque la moda de estos fragmentos suele estar entre los 2 y 10 cm. La forma de los fragmentos es generalmente subredondeada, aunque en algunas partes de la brecha pueden presentar una angulosidad algo mayor (Fig. II.11A a II.11D). En cuanto a composición, son abundantes los fragmentos de traquita, y en menor proporción también aparecen fragmentos de diques máficos afaníticos así como fragmentos de gabros (Fig. II.11D). La matriz es compacta y afanítica, de coloración oscura, verdosa o liliácea. Al igual que los gabros, la brecha está cortada por diques, principalmente de composiciones basálticas afaníticas, traquibasálticas y, en menor proporción traquíticas, con direcciones que varían desde N-S hasta 020o-050o. Estos diques están cortados por diques de composición similar a los anteriores y que aparecen en muy poca proporción, con dirección 115o – 130o, todos ellos con buzamientos subvertical. El contacto entre dique y brecha es sinuoso pero bien definido, y los diques muestran bordes enfriados (Fig. II.11E). De manera esporádica, aparece en la brecha una pequeña zona de deformación dúctil (punto 2 en el mapa de la figura II.4), donde los fragmentos que constituyen la brecha están estirados en una dirección 156o (Fig. II.11F). II.3.- EL SECTOR DE MOLINOS La intrusión continúa desde el sector de Morro Negro hacia el norte, donde está cubierta por las coladas pliocenas de la Montaña Bermeja. A BFigura II.10 A y B: Vistas frontal y lateral de cuerpo de brechas que aflora en el Morro de la Cueva. El con- torno en línea discontinua limi- ta el cuerpo e indica que éste parece tener forma elongada. II RELACIONES DE CAMPO 41 Al igual que en el sector de Morro Negro, aquí, las facies de gabro, con distinta composición y textura, han sido separadas de acuerdo con su abundancia (Fig. II.12). En este sector, la facies predominantes es la de gabros s.s., mientras que las facies de melanogabros y gabros olivínicos están peor representadas, alteradas y en general restringidas a las partes más bajas de los barrancos. Las facies de leucogabro aparecen frecuentemente en las zonas de contacto con el enjambre de diques y, como en el sector de Morro Negro, en cuerpos elongados casi siempre en dirección aproximada N-S y que, sólo en el caso del cuerpo localizado en el barranco de Los Molinos, adquieren un tamaño importante (prácticamente kilométrico en su dimensión mayor). La proporción de diques en este sector es del 10-15 % apareciendo áreas donde esta proporción puede alcanzar más del 80 %. Los relieves más altos están ocupados por la brecha de Salinas, la cual puede alcanzar hasta 3.5 Km2 de afloramiento. Las facies de gabro diferenciadas en este sector han sido las mismas que en el sector de Morro Negro. Los melanogabros y gabros olivínicos son gabros de grano grueso y presentan un grado de alteración elevado con tonalidades anaranjadas debido a la alteración del olivino (Fig. A B DC E F Figura II.11 Aspecto en afloramiento de la brecha que rodea al gabro en el sector de Morro Negro. A) En esta imagen se observa la heterogeneidad que muestran los fragmentos de la brecha en relación al tamaño. A la dere- cha de la imagen, un fragmen- to traquítico subredondeado de unos 50 cm en su lado más largo. A la izquierda, pequeños fragmentos traquíticos. B) En esta imagen se observa la he- terogeneidad que muestran los fragmentos de la brecha en relación a la angulosidad. Arriba a la derecha, fragmen- to traquítico subredondeado y abajo a la izquierda, fragmento traquítico subangular. C) Frag- mentos traquíticos y basálticos envueltos en una matriz com- pacta afanítica de tonalidad li- liácea. D) Fragmentos de gabro en la brecha. E) Dique traquiba- sáltico cortando a la brecha, el cual presenta bordes de enfria- miento. F) Deformación dúctil observada en la brecha II.3 EL SECTOR DE MOLINOS 42 325 300 30 0 275 275 275 250 250 250 225 225 225 225 225 20 0 200 200 20 0 17 5 175 175 175 150 150 150 125 125 125 150 150 12 5 125 125 100 100 100 125 10 0 10 0 100 100 100 100 100 12 5 12 5 125 125 75 75 200 125 100 225 200 175 75 100 125 200 225 300 275 275 250 25 0 225 225 22 5 00 200 200 17 5 300 27 5 27 5 27 5 250 250 25 0 25 0 250 25 0 225 225 225 22 5 22 5 20 0 175 125 275 250 325 30 0 300 275 275 275 27 5 275 300 275 250 250 250 250 25 0 250 22 5 225 225 225 225 225 22 5 200 20 0 200 175 225 300 275 250 225 225 200 200 200 200 175 350 325 300 275 275 250 250 225 225 200 225 175 17 5 175 200 175 150 125 CI Ba rra nc o de lo s M oz os CI CI Barranco de Almácigos Barra nco d e la C ulata Barranco de la Solana Barranco Fuentes López Bco. de las Gaviotas Char Char Char Barranco de Las Salinas Barranco de los M olinos Barranco de los M olinos CI 0 140 280 420 560 700 Metros Atalaya del Risco Negro Salinas Morro del Sol 136 137 138 110 151 132 34 36 139140 14114235 143 33 156157 158 159 154 155 160 161 162 144 117 98 99 100 101 171 172 173 174 175 176 177 178 149 111 112 113 114 115 116 147 148 150 146 131 133 134 168 169 170 145 70 20 21 22 23 24 71 72 26 27 25 73 28 74 152 153 29 183 182 181 180 Ü 14°3'30"W 14°3'0"W 14°2'30"W 28 °3 1' 30 "N 28 °3 1' 0" N 28 °3 0' 30 "N 28 °3 0' 0" N LITOLOGÍAS Complejo filoniano Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Brechas de Salinas Coladas baáslticas de Montaña Bermeja Depósitos cuaternarios 21 ESTRUCTURAS Y SÍMBOLOS Zonas de intensa fracturación Bandeado modal Zonas con > 80% de diques Zonas ricas en facies pegmatoides Localización de las muestras Trazas de diques que cortan Salinas Figura II.12 Mapa geológico del sector de Molinos, al norte de la intrusión de Los Molinos. II RELACIONES DE CAMPO 43 II.13A y Fig. II.13B). Los de gabro s.s. son, en general, de grano medio, aunque presentan mayor variación textural que en el sector de Morro Negro, de modo que en pocos metros de afloramiento es común observar tamaños de grano que van desde grano fino a facies de grano grueso (Fig. II.13C), e incluso pueden desarrollarse zonas con textura pegmatoide. Estos últimos suelen localizarse en las partes más altas de los barrancos, donde en ocasiones forman cuerpos de hasta 100 m de longitud (Punto 115, mapa), con variación textural igualmente desde grano medio a grueso en pocos centímetros y con orientación de flujo de sus cristales de plagioclasa (Fig. II.13D). La proporción de venas félsicas que cortan a los gabros, (principalmente a las facies de gabro s.s.), en este sector es mayor que en el sector de Morro Negro. Aquí, las venas varían de potencia desde pocos milímetros hasta 10 cm, con gran extensión lateral, alcanzando hasta los 7 m de longitud (Fig. II.13E). Son venas de textura microsienítica y presentan una estrecha relación con la facies de gabro pegmatoide, englobando a veces partes de la misma (Fig. II.13F). Las facies de leucogabro presentan texturas de grano medio a fino, y F A B DC E F 2 cm Figura II.13 Aspectos de afloramiento de las diferentes facies de gabros en el sector de Molinos. A) Aspecto general de los afloramientos de las facies melanocráticas, al Norte del sector de Molinos. B) Detalle de las facies de gabro melanocrático de grano grueso con olivino alterado. C) Afloramiento de facies de gabro s.s. de grano medio al Sur del sector de Molinos. D) Detalle de las facies pegmatoides de gabro s.s. en la parte central del sector de Molinos. E) Venas félsicas cortando a gabros s.s. de grano grueso en la parte Sur del sector de Molinos. F) Detalle de facies pegmatoides relacionadas con las venas félsicas. II.3 EL SECTOR DE MOLINOS 44 en ocasiones, desarrollan, al igual que en el sector de Morro Negro, aunque de manera más pronunciado en este sector, un bandeado modal regular micro-rítmico con bandas de entre 2 y 3 cm donde alternan bandas ricas en plagioclasa y bandas ricas en piroxeno (Fig. II.14A). Estas bandas presentan direcciones de 028o – 054o con buzamientos de 60o-80o NW. Asociadas a esta facies leucocrática, aparecen pequeñas bolsadas o venas con textura aparentemente porfídica, en la que destacan grandes cristales (1-2 cm) de anfíbol en una matriz de grano medio a fino formada por principalmente por plagioclasa. Estas venas sinuosas tienen aproximadamente 3 m de longitud y anchura variable. En ocasiones aparecen paralelas a la dirección del bandeado modal observado en los leucogabros y otras veces a favor de fracturas que lo cortan (Fig. II.14B). Al detalle, se observa que la matriz de estas venas es un leucogabro de grano fino y los grandes cristales de anfíbol, junto con otros de tamaño también importante de plagioclasa, parecen formar parte de pequeñas cavidades similares a cavidades miarolíticas (Fig. II.14B1). Es común, además, encontrar enclaves de diques máficos afaníticos en el interior de los leucogabros, indicando contemporaneidad entre ellos, los cuales pueden ser fragmentos subredondeados o subangulares (Fig. A B DC E F B1Figura II.14 Aspectos de afloramiento de las facies de leucogabro en el sector de Molinos. A) Ban- deado modal donde alternan bandas ricas en plagioclasa y bandas ricas en piroxeno. B) Venas porfídicas anfibólicas que cortan al bandeado de los leucogabros. B1) Detalle de los grandes cristales de anfíbol los cuales están rodeados por cris- tales orientados de plagioclasa. C) Enclave de dique máfico afa- nítico en leucogabros al norte del barranco de Los Molinos. D) Pequeña zona de cizalla que afecta tanto a leucogabro como a los diques máficos afaníticos que los cortan. E) Vena félsica que brechifica a leucogabro. F) Dique máfico afanítico que bre- chifica a leucogabro. II RELACIONES DE CAMPO 45 II.14C). La proporción de diques que corta a estas facies leucocráticas es escasa. Suelen ser diques máficos afaníticos, en ocasiones afectados por pequeñas fracturas de componente normal (Fig. II.14D). Por otro lado, estos leucogabros bandeados aparecen comúnmente cortados por venas félsicas que incluso pueden brechificar al gabro (Fig. II.14E) y por una nueva inyección de diques máficos que engloba fragmentos de leucogabro, y es por tanto, posterior a estos (Fig. II.14F). Los diques que cortan a las distintas facies de gabros en el sector de Molinos presentan composiciones y relaciones de corte similares a las descritas en el sector de Morro Negro. Así, los diques más abundantes son máficos y afaníticos (Fig. II.15A), que a veces presentan partes centrales porfídicas con fenocristales de 2-3 mm de olivino y piroxeno. Estos diques presentan contactos netos con los gabros y direcciones entre 028° y 052°, aunque la dirección más común es la de 040° (Fig. II.15B). Sus buzamientos varían desde 48° a 68°, principalmente hacia el W. Esta familia de diques y los gabros a los que intruyen, se encuentran cortados por otra familia de diques (Fig. II.15C) que aprovecha las mismas direcciones (Fig. II.15D) y presenta buzamientos desde subhorizontales (correspondientes a cuerpos tipo sill), hasta subverticales. Esta familia incluye composiciones progresivamente más diferenciadas, en la misma secuencia de corte que la observada en el sector de Morro Negro: traquibasaltos – basaltos plagioclásicos – traquitas. Los diques de traquibasalto con frecuencia se observan cortando netamente, sin bordes enfriados, a gabros y venas félsicas (Fig. II.16A y II.16B). En otras ocasiones, fragmentos de estos diques, o incluso fragmentos de diques máficos afaníticos, aparecen englobados en las venas félsicas. (Fig. II.16C). G A B DC Figura II.15 Aspecto de los diques que cor- tan a los gabros en el sector de Molinos. A) Dique máfico afanítico que corta a las facies de leucogabro bandeado en la parte NE del sector de Molinos. B) Proyección estereográfica de los diques máficos afaníti- cos del sector de Molinos. C) Sistema de diques máficos, parte superior de la imagen, cortados por diques con direc- ción similar y menor buzamien- to, en este caso, dique traquíti- co, primer plano de la imagen, en la parte central del sector de Molinos. D) Proyección este- reográfica de los diques traqui- basálticos, plagioclásicos y tra- quíticos del sector de Molinos. II.3 EL SECTOR DE MOLINOS 46 Los diques de basalto plagioclásico suelen cortar a los diques traquibasálticos y son a su vez cortados por diques traquisieníticos. Este tipo de diques plagioclásicos presenta cierta variación de composición, desde tipos algo más máficos con gran abundancia de fenocristales, hasta tipos más diferenciados con menor cantidad de plagioclasas centimétricas. Las traquitas son mucho menos abundantes en este sector que en el de Morro Negro y su afloramiento se reduce a diques y algunos pequeños sills hacia la zona sur del sector de Los Molinos (ver Fig. II.15D). Al igual que en el sector de Morro Negro, parecen existir varios momentos de emplazamiento de estos diques traquíticos, ya que algunos presentan bordes enfriados con los gabros y otros no. Tanto los diques de basalto plagioclásico como los diques traquíticos están cortados por diques máficos afaníticos (Fig. II.16D). En este sector aparecen dos grandes cuerpos de materiales fragmentarios (brecha de Salinas): uno, en las proximidades de la Atalaya del Risco Negro y otro en la Montaña de Salinas y barranco de Los Molinos (ver mapa de la figura II.12). Ambos tienen forma de elipses, con sus ejes más largos dispuestos en dirección aproximada 130° para el primero y 030° para el segundo. Se trata de brechas con gran abundancia de fragmentos, aunque de tipo matriz-soportado. Los fragmentos varían en tamaño desde 2 mm hasta 1 m, con moda entre 3 y 18 cm, y en morfología desde subredondeados, los más abundantes, hasta subangulares (Fig. II.17A y II.17B). Son brechas polimícticas, con incluso mayor variedad de composiciones en sus fragmentos que en el sector de Morro Negro. Estos tipos de fragmentos incluyen: 1) lavas muy vesiculares y alteradas con rellenos de calcita (Fig. II.17C), 2) diques máficos afaníticos (Fig. II.17D) y 3) diques de basalto plagioclásico, a veces de tamaño A B DC Figura II.16 Aspecto de los diques que cor- tan a los gabros en el sector de Molinos. A) Diques traqui- basálticos que cortan a diques máficos afaníticos y venas félsi- cas. Todos ellos cortando a las facies de gabro s.s. en la parte central del sector de Molinos. B) Diques traquisieníticos, pri- mer plano de la imagen, cor- tados por un dique traquiba- sáltico, arriba de la imagen. C) Fragmento de dique traquiba- sáltico incluido en dique traquí- tico, ambos cortando a gabros s.s. D) Dique basáltico afanítico que corta a un dique de traqui- ta. La traquita presenta borde enfriado con el gabro. II RELACIONES DE CAMPO 47 importante, en las partes bajas de los barrancos, así como fragmentos de gabros, cuyos tamaños disminuyen desde la base a las partes altas de los barrancos que inciden la Montaña de Salinas, donde se pueden observar fragmentos de leucogabro de grano fino (Fig. II.17E) y de gabros pegmatoides, a veces de gran tamaño e incluso con venas félsicas que cortan al gabro incluidas en el mismo fragmento (Fig. II.17F). Los fragmentos de traquita, poco frecuentes en la base de la brecha, aumentan su presencia hacia las partes medias de la montaña de Salinas. La matriz de esta brecha es de color rojizo o verdoso y parece estar constituida por fragmentos de tamaño menor de 2 mm de la misma composición que los fragmentos, dando aspecto, sobre todo en la base de la montaña de Salinas, de tener una textura terrosa o arenosa, mientras que se va haciendo más compacta hacia las parte altas. Las brechas están cortadas por una proporción de diques que varía desde el 10 hasta más del 40 % de afloramiento (Fig. II.18) y, al igual que ocurría en el sector de Morro Negro, el contacto con las facies de gabros se realiza a través de afloramientos de 100 % diques. Sólo en un punto 158, (Fig. II.12) se pudo observar un contacto más en detalle entre una masa de gabro s.s. y la brecha. Este contacto que está A B DC E F 1 cm 1 cm Figura II.17 Aspecto en afloramiento de la brecha de Salinas. A) Base SE de la montaña de Salinas don- de aparecen grandes fragmen- tos subredondeados de gabros. B) En esta imagen se observa la heterogeneidad que muestran los fragmentos de la brecha en relación a la angulosidad y composición, a media altura de la montaña de Salinas. Se observan fragmentos claros de traquitas y fragmentos oscuros basálticos, en su mayoría de formas subangulosas y de ma- nera subordinada de formas subredondeadas. C) Fragmen- to de lavas muy vesiculares y alteradas con rellenos de cal- cita en la brecha que aflora en el barranco de Los Molinos. D) Fragmentos afaníticos que, en su gran mayoría, son de com- posición basáltica en la brecha que aflora en el barranco de Los Molinos. E) Fragmentos de leucogabro de grano fino en la parte alta de la montaña de Salinas. F) Fragmento de gabro pegmatoide con vena félsica que lo corta en la parte alta de la montaña de Salinas. II.3 EL SECTOR DE MOLINOS 48 marcado por la intensa fracturación de un dique máfico afanítico (Fig. II.19A). Los diques que cortan a las brechas son sobre todo diques de traquibasalto (Fig. II.19B), que tienen bordes enfriados con la brecha. Hacia las partes altas de los barrancos, se hacen más frecuentes y llegan a tener potencias importantes, diques porfídicos con fenocristales de anfíbol y plagioclasa que aparecen en una matriz fina de color grisáceo (Fig. II.19C y II.19D). Culminando los barrancos y cerros del área de la montaña de Salinas, aparecen diques y sills de basaltos fuertemente porfídicos, con fenocristales de olivino y piroxeno, que llegan a tener gran continuidad y potencias destacables (Fig. II.19E). II.4.- DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS En los dos sectores estudiados, sector de Morro Negro y sector de Molinos, sólo aparecen gabros, sin piroxenitas, por lo que parece que la intrusión de Los Molinos es de emplazamiento más somero que las que aparecen en otras partes de la isla, como el Plutón de Pájara o el de Milocho-Blanca, ambos ricos en cuerpos piroxeníticos (Muñoz et al., 2003; de Ignacio, 2008). La intrusión de Los Molinos presenta características y litologías similares a las que aparecen en el sector de La Morena, al norte del sector de Molinos, ver Fig. II.1, y separado de éste por las coladas pliocenas de Montaña Bermeja, por lo que el sector de La Morena podría constituir la continuación hacia el Norte de la intrusión de Los Molinos. La estructuración interna de las distintas facies de gabros observadas A B Figura II.18 Vistas panorámicas de la bre- cha de Salinas donde se puede observar la proporción de di- ques que la atraviesan. A) As- pecto general de la brecha de Salinas en el barranco de Los Molinos. De izquierda a dere- cha de la imagen la proporción de diques que cortan a la bre- cha aumenta progresivamente hasta que, afloramientos de 100 % diques ponen en contac- to la brecha de Salinas y los ga- bros de la intrusión. B) Panorá- mica de la montaña de Salinas en la que se observa la propor- ción, dirección y buzamiento de los diques que la atraviesan. II RELACIONES DE CAMPO 49 en la intrusión de Los Molinos, con el paso gradual de unas facies a otras, desde las partes bajas en el sector de Morro Negro, a las partes altas, parece relacionar estas facies genéticamente, probablemente mediante un proceso de cristalización fraccionada, desde las facies melanocráticas a las facies leucocráticas. Las variaciones texturales, donde hay gran variedad de tamaños de grano en muy poco espacio, hacen pensar que la cristalización de estas facies está influida por la presencia y concentración local de volátiles. Esto último explicaría, por un lado, los fenómenos de brechificación del gabro por venas félsicas y, por otro, la aparición de masas pegmatoides. Estas últimos suelen localizarse en las partes más altas de los barrancos, donde en ocasiones forman cuerpos de hasta 100 m de longitud (Punto 115, mapa), con variación textural desde grano medio a grueso en pocos centímetros y con orientación de flujo de sus cristales de plagioclasa (Fig. II.13D). Tanto los cuerpos pegmatoides como los fenómenos de brechificación del gabro, son más abundantes y de mayor entidad en el sector de Molinos con respecto al sector de Morro Negro, lo que sugiere que el sector de Molinos pudiera representar partes más someras de la intrusión. Para poder confirmar todo lo anterior, se hace necesario un estudio composicional en G D B A B DC E 2 cm4 mm Figura II.19 Aspectos de los diques que cor- tan a las brechas de Salinas. A) Zona de contacto entre la bre- cha (B) de Salinas y las facies de gabro s.s. (G) en la parte central del sector de Molinos. El contacto está marcado por un dique fracturado (D) que aparece entre ambas litologías. B) Dique traquibasáltico que corta a la brecha de Salinas en la parte baja meridional de la montaña de Salinas. C y D) De- talles de un dique porfídico con fenocristales de plagioclasa y anfíbol cortando a la brecha de Salinas en la parte media de la montaña de Salinas. E) Diques y sills de basaltos porfídicos, ri- cos en olivino y clinopiroxeno, cortando a la brecha de Salinas en la parte alta de la montaña de Salinas. II.4 DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS 50 detalle, tanto de las facies de gabros como de las venas félsicas en ambos sectores de la intrusión, lo cual se realizará en el capítulo III. Aunque pocas veces se han observado contactos entre las diferentes litologías que forman la intrusión de Los Molinos, es posible establecer una primera secuencia temporal de los materiales que la forman, no sólo basándonos en las relaciones de corte observadas, sino también en función de los propios materiales que forman la intrusión y los materiales que la rodean. Galindo (1978) describe una aureola de metamorfismo térmico provocada por el emplazamiento de los gabros en el sector de Morro Negro, que afecta tanto al enjambre de diques como a las brechas, y atribuyó un origen submarino para estas últimas. Sin embargo, durante los trabajos de campo realizados para la preparación de esta tesis doctoral, no se han encontrado signos de esta aureola térmica. Además, el hecho de que estas brechas incluyan fragmentos de todos los diques que cortan a los gabros de la intrusión en el sector de Morro Negro e incluso de los propios gabros, hace pensar que su formación es posterior a las intrusiones de gabros. Para poder establecer con más exactitud el origen de estas brechas será necesario, además de las observaciones de campo realizadas aquí, la realización de un estudio textural con más detalle, por lo que el posible origen de estas brechas se discutirá en detalle en el capítulo V. Dado que las brechas parecen ser de formación posterior a la intrusión, el encajante de ésta parece estar constituido por el enjambre de 100 % diques que aflora rodeándola. Estos diques presentan signos de alteración secundaria bastante más elevados que los propios gabros, por lo que cabe intuir que han estado expuestos a procesos de alteración durante más tiempo que los gabros. Además, las direcciones dominantes en este enjambre de diques son las direcciones N-S, mientras que los diques que aparecen cortando a los gabros, presentan principalmente direcciones 040o ó 130o. Estas últimas direcciones, las de los diques que cortan a la intrusión, son coherentes con las directrices observadas en el interior de la intrusión, tanto las que presentan los bandeados magmáticos, como con las elongaciones que por lo general presentan los cuerpos individualizados de traquitas y leucogabros. Todo esto apunta a que se trata de dos momentos de emplazamiento diferentes. Para poder confirmar que este enjambre realmente constituye el encajante de la intrusión de Los Molinos, las edades de ésta intrusión deberían ser más jóvenes que las establecidas para todo el conjunto del enjambre de diques antiguo (datado en 29 -22 Ma; Ibarrola et al., 1989; Gutiérrez et al., 2006). El estudio de estas edades se llevará a cabo en el capítulo III. Las relaciones de corte observadas entre los diques que cortan a los gabros de la intrusión, presentan la siguiente secuencia: 1) porfídicos – microgranudos, 2) máficos afaníticos; 3) traquibasaltos-basaltos plagioclásicos; 4) traquitas. Las traquitas parecen haberse emplazado II RELACIONES DE CAMPO 51 en distintos momentos y es frecuente, además, que estén cortadas por una nueva inyección de diques máficos. Esta secuencia temporal propuesta, en la que además los diques van siendo más diferenciados con el tiempo, deberá ser confirmada por estudios mineralógicos y geoquímicos de los mismos, los cuales se realizarán en el capítulo IV. En las últimas cartografías realizadas por el Instituto Geológico y Minero de España (Barrera y Gómez, 1990b), las brechas de Salinas ha sido individualizadas de su base (ver Fig. II.1), la cual ha sido considerada como una brecha de origen tectónico. Esta individualización está basada por un lado, en la extrema angulosidad que presentan los fragmentos en la base y por otro, en la alta proporción de fragmentos de gabro que presenta la base de Salinas. En las observaciones de campo realizadas durante el transcurso de esta tesis doctoral, no se ha observado extrema angulosidad en los fragmentos de la base de Salinas, y nada que indique un paso brusco o fracturado desde dicha base al techo de la montaña de Salinas, por lo que en este trabajo no se han individualizado cartográficamente la base y el resto de la brecha de Salinas. Tradicionalmente, esta brecha se ha correlacionado con las brechas líticas de Ampuyenta, a las cuales se les atribuye un origen claramente subaéreo relacionado con la destrucción parcial de un edificio volcánico previo (p.e. Ancochea et al., 1996). Al igual que con la brecha del sector de Morro Negro, un estudio detallado de las texturas de la brecha de Salinas, ayudará a intentar establecer el origen de la misma y, una comparación textural y espacial con las brechas líticas de Ampuyenta, podrá indicar si ambas pueden estar o no correlacionadas. Todo esto se discutirá con más detalle en el capítulo V. II.4 DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS 53 III.1.- INTRODUCCIÓN III.2.- PETROGRAFÍA Y RELACIONES TEXTURALES III.3.- QUÍMICA MINERAL DE ELEMENTOS MAYORES Y TRAZA III.4.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL III.5.- PROCESOS Y MECANISMOS DE CRISTALIZACIÓN III.6.- GEOQUÍMICA ISOTÓPICA III.7.- COMPOSICIÓN Y CARACTERÍSITCAS DEL ÁREA FUENTE III.8.- GEOCRONOLOGÍA U-Pb EN APATITO Y K-Ar EN MICA III MINERALOGÍA Y GEOQUÍMICA DE LOS GABROS, CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS ASOCIADAS DE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS 55 III.1 INTRODUCCIÓN III.1.- INTRODUCIÓN A pesar de que se han diferenciado dos sectores de campo en la intrusión de Los Molinos, sector de Morro Negro y sector de Molinos, cabe recordar que la intrusión es continua y, por lo tanto, las relaciones texturales y composiciones de las distintas litologías que forman la intrusión se describirán de forma conjunta en este capítulo y, si las hubiera, se señalarán las diferencias más significativas entre ambos sectores. A continuación se presentan tanto los resultados obtenidos para las facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas asociadas que forman parte de la intrusión de Los Molinos, como las interpretaciones a partir de ellos. Estos resultados incluyen, por un lado, aspectos petrográficos, datos de química mineral, datos geoquímicos y datos geocronológicos que ayudarán a conocer los procesos que tuvieron lugar durante el transcurso de enfriamiento y diferenciación de la cámara magmática que representan, y a entender cómo y cuándo ocurrieron para, finalmente, poder englobarlos en un modelo petrogenético común. Por otro lado, los datos de geoquímica isotópica aportarán información complementaria a la petrogénesis y evolución de la intrusión, permitiendo caracterizar el tipo de la fuente o fuentes a partir de las cuales derivan los magmas que dieron lugar la intrusión de Los Molinos. III.2. PETROGRAFÍA Y RELACIONES TEXTURALES Los estudios petrográficos y texturales son el primer paso para entender la naturaleza y el origen de las rocas objeto de estudio, y sirven como herramienta básica de control para la selección de muestras representativas sobre las cuales llevar a cabo los análisis geoquímicos y mineralógicos. Con este fin, se ha realizado un estudio petrográfico de las diferentes facies de gabros cartografiados, así como del cortejo de venas félsicas asociadas a ellos, que forman parte de la intrusión de Los Molinos. III.2.1.- GABROS Siguiendo la clasificación de Streckeisen (1976) para rocas plutónicas (Fig. III.1), se han diferenciado cuatro tipos de facies de gabros en la intrusión de Los Molinos: melanogabros olivínicos, gabros olivínicos, gabros s.s., leucogabros y gabros anfibólicos. Las facies de gabros anfibólicos aparecen sólo puntualmente, puntos 5 y 162 de la Fig. II.4, y equivalen a facies de gabro s.s. con mayor grado de alteración, en las que el anfíbol está reemplazando, casi en su totalidad, al clinopiroxeno. Los análisis modales más representativos de las diferentes facies de gabro se presentan en la Tabla III.1. En las figuras III.2, III.3, III.4, III.5 56 y III.6 se pueden observar imágenes que muestran sus texturas y mineralogías más representativas. Estas facies fueron descritas por Galindo (1978) en el sector de Morro Negro. En este estudio se diferenciaron dos conjuntos de gabros: 1) Gabros con olivino y clinopiroxeno 1a) Gabros con olivino y clinopiroxeno que tienen un porcentaje medio de plagioclasa de 27.67 %. Son equivalentes a las facies de melanogabro y gabros olivínicos de este trabajo. 1b) Gabros con olivino y clinopiroxeno con un contenido Plg Px Hbl 90 65 35 10 ANORTOSITA leuco- GABROS mela- ROCAS ULTRAMÁFICAS Anortosita 10 50 90 Piroxenita con plagioclasa Piroxenita horblándica con plagioclasa Horblendita piroxénica con plagioclasa Horblendita con plagioclasa Gabronorita Gabronorita piroxénico- horbléndica Gabro horbléndico Plg Px Ol 90 65 35 10 ANORTOSITA leuco- GABROS mela- ROCAS ULTRAMÁFICAS Anortosita Gabro (Cpx) Gabronorita Norita (Opx) Gabro olivínico Gabronorita olivínica Norita olivínica Roca ultramáficas con plagioclasa Troctolita Melanogabros olivínicos Gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros A B Figura III.1 Clasificación de las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos según su mi- neralogía modal (Streckeisen, 1976). Plg: Plagioclasa. Ol: Oli- vino. Px: piroxeno, en el caso que nos ocupa todo el piroxeno es monoclínico (clinopiroxeno). III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 57 mayor en plagioclasas, desde 50.45 hasta un 73.70 %. Equivalentes a las facies de gabro s.s. y leucogabros con cantidades mayores del 4 % de olivino (Tabla III.1) de este trabajo. 2) Gabros con clinopiroxeno. Equivalentes al resto de muestras pertenecientes a las facies de gabro s.s. y leucogabro de este trabajo. La diferencia más evidente entre unas facies y otras es su mineralogía modal. Los melanogabros olivínicos son rocas compuestas por un 20- 58 % de clinopiroxeno y proporciones aproximadamente similares de plagioclasa y olivino, en torno al 15-30 %. Los minerales opacos son poco abundantes, del 1 al 8 % modal y biotita y apatito aparecen como minerales accesorios, siempre inferiores al 2 % modal. El anfíbol en estas facies presenta una distribución altamente irregular, que en un mismo afloramiento puede variar desde fase accesoria hasta fase principal muy abundante (1.1 % en la muestra AC 6-1 frente al 17.6 % en la muestra AC 6-2, Tabla III.1). Los gabros olivínicos se caracterizan por presentar generalmente mayor abundancia modal de clinopiroxeno (24-44 %) y plagioclasa (35- 46 %) que los melanogabros olivínicos, para una abundancia similar de olivino (18-25 %, Tabla III.1). Opacos, mica y apatito están presentes en las mismas proporciones que en melanogabros olivínicos y la cantidad de anfíbol es menos variable en estas facies, del 0 al 5 % modal. Las facies de gabro s.s., en las que se incluyen algunos tipos con textura pegmatoide, se caracterizan por el predominio de plagioclasa modal (29-58 %) sobre clinopiroxeno, menos abundante (19-55 %), y olivino desde principal a ausente (0-19 % modal, Tabla III.1). En esta facies se concentran fuertemente los minerales opacos, que prácticamente duplican su abundancia modal (3-18 %) frente a las facies anteriores, mientras que el anfíbol presenta cantidades moderadas (máximo 12 %) y es accesorio en muchas muestras. Apatito y mica son minerales accesorios poco abundantes, siempre inferiores al 3 % modal en ambos casos. Los cuerpos de leucogabros concentran fuertemente la plagioclasa (55-69 % modal) sobre clinopiroxeno (13-30 %) y tienen muy poco olivino (< 2 % modal, salvo en dos muestras, donde alcanzan hasta el 9 % modal, Tabla III.1). El anfíbol es casi siempre un mineral accesorio, al igual que la mica y el apatito, y los minerales opacos presentan la misma abundancia que en las facies de gabros s.s. La distribución modal irregular que muestran las diferentes fases dentro de la misma paragénesis mineral, que se acaba de describir, unida a la presencia de estructuras como el bandeado y contactos siempre graduales en campo, parecen indicar que las distintas facies de gabro en la intrusión de Los Molinos se han formado mediante cristalización y acumulación de distintas fases minerales en una III.2 PETROGRAFÍA 58 cámara magmática. La gran variabilidad en el tamaño de grano que se observa en poco espacio en muchos afloramientos, la presencia de fenómenos puntuales de brechificación de los gabros por inyección de material félsico y la formación local de estructuras que recuerdan a cavidades miarolíticas (Fig. II.14B y II.14C), indican que esta cámara debió emplazarse a poca profundidad. En general, todas las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos presentan textura fanerítica, granular, hipidiomorfa. Los tamaños de grano varían desde grano grueso en las facies melanocráticas a grano Muestra Sector Clasf. Pl Cpx Ol Opq Amp Bt Ap Otros 61332 Morro Negro MO 31.7 34.3 28.8 3.3 0.8 0.1 0.3 0.8 AC 6-2 Morro Negro MOa 17.7 36.3 17.6 7.3 17.4 1.0 1.5 1.4 AC 6-1 Morro Negro MO 19.0 38.4 36.3 2.9 1.1 0.2 0.1 1.9 AC 124-3 Morro Negro MOa 26.7 31.6 19.4 2.5 17.6 0.9 0.6 0.6 AC 15-6 Morro Negro MOa 20.4 43.3 17.6 6.1 10.7 0.7 0.3 0.9 AC 15-5 Morro Negro MOa 29.2 32.1 19.0 6.7 9.0 1.0 0.7 2.3 AC 12-2 Morro Negro MOa 24.7 39.0 16.5 7.7 8.1 0.7 1.1 2.2 AC 127-1 Morro Negro MO 29.4 39.7 27.7 1.0 1.2 0.0 0.6 0.4 61319 Morro Negro MO 24.5 33.7 29.7 4.2 0.0 1.9 0.4 5.6 AC 164-1 Morro Negro MOa 17.6 20.0 33.1 2.0 23.7 0.0 1.2 2.5 AC 165-2 Morro Negro MO 28.7 41.2 22.7 3.2 0.0 1.8 0.7 1.7 AC 29-3 Molinos MOa 27.2 35.4 22.1 5.3 8.3 0.6 0.6 0.5 AC 151-1 Molinos MO 14.9 58.7 18.2 5.1 0.0 1.8 0.7 0.6 AC 131-1 Molinos MOa 23.3 35.3 29.5 2.8 7.8 0.5 0.3 0.8 AC 5-8 Morro Negro GO 34.4 32.7 18.7 9.8 0.0 1.4 0.6 2.4 AC 13-1 Morro Negro GO 42.8 31.8 21.0 1.6 1.2 0.0 0.6 1.0 AC 13-4 Morro Negro GO 34.5 33.3 25.1 2.3 2.7 0.3 0.7 1.2 AC 166-1 Morro Negro GO 42.2 24.3 22.8 4.1 3.9 0.8 0.7 1.2 AC 34-2 Molinos GO 34.8 34.5 17.8 4.8 3.1 1.5 0.6 3.1 AC 138-1 Molinos GO 40.5 28.8 23.3 2.8 0.0 2.3 1.5 1.0 AC 141-1 Molinos GO 39.6 31.9 19.6 5.3 0.7 1.3 0.7 0.9 AC 110-1 Molinos GO 39.8 25.4 19.8 2.2 4.8 2.0 0.4 5.6 AC 15-3 Morro Negro G 48.7 30.4 0.8 17.2 0.0 1.3 1.0 0.6 AC 15-2 Morro Negro Ga 48.8 27.0 0.8 7.3 12.3 1.3 1.5 1.3 AC 11-1 Morro Negro G 48.1 30.3 14.5 3.9 0.6 0.1 0.9 1.6 AC 11-2 Morro Negro G 43.4 32.0 4.4 8.4 3.4 1.2 1.6 5.6 AC 50-1 Morro Negro G 52.8 34.8 6.9 2.6 0.0 1.9 0.4 0.6 AC 128-1 Morro Negro Ga 44.0 28.8 8.0 4.8 12.0 1.5 0.8 0.2 61335 Morro Negro G 53.9 31.5 0.0 9.8 3.6 0.4 0.8 0.1 63941 Morro Negro G 57.3 30.2 0.0 8.8 0.5 1.1 0.7 1.4 AC 109-2 Morro Negro G 52.4 28.0 13.0 3.0 1.2 1.4 0.4 0.6 AC 78-1 Morro Negro G 58.0 34.0 2.4 3.2 0.3 0.0 0.4 1.7 61329 Morro Negro G 51.0 33.9 0.0 10.0 3.1 0.8 0.4 0.9 AC 81-4 Morro Negro G 48.9 32.1 1.8 9.1 2.9 1.9 1.5 1.8 AC 159-1 Molinos G 53.8 26.3 7.3 7.1 1.0 1.3 2.0 1.2 AC 140-1 Molinos G.P 28.9 54.8 0.0 13.4 1.1 0.6 0.3 0.9 AC 34-3 Molinos G 55.3 18.9 11.7 6.2 2.7 3.1 1.3 0.9 AC 35-5 Molinos G 48.6 29.2 12.2 5.7 2.0 1.6 0.4 0.4 AC 36-1 Molinos G 50.4 31.6 0.0 10.4 2.5 1.9 1.6 1.6 AC 36-2 Molinos G 43.6 36.7 0.4 13.0 0.6 1.7 1.1 2.9 AC 114-1 Molinos G 45.7 43.8 2.4 5.1 0.0 1.4 0.9 0.7 AC 115-2 Molinos G.P 54.4 33.1 0.0 9.2 1.3 0.9 0.4 0.7 AC 146-1 Molinos G 53.2 27.0 9.3 3.3 2.7 3.4 0.8 0.4 AC 26-1 Molinos G 40.9 36.7 0.0 17.9 0.5 1.7 0.7 1.5 AC 20-1 Molinos G 41.0 37.7 0.0 14.5 3.3 2.1 0.1 1.3 AC 23-1 Molinos G 55.0 30.6 0.0 8.3 4.1 0.4 0.2 1.3 AC 23-5 Molinos G 40.0 41.0 0.0 10.0 6.0 1.2 0.8 1.0 61323 Morro Negro La 55.4 27.8 0.4 7.5 6.8 0.9 0.6 0.7 AC 10-1 Morro Negro L 65.1 19.8 0.8 6.5 5.4 1.1 1.2 0.2 AC 127-2 Morro Negro L 67.8 19.5 0.0 6.0 2.1 2.6 1.5 0.5 61318 Morro Negro L 65.3 15.2 1.3 7.2 0.8 6.7 0.3 3.2 AC 68-2 Morro Negro L 62.4 27.2 2.4 4.4 0.2 0.0 1.6 1.8 AC 109-1 Morro Negro L 62.0 22.4 6.2 5.2 0.6 1.4 1.8 0.4 AC 155-5 Molinos L 59.2 27.6 0.0 7.2 2.4 0.4 2.0 1.2 AC 21-2 Molinos La 58.7 24.7 0.0 8.1 6.4 1.4 0.2 0.5 AC 21-3 Molinos L 59.2 25.7 0.0 8.9 3.9 1.3 0.7 0.4 61332 : Muestra del Departamento de Petrología y Geoquímica (UCM); AC 6-2: Muestra recogida duerante este trabajo. MO: Melanogabro olivínico; GO: Gabro olivínico; G: Gabro s.s .; G.P: Gabro s.s . con textura pegmatoide; L: Leucogabro. MOa: Melanogabro olivínico rico en anfíbol. Ga: Gabro s.s . rico en anfíbol. La: Leucogabro rico en anfíbol Tabla III.1 Composición modal de las distintas facies de gabro que forman la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 59 fino en las facies leucocráticas existiendo toda una serie de tamaños intermedios, con texturas inequigranulares hasta prácticamente equigranulares, como se comentará más adelante. Los melanogabros y gabros olivínicos están constituidos por grandes cristales cúmulo de clinopiroxeno y olivino, con tamaños máximos de 7 y 5 mm respectivamente (Fig. III.2A). Parte de los minerales opacos consiste también en cristales de 1-2 mm, que aparecen formando parte del mismo entramado de cristales que olivino y clinopiroxeno, por lo que deben corresponder también a minerales cúmulo. El hábito del olivino es de subhedral a euhedral y no presenta zonado óptico. En las muestras del sector de Morro Negro, a pesar de la alteración a iddingsita y óxidos a favor de bordes de cristal y fracturas que presentan, los cristales de olivino son más o menos limpios y contienen un pequeño número de inclusiones cúbicas de minerales opacos, a veces concentradas en los centros de cristal y en otras ocasiones irregularmente distribuidas. Además, en algunas muestras, junto con las inclusiones de opacos cúbicos, existen otras también de minerales opacos, pero de morfología acicular (Fig. III.2B), orientadas en planos a veces paralelos a las caras de mayor longitud de los prismas de olivino (010) y otras veces en dirección perpendicular. Estas inclusiones llegan 1 mm 240 µm 240 µm 2 mm 1 mm A B DC E Figura III.2 Relaciones texturales en la fa- cies de melanogabros y gabros olivínicos de la intrusión de Los Molinos. A) Textura general de las facies de melanogabros y gabros olivínicos, formados por grandes cristales cúmulo de oli- vino y clinopiroxeno. B) Detalle de inclusiones de opacos con morfología acicular incluidos en olivino. C) Olivinos con alta concentración de inclusiones de opacos con morfología aci- cular. D) Clinopiroxenos subhe- drales y anhedrales. E) Gran fenocristal de clinopiroxeno tabular envuelto en una matriz de grano fino-medio. III.2 PETROGRAFÍA 60 a hacerse muy abundantes en el olivino de los melanogabros y gabros olivínicos del sector de Molinos, donde los cristales presentan un color gris intenso – marrón (Fig. III.2A y III.2C para detalle). Este tipo de inclusiones suele aparecer en olivinos que cristalizaron incorporando cationes trivalentes como cromo o aluminio en su estructura, de manera que al enfriarse exsuelven espinelas orientadas según sus planos cristalográficos (Franz y Wirth, 2000). El clinopiroxeno aparece en cristales de subhedrales a anhedrales (Fig. III.2D), casi siempre de mayor tamaño que el olivino. En algunos gabros olivínicos, puede llegar a alcanzar un tamaño mucho mayor (0.8-1.2 cm) que el del resto de minerales, lo que da lugar a texturas porfídicas e incluso porfídicas de tendencia seriada en la roca (Fig. III.2E). Esto sucede en zonas de la intrusión próximas a cuerpos tipo sill y diques porfídicos que, como se ha mencionado en la sección de relaciones de campo (sector de Morro Negro), a veces son de gran volumen, reforzando la sugerencia de que la intrusión es bastante somera. Tanto en melanogabros como en gabros olivínicos, el clinopiroxeno presenta zonado óptico marcado por la existencia de zonas de color rosa-asalmonado más o menos intenso, con pleocroísmo, y zonas de color rosa pálido casi incoloro. La distribución de estas zonas es variable: 1 mm 1 mm 1 mm 240 µm 1 mm 240 µm A B DC E F Figura III.3 Relaciones texturales en la fa- cies de melanogabros y gabros olivínicos de la intrusión de Los Molinos. A) Clinopiroxeno su- bhedral con zonado concéntri- co. B) Clinopiroxeno euhedral con zonado oscilatorio. C) Cli- nopiroxeno prismático con zo- nado sectorial. D) Detalle de in- clusiones de opacos aciculares en clinopiroxeno concentradas en las zonas más oscuras del cristal. E) Pequeños cristales de plagioclasa intercumular rellenando los espacios entre los grandes cristales cúmulo de clinopiroxeno y olivino. En la parte inferior izquierda de la imagen, se observa un cris- tal de olivino completamente incluido en clinopiroxeno. F) Plagioclasas con macla polisin- tética característica y patrón de zonado oscilatorio. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 61 En las partes bajas del sector de Morro Negro y en los cristales de mayor tamaño, es frecuente que el zonado sea de carácter muy sutil y patrón concéntrico, con una ancha zona de núcleo incolora o rosa pálido y una zona de borde fina, más coloreada y pleocroica (Fig. III.3A). En el resto de cristales, el zonado suele ser de carácter oscilatorio, de forma que sobre un núcleo, con frecuencia corroído, se forma un bajo número de zonas de recrecimiento, relativamente anchas y con tendencia euhedral (Fig. III.3B). Ambos patrones, en cualquier caso, terminan siempre con una zona de borde de color rosa intenso y pleocroica. En los gabros de textura porfídica de esta facies, aunque existe una pauta de zonado similar, son sin embargo frecuentes en los cristales de mayor tamaño, hábitos prismáticos muy alargados y zonados sectoriales bien desarrollados (Fig. III.3C), los cuales son indicativos de crecimiento más rápido (Wass, 1973). Estas características se repiten en los melanogabros y gabros olivínicos del sector de Molinos, en los que predominan cristales con zonados oscilatorios compuestos por un gran número de finas capas y se encuentran además algunos cristales alargados con zonado sectorial bien desarrollado. En estos últimos, los sectores de color rosa intenso contienen con frecuencia numerosas inclusiones aciculares de minerales opacos, similares a las descritas en el olivino, que se distribuyen o bien según las caras de crecimiento o bien en dos sistemas según los planos de exfoliación (Fig. III.3D). Los espacios entre los grandes cristales de olivino y/o clinopiroxeno están ocupados principalmente por abundantes prismas de plagioclasa (Fig. III.3E), lo que indica su cristalización algo posterior a la de olivino y clinopiroxeno. Sin embargo, algunos cristales de pequeño tamaño de plagioclasa se encuentran incluidos en las zonas de borde de clinopiroxeno, en una textura ofítica incipiente (ver Fig. III.3B). En los gabros olivínicos de textura porfídica, sin embargo, se puede apreciar en algunas zonas que las plagioclasas presentan cierta tendencia fluidal muy grosera. Las plagioclasas son de menor tamaño que los clinopiroxenos y olivinos (0.3-1 mm), con hábitos en general euhedrales y subhedrales y macla polisintética característica. Presentan zonado óptico, que es apreciable sobre todo en los cristales que forman prismas cortos (tabulares). El patrón de zonado es concéntrico, con un núcleo ancho, que ocupa buena parte del cristal y suele tener una morfología redondeada o irregular, y una o varias zonas de borde más finas y euhedrales (Fig. III.3F). Además de la plagioclasa, otra fase mineral intercumular en los gabros melanocráticos y gabros olivínicos es el anfíbol, que aparece casi siempre en grandes cristales euhedrales-subhedrales, poiquilíticos (Fig. III.4A), englobando olivino, clinopiroxeno, minerales opacos, plagioclasa y apatito, lo cual indica su carácter algo más tardío con respecto a estos. Este anfíbol es de color marrón rojizo, con acusado pleocroísmo y sin zonado. En los gabros olivínicos puede aparecer o bien en igual situación textural, o bien en cristales por lo general anhedrales, de III.2 PETROGRAFÍA 62 menor tamaño, que crecen alrededor del clinopiroxeno, rodeándolo de manera parcial o total (Fig. III.4B). Este reemplazamiento de anfíbol por clinopiroxeno provoca que los bordes de este último sean anhedrales, pero los contactos entre ambos minerales son netos y sin alteración, de modo que es probable que represente un momento de saturación en agua del magma, con la consiguiente inestabilidad del clinopiroxeno, que se resuelve con la cristalización de un ferromagnesiano hidratado. Teniendo en cuenta la proporción, desde moderada a alta de minerales intercumulares, así como la diferencia de composición de los mismos en relación con los minerales cúmulo, la facies de gabros melanocráticos y gabros olivínicos estaría formada sobre todo por ortoacumulados, con algunos tipos mesoacumulados. Como minerales siempre accesorios en esta facies aparecen mica y apatito. La mica es biotítica, con totalidades marrones-rojizas similares a las del anfíbol y pleocroísmo de leve a moderado. Texturalmente es un mineral de cristalización tardía, que crece en pequeñas placas anhedrales a borde del anfíbol y en zonas intersticiales a plagioclasa- olivino, a plagioclasa-clinopiroxeno o entre cristales de plagioclasa. La mica presenta con el olivino y los minerales opacos relaciones texturales similares a las de anfíbol con clinopiroxeno: crece a veces en los bordes del olivino, pero englobándolo tan solo parcialmente (Fig. III.4C) y envuelve completamente a los minerales opacos, especialmente a los de mayor tamaño, reemplazándolos. El apatito aparece o bien incluido en anfíbol o bien en posiciones intersticiales a anfíbol y plagioclasa, de modo que su cristalización debe ser algo anterior a la de la mica. Es de pequeño tamaño, inferior a 0.5 mm y su hábito varía desde prismas y secciones basales bien 1 mm 240 µm 1 mm 240 µm A B DC Figura III.4 Relaciones texturales en la fa- cies de melanogabros y gabros olivínicos de la intrusión de Los Molinos. A) Anfíbol poiquilítico englobando a cristales de olivi- no y clinopiroxeno. B) Anfíbol creciendo alrededor de clino- piroxeno. C) Mica rodeando parcialmente a un cristal euhe- dral de olivino. D) Apatito con pequeñas inclusiones fluidas a favor de zonas de fractura e inclusión de opaco. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 63 desarrollados, pero que presentan con frecuencia bordes con golfos, hasta secciones esqueléticas que indican cristalización muy rápida. Aunque son cristales bastante limpios, pueden presentar pequeñas inclusiones fluidas secundarias, alineadas y siguiendo preferentemente zonas de fractura o presentar pequeñas inclusiones de opacos subhedrales (Fig. III.4D). En la facies de gabros s.s. las texturas varían entre ofíticas, algo mejor desarrollada que en la facies anterior, y tendentes a intergranulares, ya que la plagioclasa es, en general, más abundante, de mayor tamaño y algo más temprana, y olivino y clinopiroxeno, de menor tamaño en general que en la facies de melanogabros y gabros olivínicos, cristalizan a veces en los huecos angulares formados por prismas de plagioclasas. La textura general muestra cierta tendencia hacia intergranular, aunque no bien desarrollada (Fig. III.5A). El olivino aparece en cristales de 0.5 a 2 mm, con hábito de subhedral a anhedral y sin zonar y se encuentra algo más alterado que en la facies de melanogabro-gabro olivínico. El clinopiroxeno presenta características y patrones de zonado similares a los ya descritos en dicha facies. Sin embargo, en los gabros s.s., sobre todo en el sector de Molinos, son mucho más frecuentes los zonados sectoriales (Fig. III.5B), bien desarrollados en los prismas de 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm A B DC E F Figura III.5 Relaciones texturales en la facies de gabros s.s. y leuco- gabros de la intrusión de Los Molinos. A) Textura general intergranular de las facies de gabro s.s. B) Clinopiroxeno con zonado sectorial e inclusiones de plagioclasas y opacos. C) Plagioclasa con zonado con- céntrico, con núcleo corroído y un recrecimiento de euhedral a subhedral. D) Plagioclasa con hábito anhedral, con zonado oscilatorio y bordes corroí- dos. E) Anfíbol poiquilítico que sustituye a clinopiroxeno. F) Cristales de apatito creciendo entre cristales de plagioclasa y clinopiroxeno. III.2 PETROGRAFÍA 64 clinopiroxeno más alargados e imperfectos en el resto de cristales. Hay muchos cristales que presentan zonado en parches, que podrían corresponder a secciones de sectores imperfectos. Las plagioclasas en los gabros s.s. alcanzan, como ya se ha comentado, mayor tamaño, de manera que se encuentran cristales de hasta 2 mm, con hábitos prismáticos algo más anchos y menos alargados, y cristales de pequeño tamaño y relación textural similar a la ya descrita en melanogabros y gabros olivínicos. Los cristales de mayor tamaño presentan zonado concéntrico, con núcleo corroído y un recrecimiento de euhedral a subhedral (Fig. III.5C), así como inclusiones de pequeños opacos subhedrales, siempre de menor tamaño que los que aparecen incluidos en clinopiroxeno, y que se concentran preferentemente en las zonas de centro de cristal o bien separando diferentes zonas de crecimiento. Ocasionalmente, algunos de los cristales de plagioclasa presentan hábito anhedral, con zonado oscilatorio y bordes corroídos (Fig. III.5D). El anfíbol y la mica presentan idénticas relaciones texturales que en la facies de melanogabros y gabros olivínicos (Fig. III.5E). El apatito aparece en cristales de tamaño algo mayor y forman prismas alargados y secciones basales euhedrales, normalmente entre cristales de plagioclasa (Fig. III.5F). El tránsito entre la facies de gabros s.s. y la de leucogabros está marcado por la aparición de laminación ígnea (Fig. III.6A), definida por bandas ricas en plagioclasa y bandas ricas en clinopiroxeno, que es reflejo de los bandeados observados a escala de aforamiento (capítulo II). Esta textura es puntual en la facies de gabros s.s. y mucho más acusada en la facies de leucogabros, especialmente en el sector de Molinos. En las muestras en las que no es tan acusada la laminación ígnea, la textura varía desde ofítica (Fig. III.6B) a intergranular bien desarrollada, debido a la mayor abundancia de plagioclasa, que desarrolla prismas de gran tamaño, entre cuyos ángulos cristalizan los minerales ferromagnesianos y opacos (Fig. III.6C). El poco olivino que aparece en esta facies es pequeño y redondeado, por lo general bastante alterado (Fig. III.6D). El clinopiroxeno muestra un patrón de zonado similar al descrito en los gabros s.s., con fuerte dominio del zonado sectorial, especialmente en el cuerpo de leucogabros de mayor tamaño del sector de Molinos (punto 21, Fig. II.4). Tanto clinopiroxeno como plagioclasa presentan con frecuencia hábitos muy alargados, y también el apatito, que crece en prismas euhedrales entre los cristales de plagioclasa (Fig. III.6E), o entre clinopiroxeno y plagioclasa. En esta facies el apatito aparece también a veces incluido en los cristales de mica (Fig. III.6F). La alteración de todas las facies de gabros descritas es moderada, aunque siempre presente. Los minerales secundarios en orden de abundancia son sericita, clorita, iddingsita, epidota y minerales del grupo de la serpentina. Esta asociación mineral fue descrita por Galindo (1978) como debida a transformaciones secundarias de carácter hidrotermal. En consonancia con ello, la presencia de inclusiones fluidas como las III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 65 descritas en el apatito, secundarias (a favor de fracturas) se observa también en olivino, clinopiroxeno y plagioclasa. Ocasionalmente, además, aparece en los bordes de anfíbol o mica, un anfíbol de color verde y ligero pleocroísmo, con hábito fibroso y sin zonado, que parece representar a su vez una fase mineral, o bien muy tardía en el proceso magmático o bien, con mayor probabilidad, ya hidrotermal. III.2.2.- CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS III.2.2.1.- Cuerpos pegmatoides Los cuerpos pegmatoides distinguidos en la cartografía de la intrusión de Los Molinos están formados mayoritariamente por gabros s.s., siempre sin olivino y con menor frecuencia, son de carácter anfibólico (pegmatoides anfibólicos en Tabla III.2 y gabros anfibólicos en Fig. III.7). En estos últimos, es característica la importante alteración que presenta la parte félsica, que sin embargo se encuentra formada exclusivamente por plagioclasa, al igual que sucede en las facies de gabros con las que 1 mm 1 mm 1 mm 240 µm 1 mm 1 mm A B DC E F Figura III.6 Relaciones texturales en la facies de gabros s.s. y leuco- gabros de la intrusión de Los Molinos. A) Laminación ígnea marcada por la orientación de plagioclasas y clinopiroxenos alargados. B) Textura inter- granular en las facies de leu- cogabro. C) Clinopiroxeno y opaco creciendo en las zonas de ángulo de la plagioclasa. D) Olivino con elevada alteración. En el centro está reemplazado parcialmente por carbonato y en los bordes por iddingsita y clorita. E) Apatito subhedral creciendo entre plagioclasa. F) Apatitos subhedrales-euhe- drales incluidos en mica o cre- ciendo entre clinopiroxenos y opacos. III.2 PETROGRAFÍA 66 estos cuerpos pegmatoides presentan contacto gradual en el campo (ver capítulo II, Fig. II.7). La textura es de tipo ofítico, aunque con predominio, dentro de los minerales ferromagnesianos, del anfíbol. Este aparece en cristales de 2-3 mm, euhedrales-subhedrales, con color y pleocroísmo similares a los del resto de facies de gabro, pero con un sutil zonado concéntrico, marcado por la presencia de una fina zona de recrecimiento alrededor de un núcleo algo redondeado. El clinopiroxeno también está presente, pero es muy poco abundante (Tabla III.2). Forma cristales muy alargados, como los descritos en las facies de gabros s.s. y leucogabros, pero que se encuentran siempre completamente rodeados por anfíbol y con frecuencia casi completamente alterados (Fig. III. 8A). El anfíbol que los rodea presenta las mismas características de color, pleocroísmo y ligero zonado que el que forma cristales aislados, arriba descrito, de manera que debe formarse primero a partir del clinopiroxeno para después seguir Q A P F 90 90 60 60 20 20 5 5 10 35 65 90 10 10 60 60 Granito rico en cuarzo Gr an ito d e fe ld . a lca lin o Granito Grano- diorita Tonalita Cuarzo- sienita Cuarzo- monzonita Cuarzo- monzodiorita Qtz. Diorita/ Qtz. Gabro Diorita/Gabro/ Anortosita MonzodioritaMonzonitaSienita Cuarzo-sienita de feld. alcalino Sienita de feld. alcalino Sienita de feld. alcalino con foides Sienita con foides Monzonita con foides Monzodiorita con foides Diorita/Gabro/ Anortosita con foides Sie ni ta fo id íti ca Monzosienita foidítica Monzodiorita foidítica Gabro/Norita foidítico Foidolita Vena porfídica anfibólica Venas anortosíticas Venas sieníticas Venas sieníticas de feldespato alcalino Pegmatoides anfibólicos Plg Px Hbl 90 65 35 10 ANORTOSITA leuco- GABROS mela- ROCAS ULTRAMÁFICAS Anortosita 10 50 90 Piroxenita con plagioclasa Piroxenita horbléndica con plagioclasa Horblendita piroxénica con plagioclasa Horblendita con plagioclasa Gabronorita Gabronorita piroxénico- horbléndica Gabro horbléndico Figura III.7 Diagrama de clasificación de rocas ígneas plutónicas QAPF de Streckeisen (1973), en el que se ha proyectado la com- posición modal de las facies pegmatoides anfibólicas y venas félsicas asociadas a los gabros en la intrusión de Los Molinos. Q: Cuarzo. A: Feldes- pato alcalino. P: Plagioclasa. F: Feldespatoides. Muestra Sector Clasf. Pl Afs Cpx Opq Amp Bt Ap Spn Otros AC 23-9 Molinos VPA 39.8 0.0 12.7 7.5 25.5 11.0 1.1 1.6 0.8 AC 5-1 Morro Negro PA 28.9 0.0 13.2 15.0 24.5 1.2 6.5 0.0 10.7 AC 5-2 Morro Negro PA 39.9 0.0 8.7 10.7 22.9 5.7 3.4 0.0 8.7 AC 21-4 Molinos VA 83.8 0.0 6.4 3.2 0.0 2.6 1.1 0.6 2.3 AC 21-5 Molinos VA 81.7 0.0 8.1 3.9 0.0 3.0 1.0 0.6 1.9 AC 13-2 Morro Negro VS 12.6 66.3 7.0 6.3 0.0 5.3 1.0 0.3 0.7 AC 137-1 Molinos VS 10.6 51.9 2.3 8.2 13.1 0.0 1.1 0.3 12.2 AC 69-5 Morro Negro VSFA 0.0 82.8 9.6 3.0 1.0 0.2 0.4 1.7 1.3 AC 81-3 Morro Negro VSFA 4.2 80.6 0.0 2.8 0.0 8.7 0.2 0.4 3.1 AC 155-1 Molinos VSFA 0.0 80.9 8.6 4.1 0.0 2.9 0.2 0.4 2.9 AC 145a-1 Molinos VSFA 0.0 81.0 5.4 3.2 0.0 8.2 0.4 1.6 0.2 AC 23-2 Molinos VSFA 0.0 85.9 4.8 3.2 0.0 2.3 0.5 0.7 2.7 Pl: Plagioclasa; Afs: Feldespato alcalino; Cpx: Clinopiroxeno; Opq: Opacos; Amp: anfíbol; Bt: Biotita; Ap: Apatito; Spn: Esfena. VPA: Vena prfídica anfibólica; PA: Pegmatoide anfibólico; VA: Vena anortosítica; VS: Vena sienítica; VSFA: Vena sienítica de feldespato alcalino. Otros: incluye minerales secundarios: epidota, calcita, clorita y sericita. Olivino (2.4 %), sólo en el caso de la muestra AC 5.2. Tabla III.2 Composición modal de los cuerpos pegmatoides anfibóli- cos y venas félsicas asociados a los gabros en la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 67 cristalizando prácticamente como único mineral ferromagnesiano, con algo de mica accesoria. El apatito llega a ser bastante abundante en estas rocas (Tabla III.2) apareciendo en minúsculos cristales incluidos en el anfíbol (Fig. III.8B). III.2.2.2.- Venas félsicas Entre las venas félsicas que se describieron en el capítulo II asociadas a las distintas facies de gabros, se han diferenciado cuatro tipos que son, en orden ascendente de abundancia: venas porfídicas anfibólicas, venas anortosíticas, venas sieníticas y venas sieníticas de feldespato alcalino. III.2.2.2.1.- Venas porfídicas anfibólicas Las venas porfídicas anfibólicas sólo aparecen en el sector de Molinos, cortando a los leucogabros con direcciones tanto paralelas como transversales al bandeado modal de éstos (ver capítulo II). Este tipo de 1 mm1 mm 1 mm1 mm 1 cm A B DC E F 240 µm 240 µm Figura III.8 Relaciones texturales en la fa- cies pegmatoides anfibólicas y venas porfídicas anfibólicas de la intrusión de Los Molinos. A) Clinopiroxenos total y parcial- mente reemplazados por anfí- bol euhedral. B) Inclusiones de apatito en anfíbol euhedral. C) Pórfidos de anfíbol y mica. D) Esfena euhedral. E y F) Matriz formada por clinopiroxenos in- coloros, plagioclasa, minerales opacos, esfena, apatito y mica. III.2 PETROGRAFÍA 68 venas son composicionalmente muy próximas a los gabros anfibólicos que forman parte de los cuerpos pegmatoides (Fig. III.7) y presentan una textura fuertemente inequigranular, marcada por grandes cristales de anfíbol y mica biotítica (Ø > 1.5 cm) en una matriz fanerítica, aproximadamente equigranular, de grano medio a grano fino (Fig. III.8C), formada por plagioclasa, clinopiroxeno, opacos, esfena y apatito (Fig. III.8E y III.8F). Los grandes cristales de anfíbol presentan el mismo zonado ligero que se describió para los gabros anfibólicos (reborde ligeramente más verdoso, Fig. III.8C) y la mica es subhedral y suele desarrollarse al borde del anfíbol. Ambos presentan pleocroísmo acusado, en tonos pardos o pardo-rojizos y contienen inclusiones de minerales opacos, apatito y plagioclasa (Fig. III.8E, flecha roja). Además, parecen estar rodeados de cristales de plagioclasa que son de tamaño ligeramente mayor que las plagioclasas de la matriz. Estas plagioclasas presentan hábito subhedral-euhedral y zonado concéntrico, mientras que la plagioclasa de la matriz presenta hábito subhedral-anhedral, con los cristales de menor tamaño redondeados o irregulares. El clinopiroxeno es incoloro, de hábito subhedral y bordes redondeados. Presenta inclusiones de minerales opacos y no está zonado. Los minerales opacos son muy abundantes, tienen hábitos de subhedrales a anhedrales y con frecuencia, están rodeados total o parcialmente por pequeños cristales de biotita. El apatito es euhedral y de pequeño tamaño, formando pequeños prismas idiomorfos. La esfena es de euhedral a subhedral, con hábito típico en cuña y tamaño de 1-2 mm y no presenta zonado (Fig. III.8D). Suele aparecer en las zonas próximas a los grandes cristales de anfíbol y mica, junto a las plagioclasas de mayor tamaño. Texturas como la de estas venas, fuertemente inequigranulares, con grandes cristales poiquilíticos en una matriz de grano mucho más fino y tendencia equigranular, recuerdan a algunas texturas descritas en sistemas de aplita-pegmatita (Jahns y Tuttle, 1963). Estos autores describen, en sistemas graníticos, la existencia de aplitas porfídicas con megacristales de feldespato. Proponen que se forman a partir de un magma pegmatítico (es decir, que contiene gran cantidad de volátiles) y en el que durante la cristalización se segrega una fase vapor, que concentra el potasio separándolo del sodio, a partir de la cual cristalizan los megacristales alcanzando gran tamaño. En el caso que nos ocupa, son precisamente los minerales potásicos e hidratados (mica y anfíbol) los que están presentes como grandes cristales, y el resto de minerales forma una paragénesis similar a la que cristaliza en la facies de leucogabros del cuerpo al que atraviesan estas venas porfídicas en el sector de Molinos. El proceso podría haber ocurrido de la siguiente manera: 1) se produce la inyección de un magma rico en volátiles, residual de la cristalización del cuerpo de leucogabros en estas venas; tenemos rápido enfriamiento inicial, con altas tasas de nucleación, de modo que cristalizan como minerales tempranos III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 69 minerales opacos, apatito y algo de plagioclasa de pequeño tamaño; 2) ese sobreenfriamiento inicial hace que se concentre en el magma residual una fase vapor que concentra el potasio y provoca la formación de grandes cristales de anfíbol y mica; 3) la desgasificación hace que localmente aumente la temperatura del liquidus y el magma vuelve a saturarse en minerales de mayor temperatura (plagioclasa que rodea a anfíbol y mica + esfena) y 4) tras esto cristalizan el resto de minerales de la matriz, incluyendo clinopiroxeno, que vuelve a ser estable en el residuo anhidro. Por tanto, estas venas que fueron descritas en el capítulo II como zonas de tipo miarolítico, parecen presentar texturas consistentes con dicho origen, apoyando una mayor concentración de volátiles en el sector de Molinos, lo cual a su vez se encuentra acorde con que este sector represente una parte más somera de la intrusión. III.2.2.2.2.- Venas anortosíticas y sieníticas Los restantes tipos de venas félsicas que cortan a las distintas facies de gabros se distinguen, al igual que éstos, por variación en las proporciones modales de sus minerales más abundantes, que aquí están representados por plagioclasa y feldespato alcalino. Así, existen venas que concentran fuertemente la plagioclasa, sin contener feldespato alcalino y con sólo cantidades menores de clinopiroxeno y minerales opacos, por lo cual en los diagramas de clasificación, se sitúan en el campo de anortositas (Fig. III.7). Sin embargo, el tipo de vena félsica más abundante, contiene tanto plagioclasa como feldespato alcalino, para proporciones similares de clinopiroxeno y minerales opacos, y se clasifica, dentro del diagrama QAPF, en dos subtipos: sienitas y sienitas 1 mm 1 mm 240 µm 240 µm A B DC 240 µm Figura III.9 A) Vena anortosítica con lami- nación ígnea muy marcada. B) Vena sienítica. Agregado de minerales coloreados: cli- nopiroxeno, opacos y mica. C) Vena sienítica de feldespato alcalino. Clinopiroxeno subhe- dral de color verde, minerales opacos y micas. El feldespato alcalino presenta un aspecto sucio debido por un lado al reemplazamiento parcial que están sufriendo a sericita y, por otro, a la pertitización. D) Vena sienítica de feldespato alcalino. Micas subhedrales. III.2 PETROGRAFÍA 70 de feldespato alcalino, cuando éste llega a ser mayoritario (Fig. III.7). Las venas anortosíticas sólo aparecen en el sector de Molinos en relación con la facies de leucogabros, mientras que las venas sieníticas de ambos tipos aparecen tanto en el sector de Morro Negro como en el sector de Molinos, aunque en este último son mucho más frecuentes y están más relacionadas con las facies de gabros s.s. y leucogabros que con las facies melanocráticas. Todas estas venas presentan textura fanerítica, granular hipidiomorfa de grano medio en los tipos anortosíticos y de grano medio a grueso en los dos tipos sieníticos. La textura general en las venas de anortosita está definida por una acusada laminación ígnea (Fig. III.9A), similar a la descrita en la facies de leucogabros a los que se asocian, mientras que en las venas sieníticas las texturas tienden a ser intergranulares, a veces con ligera orientación fluidal marcada por los grandes cristales de plagioclasa. Todas ellas están formadas, aparte de los feldespatos, por clinopiroxeno, minerales opacos, anfíbol, mica, apatito, esfena (Tabla III.2) y ocasionalmente circón en el caso de las venas sieníticas. Las plagioclasas en las venas anortosíticas presentan hábito de euhedral a subhedral, con formas prismáticas y un tamaño que varía de 0.5 a 2 mm. No presentan zonado, o éste no se llega a apreciar, dado que están afectadas por alteración moderada en los bordes de cristal, con reemplazamientos de sericita. En las venas de sienita, la plagioclasa es algo más grande (3-5 mm) que el feldespato alcalino (1-3 mm) y menos abundante que éste. Su hábito es subhedral y forma prismas tabulares sin zonado, que a veces pueden contener pequeños cristales de minerales opacos. El feldespato alcalino presenta hábito anhedral, un grado de alteración elevado y normalmente está pertitizado. La morfología de las pertitas se describirá en la sección III.3, a partir de imágenes BSE (Back-scattered electrons). Los cristales de menor tamaño, libres de pertitas, presentan zonado concéntrico. El clinopiroxeno aparece en cristales de pequeño tamaño (0.5-1.3 mm) y hábito subhedral a anhedral en todas las venas. En los tipos anortosíticos presenta color rosado y ligero pleocroísmo, similares a los del clinopiroxeno de las facies de gabros, aunque sin zonar (Fig. III.9B). Este clinopiroxeno podría ser semejante en composición al que forma la zona de borde más externa de los cristales en todas las facies de gabros. Sin embargo, en las venas sieníticas, el clinopiroxeno es de color verde claro y sin pleocroísmo, también sin zonar (Fig. III.9C). Los minerales opacos tienen hábito euhedral cuando aparecen incluidos en clinopiroxeno (lo cual sucede en los dos tipos de este mineral descritos en el párrafo anterior), o en plagioclasa, anfíbol y mica, lo que sucede en los dos tipos de venas sieníticas. Cuando aparecen como minerales aislados son subhedrales y pueden estar parcialmente rodeados por mica, al igual que se ha descrito en las facies de gabros. Esta mica (Fig. III.9D) es también de características III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 71 similares a la presente en los gabros, salvo por el hecho de estar en ocasiones parcialmente reemplazada por clorita. El anfíbol es muy poco común en estas venas y sólo ha sido identificado en una muestra (AC 137-1, vena de sienita). Presenta características de color, pleocroísmo y ligero zonado similares a las del anfíbol de cuerpos pegmatoides y venas anfibólicas. Aparece en prismas aislados, subhedrales, en ocasiones con macla de dos individuos, así como en agregados de cristales de pequeño tamaño y contornos redondeados. Normalmente presenta inclusiones de opacos y una alteración moderada a anfíbol verdoso alrededor de los bordes de cristal. Apatito y esfena aparecen como minerales accesorios en muy baja proporción. El apatito presenta aproximadamente el mismo tamaño que la mica en las venas anortosíticas, donde aparece en prismas euhedrales, y es diminuto y de hábito acicular en las venas de tipo sienítico. La esfena, a su vez, también disminuye de tamaño de las venas anortosíticas a las sieníticas, en las que aparece en cuñas diminutas que crecen asociadas al feldespato alcalino. Las características mineralógicas y texturales de las venas félsicas, tanto de tipo anortosítico como de tipo sienítico, son en buena medida similares a las de los gabros de las facies más félsicas, lo cual sugiere que pudieran representar residuos finales de la cristalización de estos últimos. III.2 PETROGRAFÍA 72 III.3.- QUÍMICA MINERAL DE ELEMENTOS MAYORES Y TRAZA La composición química de elementos mayores de olivino, clinopiroxeno, feldespato, anfíbol, minerales opacos, biotita, apatito, esfena y circón, junto con elementos traza en esfena, se determinó mediante microsonda de electrones, mientras que, los elementos traza en clinopiroxeno, plagioclasa, anfíbol y apatito se determinaron mediante Láser ICP-MS (ver capítulo I.3). Las imágenes de electrones retrodispersados (BSE, Back-scattered electrons) fueron obtenidas desde la microsonda de electrones. Los análisis de elementos mayores y traza para todos los minerales analizados se han recopilado en el anexo IX.2.1, dentro del CD adjunto con el manuscrito de este trabajo. III.3.1.- GABROS Al igual que en la petrografía, la composición química de los minerales en las distintas facies de gabros, cuerpos pegmatoides asociados y venas félsicas, las descripciones sobre la química mineral que a continuación se presentan se van a realizar teniendo en cuenta todas las facies al mismo tiempo e indicando, cuando fuera necesario, las diferencias composicionales entre unas facies y otras. III.3.1.1.- Olivino La fórmula estructural del olivino fue calculada considerando cuatro oxígenos y tres cationes. El cálculo del Fe2+ y Fe3+ se obtuvo mediante el método de balance de cargas de Droop (1987). Los olivinos se han clasificado teniendo en cuenta los términos finales de forsterita (Mg2SiO4) y fayalita ((Fe2+)2SiO4) establecidos por Deer et al., (1992). La variación composicional global del olivino es muy similar tanto en el sector de Morro Negro como en el sector de Molinos, aunque dentro de cada muestra no suele superar el 3 % en componente forsterítico, en concordancia con la ausencia de zonado óptico descrita en la sección III.2. Sin embargo, desde las facies melanocráticas hasta las facies de gabros s.s., el olivino va siendo más pobre en MgO y más rico en FeO. De este modo, el intervalo de composiciones que presentan las facies melanocráticas varía desde Fo80Fa20 hasta Fo65Fa35, mientras que en la facies de gabros s.s. la variación queda restringida a Fo64Fa36 - Fo61Fa39. Si observamos la variación por muestras, parece existir cierta tendencia a que el olivino disminuya su contenido en forsterita, dentro de una misma facies (melanogabros y gabros olivínicos) desde las partes bajas del sector de Morro Negro (muestras del punto 6, Fo78-74 y Fo71- 70) hacia partes estratigráficamente más altas (muestras de los puntos 15, Fo71-69 y 12, Fo70-69 respectivamente). La comparación de estas III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 73 composiciones con las del cuerpo de melanogabros y gabros olivínicos más meridional del sector de Molinos (muestra del punto 29, Fo68-65) es también consistente con esta tendencia. Sin embargo, en el cuerpo más septentrional (muestra del punto 131, Fo80-77) se invierte, por lo que el patrón debe ser más irregular y podría estar relacionado con la existencia de varios pulsos magmáticos. Los elementos traza más abundantes en los olivinos de la intrusión de Los Molinos son CaO y NiO. El CaO presenta contenidos de entre 0.02 y 1.61 % en peso en las facies melanocráticas, y hasta 0.25 % en peso en los gabros s.s. El MnO, a su vez, varía entre 0.04-0.6 % en peso en las facies melanocráticas y puede alcanzar valores de hasta 0.8 % en peso en los gabros s.s. Ambos tienden ligeramente a aumentar a medida que disminuye el contenido en forsterita (Fig. III.10A y B), lo que indica su sustitución por Fe2+ en la estructura del olivino. Por otra parte, NiO, Al2O3 y Cr2O3 no se correlacionan con el contenido en forsterita, sino que tienden a disminuir de centro a borde de cristal para una misma muestra (Tabla IX.2.1) y desde los olivinos de facies melanocráticas a los de la facies de gabro s.s. (Fig. III.10 C, D, E y F). Este descenso de los contenidos de Al2O3 y Cr2O3 puede ser debido a la presencia de las inclusiones de minerales opacos que se describieron en la sección III.2. Dada la variación observada en MgO y FeO en los olivinos de la intrusión de Los Molinos, se han estimado sus temperaturas de cristalización a partir de su contenido de CaO en olivino, con el geobarómetro propuesto por De Hoog et al., (2010): TCa-ol ( oC) = ((10539 + 79.8P) / (15.45 – lnCaol)) – 273 0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00 1.20 1.40 1.60 1.80 2.00 50 60 70 80 90 100 Ca O (% e n pe so ) Fo 0.00 0.10 0.20 0.30 0.40 0.50 0.60 0.70 0.80 0.90 1.00 50 60 70 80 90 100 M nO (% e n pe so ) Fo 0.00 0.05 0.10 0.15 0.20 0.25 0.30 50 60 70 80 90 100 N iO (% e n pe so ) Fo 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.09 0.10 50 60 70 80 90 100 Al 2O 3 (% e n pe so ) Fo 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 50 60 70 80 90 100 Cr 2O 3 (% e n pe so ) Fo 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.09 0.10 50 60 70 80 90 100 Al 2O 3 + Cr 2O 3 (% e n pe so ) Fo A B DC E F Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Figura III.10 Diagramas de variación com- posicional para elementos tra- za en los olivinos de las facies de melanogabro-gabro olivíni- co y gabro s.s. de la intrusión de Los Molinos. Ver texto para explicación. III.3 QUÍMICA MINERAL 74 donde Caol es el contenido en Ca en ppm, y P es presión, en Kb. Dado que este termómetro presenta una ecuación ligeramente dependiente de la presión, se han obtenido los valores de temperaturas para un intervalo de entre 1 y 4 kb, ya que según Jurewicz y Watson (1988) los olivinos que presentan cantidades de Ca CaO ≥ 0.2 % en peso (como ocurre en la intrusión de Los Molinos, ver anexo, Tabla IX.2.1) han cristalizado a baja presión. Los resultados de estos cálculos se muestran en la Tabla III.3. El promedio de las temperaturas calculadas a 1 ó 4 Kb varía entre los 22o y 44oC, aproximadamente dentro del rango de error establecido para este geotermómetro (32oC, De Hoog et al., 2010), de modo que se puede considerar que el intervalo de presión estimado no modifica sustancialmente la temperatura de cristalización obtenida. Los promedios de temperatura de cristalización de olivino son ligeramente superiores en los centros que en los bordes de cristal y mayores en el sector de Morro Negro que en el sector de Molinos. Estos promedios son de 1136oC – 1167oC para los centros de olivino en el sector de Morro Negro a 1 y 4 Kb respectivamente y de 1123oC – 1156oC para los bordes del cristal en el mismo sector, mientras que en el sector de Muestra Sector Clasificación Análisis Area del cristal Fosrterita TCa-Ol(1 Kbar) TCa-Ol(4Kbar) 61332 Morro Negro MO y GO 53 Centro 66.41 1033.22 1062.67 61332 Morro Negro MO y GO 95 Centro 65.05 1085.89 1116.53 AC 6-1 Morro Negro MO y GO 94 Centro 71.40 1137.52 1169.32 AC 6-1 Morro Negro MO y GO 110 Centro 70.09 1091.70 1122.46 AC 6-1 Morro Negro MO y GO 141 Centro 70.28 1225.15 1258.93 AC 6-1 Morro Negro MO y GO 9 Centro 71.02 1085.89 1116.53 AC 6-1 Morro Negro MO y GO 14 Centro 69.46 1054.46 1084.39 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 4 Centro 74.44 988.58 1017.02 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 6 Centro 75.33 1034.71 1064.19 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 15 Centro 78.62 1650.03 1693.39 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 35 Centro 75.36 1051.75 1081.61 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 50 Centro 75.61 1089.39 1120.11 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 58 Centro 69.04 1051.75 1081.61 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 114 Centro 69.72 1140.35 1172.22 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 118 Centro 69.94 1172.19 1204.77 AC 15-5 Morro Negro MO y GO 99 Centro 71.21 1115.67 1146.98 AC 81-4 Morro Negro G 17 Centro 60.49 1185.21 1218.08 AC 81-4 Morro Negro G 69 Centro 63.61 1213.89 1247.41 AC 81-4 Morro Negro G 53 Centro 61.43 1167.99 1200.48 AC 6-1 Morro Negro MO y GO 84 Borde 71.56 1144.09 1176.04 AC 6-1 Morro Negro MO y GO 109 Borde 69.65 1059.79 1089.84 AC 6-1 Morro Negro MO y GO 140 Borde 69.56 1098.48 1129.40 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 16 Borde 78.00 1683.47 1727.58 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 34 Borde 76.64 981.03 1009.31 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 113 Borde 70.09 1034.71 1064.19 AC 15-5 Morro Negro MO y GO 45 Borde 69.46 986.72 1015.12 AC 15-5 Morro Negro MO y GO 79 Borde 69.15 997.62 1026.27 AC 29-3 Molinos MO y GO 1 Centro 67.14 1136.56 1168.34 AC 29-3 Molinos MO y GO 19 Centro 66.77 928.06 955.13 AC 29-3 Molinos MO y GO 24 Centro 68.11 1061.11 1091.18 AC 29-3 Molinos MO y GO 43 Centro 64.80 1235.34 1269.34 AC 29-3 Molinos MO y GO 71 Centro 67.01 958.61 986.38 AC 131-1 Molinos MO y GO 1 Centro 78.45 797.32 821.45 AC 131-1 Molinos MO y GO 10 Centro 77.76 925.47 952.49 AC 131-1 Molinos MO y GO 20 Centro 79.18 690.62 712.34 AC 29-3 Molinos MO y GO 42 Borde 65.09 894.17 920.48 AC 29-3 Molinos MO y GO 45 Borde 64.85 1019.39 1048.53 AC 29-3 Molinos MO y GO 70 Borde 67.10 1061.11 1091.18 AC 131-1 Molinos MO y GO 9 Borde 77.40 925.47 952.49 AC 131-1 Molinos MO y GO 19 Borde 79.62 870.63 896.42 La columna de forsterita se refiere a la cantidad de esta molécula obtenida a partir del análisis (ver Tabla IX.2.1) Tabla III.3 Temperaturas basadas en la cantidad de CaO en olvinino (De Hoog, 2010). III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 75 Molinos, los centros de olivino presentan temperaturas promedio de 967oC – 995oC y los bordes de 954oC – 982oC (Tabla III.3). En este último sector, se han hallado temperaturas de entre 701 y 883 oC (muestra AC 131-1) que corresponden a las calculadas en olivinos con los contenidos de forsterita más elevados para toda la intrusión (Fo > 78, Tabla III.3), parecen indicar que estos cristales han debido cristalizar a mayor presión que el resto. III.3.1.2.- Clinopiroxeno La fórmula estructural del clinopiroxeno fue calculada considerando seis oxígenos y cuatro cationes. El cálculo de Fe2+ y Fe3+ se obtuvo mediante el método de balance de cargas de Droop (1987). La clasificación se ha realizado teniendo en cuenta los términos finales de enstatita (Mg2Si2O6), ferrosilita (Fe2+ 2Si2O6) y wollastonita (CaSiO3) según Morimoto et al., (1988). En la facies de melanogabros y gabros olivínicos, existen ciertas diferencias en la composición del clinopiroxeno por sectores. Así, en algunas muestras situadas en las partes más bajas del sector de Morro Negro (61332 y AC 6-1), el clinopiroxeno es de tipo augita, rica en Al2O3 y Cr2O3 (Fig. III.11). Este clinopiroxeno presenta, como se describió en la sección III.2, un zonado muy sutil, de concéntrico a oscilatorio, pero con poco número de zonas de contorno irregular (Fig. III.12A). Esas ligeras oscilaciones corresponden, composicionalmente, a zonas algo enriquecidas en calcio, de modo que pasan a ser diopsídicas, y con algo mayor TiO2 y Al2O3, aunque en general ambos elementos se encuentran en concentraciones bajas (alrededor del 1 % y del 2-3 % en peso, respectivamente). El zonado concéntrico, también sutil, está 0 20 40 60 80 100 100 80 60 40 20 0100 80 60 40 20 0 En Fe Wo Diopsido Hedenbergita Augita Wollastonita Pigeonita FerrosilitaEnstatita Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. LeucogabrosM ol in os M or ro N eg ro Figura III.11 Diagrama de clasificación de los clinopiroxenos para las fa- cies de melanogabro-gabro oli- vínico, gabro s.s. y leucogabro de la intrusión de Los Molinos, según Morimoto et al., (1988). Wo: wollastonita. Fe: ferrosili- ta. En: enstatita. III.3 QUÍMICA MINERAL 76 marcado por el descenso de Cr2O3 de centros a bordes de cristal, desde 0.7 hasta 0.2 % en peso. En el resto de melanogabros y gabros olivínicos del sector de Morro Negro, los clinopiroxenos son diópsidos (Fig. III.11), siempre ricos en Al2O3. Los zonados oscilatorios están marcados por la variación de Cr2O3, Al2O3 y Feototal, que probablemente se encuentra relacionada con la co-cristalización de óxidos tempranos (ver sección III.2). Algunas zonas con morfología irregular (parches) son de diópsido subsilícico, enriquecido en CaO (> 23 % en peso), Al2O3 (hasta 6 % en peso) y TiO2 (hasta 3 % en peso). Los contenidos de Na2O en ambas zonas del sector de Morro Negro son bajos y bastante constantes, entre 0.3 y 0.5 % en peso. Los clinopiroxenos de los melanogabros y gabros olivínicos del sector de Molinos presentan composiciones similares a las que se acaban de describir, a excepción de que en ellos los contenidos de Na2O llegan a alcanzar hasta un 1 % en peso y son algo más comunes los parches enriquecidos en CaO, TiO2 y Al2O3 (Fig. III.12B). 500 µm500 µm 500 µm 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 1 2 3 4 5 MgO FeOt TiO2 Al2O3 1 2 3 4 5 500 µm 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 1 2 3 4 5 MgO FeOt TiO2 Al2O3 1 2 3 4 5 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 1 2 3 4 MgO FeOt TiO2 Al2O3 1 2 3 4 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 1 2 3 4 5 MgO FeOt TiO2 Al2O3 1 2 3 4 5 A B C D Figura III.12 Imágenes BSE de los clinopi- roxenos de las facies de mela- nogabro-gabro olivínico y ga- bro s.s. de la intrusión de Los Molinos. Las zonas claras, que corresponden a zonas colorea- das en el microscopio óptico, se encuentran enriquecidas en TiO2 y Al2O3 y empobrecidas en MgO con respecto a las oscu- ras, (zonas no coloreadas en el microscopio óptico). A) Clinopi- roxeno con zonado ligeramen- te oscilatorio en una muestra de melanogabro olivínico del sector de Morro Negro. B) Cli- nopiroxeno de un gabro olivíni- co en el sector de Molinos, que presenta un parche claro en el borde de cristal, con fuerte en- riquecimiento en TiO2 y Al2O3. C) Clinopiroxeno de la facies de gabro s.s. con zonado en par- ches. D) Clinopiroxeno de una muestra de gabro s.s. perte- neciente al sector de Molinos, que presenta zonado sectorial imperfecto. Obsérvese la si- militud de composición con el zonado en parches del clinopi- roxeno en C. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 77 Estas variaciones pueden ser explicadas en términos de la siguiente sustitución acoplada: M1 Mg + T 2Si → M1 Ti + T 2Al , en la cual el titanio entra a sustituir a magnesio en las posiciones octaédricas del clinopiroxeno, y el aumento de carga positiva que ello supone es compensado con la sustitución de aluminio por sílice en las posiciones tetraédricas. La buena correlación positiva entre Ti y AlIV que aparece en todas las facies de gabros (Fig. III.13) confirma la dominancia de esta sustitución en la variación composicional del clinopiroxeno. En los gabros s.s., la composición del clinopiroxeno es muy constante. Es de tipo diópsido (Fig. III.11), rico en Al2O3, con leve zonado que produce algunos parches o zonas de borde de cristal que siguen el patrón de sustitución acoplada mencionado anteriormente (Fig. III.12C). Además, algunas muestras del sector de Molinos llegan a desarrollar sectores algo imperfectos, también enriquecidos en TiO2 (hasta el 4 % en peso) y Al2O3 (hasta el 6 % en peso) (Fig. III.12D). Como ya se comentó en la sección III.2, los zonados en parches parecen corresponder en realidad a zonados sectoriales imperfectamente desarrollados, dada la similitud de composiciones entre ambos casos texturales. El Na2O en esta facies presenta contenidos de 0.5-0.6 % en peso, que tienden a aumentar hasta 0.8 % en peso en las zonas de borde de cristal. La composición en el clinopiroxeno de la facies de leucogabro es también monótona. Se trata de diópsido rico en Al2O3 y hierro. Los cuerpos de leucogabro del sector de Morro Negro presentan características de zonado similares a las de los gabros s.s. del mismo sector. Sin embargo, en el sector de Molinos, se llega a apreciar en algunos cristales de clinopiroxeno una tendencia de zonado normal (Fig. III.14A), con enriquecimiento en hierro de centro a borde de cristal, acompañada de ligero aumento de SiO2 y Na2O (de 0.5 hasta 0.86 % en peso). Los parches y sectores ricos en TiO2 y Al2O3 en esta facies de gabros también muestran tendencia al aumento de SiO2 y Na2O (Fig. III.14B). Es interesante destacar, que en todas las facies de gabros, los cristales de clinopiroxeno que están siendo reemplazados por anfíbol no presentan una composición diferente a los que no lo están (Fig. III.14C 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 4.5 5 0 2 4 6 8 10 Ti O 2 (% e n pe so ) Al2O3 (% en peso) Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.13 Diagrama composicional Al2O3 vs. TiO2 para los clinopiroxe- nos de las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III.3 QUÍMICA MINERAL 78 y III.14D) y tampoco se observa ninguna variación en zonas próximas al anfíbol. Esto es indicativo de que dicho reemplazamiento responde a la saturación del magma en volátiles para estabilizar anfíbol como ferromagnesiano frente a clinopiroxeno durante la cristalización. La monotonía composicional en el clinopiroxeno de las facies de gabro s.s. y leucogabro, unida a la mayor frecuencia de zonados de tipo sectorial en esta última, parece indicar que el clinopiroxeno de la intrusión de Los Molinos cristalizó en una cámara probablemente dominada por procesos de convección (como establecen Aydin et al., (2009) para explicar variedad de zonados a partir de un mismo pulso magmático) y con una cinética de crecimiento relativamente rápida. El primer factor (convección) explicaría la abundancia de fenómenos de oscilación en la concentración de elementos, así como la presencia de texturas de corrosión de zonas de crecimiento sin fuertes desequilibrios, es decir, sin cambios bruscos de composición. El segundo factor (cinética de crecimiento rápida) explica el desarrollo de zonados sectoriales (Wass, 1973) y morfologías de cristal muy alargadas (ver sección III.2) en las facies leucocráticas, especialmente en las del sector de Molinos, sugiriendo que éste representa una zona más somera de la cámara magmática. 400 µm 500 µm 400 µm 400 µm A B C D 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 1 2 3 4 MgO FeOt TiO2 Al2O3 1 2 3 4 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 1 2 3 4 MgO FeOt TiO2 Al2O3 1 2 3 4 1 2 3 4 5 1 2 3 4 Pto 1 2 3 4 5 MgO 14.71 12.97 13.97 13.45 13.87 FeOt 7.46 6.46 7.38 7.68 7.26 TiO2 1.95 1.68 2.02 2.2 1.61 Al2O3 3.51 4.35 3.87 4.29 3.57 Pto 1 2 3 4 MgO 13.47 12.28 12.95 11.03 FeOt 7.88 8.28 7.15 9 TiO2 1.79 1.9 1.96 2.06 Al2O3 3.23 4.17 3.9 4.7 Figura III.14 Imágenes BSE de los clinopi- roxenos de las facies de leu- cogabro de la intrusión de Los Molinos. A) Clinopiroxeno con zonado ligeramente concén- trico. B) Clinopiroxeno con zo- nado sectorial. C) y D) Clinopi- roxenos con zonado en parches rodeados por anfíbol. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 79 Las bajas relaciones AlVI/AlIV que presentan todos los clinopiroxenos analizados, siempre inferiores a 0.25, sugieren bajas presiones de cristalización (Aoki y Shiba, 1973; Aydin et al., 2009). Sin embargo, estas relaciones son similares para ambos sectores, y son tan solo un valor cualitativo de la presión. Por tanto, se han calculado presiones de cristalización en los centros de los cristales de clinopiroxeno mediante el geobarómetro propuesto por Nimis (1999), basado en la relación entre el volumen de la celda unidad del clinopiroxeno (Vcell), el volumen del poliedro M1 (VM1) y su relación Mg / (Mg + Fe2+)Cpx (Nimis, 1999). Dado que este cálculo requiere introducir un valor de temperatura, se ha utilizado como tal, el valor promedio más bajo de las temperaturas de cristalización obtenidas para el olivino, 1006 oC para el sector de Morro Negro y 1005 oC para el sector de Molinos, ya que el hecho de que texturalmente olivino y clinopiroxeno se encuentren con mucha frecuencia en contacto y además el clinopiroxeno incluya cristales de olivino de pequeño tamaño (ver sección III.2), indica que su cristalización ha podido ser más o menos coetánea. El barómetro aplicado fue el de las series moderadamente alcalinas, que presenta un error estándar de ± 2 Kb (Nimis, 1999). Los resultados obtenidos (Tabla III.4) muestran presiones que disminuyen desde las facies melanocráticas hacia las facies más leucocráticas, acorde a lo esperado y, además, estas presiones son, por lo general, más bajas en el sector de Molinos. Así, los promedios obtenidos para las facies de melanogabros y gabros olivínicos, gabro s.s. y leucogabro son, respectivamente, de 3.8, 3.6 y 3.3 kb para el sector de Morro Negro y de 3.3, 3.2 y 1.8 kb en el sector de Molinos, lo que supone aproximadamente una profundidad de entre 12 y 6 Km aproximadamente. El geobarómetro usado es extremadamente dependiente de la temperatura, existiendo una diferencia de 1 kilobar por cada 20 oC (Nimis, 1999). El hecho de no conocer con exactitud la temperatura de cristalización del clinopiroxeno, sino que se ha estimado en base a las temperaturas obtenidas en olivino, junto con el elevado error estándar (2 kb para la serie medianamente alcalina, Nimis, 1999), alerta de que las presiones halladas, aunque razonables para la intrusión de Los Molinos, deben ser tomadas con precaución. Por otro lado, y, al igual que ocurría con los elementos mayores, las concentraciones de elementos traza en el clinopiroxeno presentan pocas variaciones entre unas facies y otras y entre un sector y otro. Los espectros de REE, normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989), presentan poco enriquecimiento con respecto a éste (Fig. III.15 columna izquierda). Estos espectros son de forma convexa, puesto que concentran las tierras raras medias con respecto a las tierras raras ligeras y pesadas. Este patrón es característico de clinopiroxenos formados por acumulación a partir de un fundido basáltico (Irving y Frey, 1984), los cuales presentan un pico máximo en Nd, y a partir de él, un descenso en todas las tierras raras hasta el Lu. Además existe una ligera anomalía negativa de Eu, que parece ser un III.3 QUÍMICA MINERAL 80 III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS Muestra Clasf. Sector SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O P (kbar) 61332 MO MR 51.911 0.754 1.841 7.286 0.138 16.822 20.252 0.272 5.7 61332 MO MR 47.520 2.401 5.862 6.504 0.091 13.960 22.401 0.424 5.3 61332 MO MR 49.958 1.654 3.151 8.224 0.221 15.058 20.738 0.438 5.0 61332 MO MR 50.933 1.283 2.216 9.105 0.120 15.468 19.141 0.436 6.5 61332 MO MR 51.410 1.106 2.148 8.532 0.144 15.893 20.092 0.331 5.2 61332 MO MR 50.765 1.136 2.481 9.905 0.181 14.559 20.378 0.439 4.0 AC 6-2 MO MR 52.317 0.956 1.736 6.553 0.059 14.921 22.759 0.655 2.5 AC 6-2 MO MR 46.095 2.467 6.677 5.856 0.020 13.720 23.524 0.424 3.5 AC 6-2 MO MR 48.564 1.999 5.093 6.030 0.000 14.535 23.195 0.466 3.7 AC 6-1 MO MR 51.536 0.903 2.031 6.538 0.102 15.778 21.703 0.382 3.6 AC 6-1 MO MR 50.394 1.308 3.091 6.870 0.224 15.814 21.389 0.347 4.9 AC 6-1 MO MR 50.034 0.994 3.415 6.200 0.097 15.740 22.193 0.298 3.9 AC 6-1 MO MR 50.291 1.458 3.052 6.639 0.180 15.672 21.291 0.381 4.9 AC 12-2 MO MR 49.946 1.164 2.888 6.008 0.165 15.375 22.595 0.407 3.2 AC 12-2 MO MR 48.230 1.998 4.810 6.012 0.094 13.870 23.302 0.411 2.9 AC 12-2 MO MR 46.972 2.582 5.803 6.832 0.142 12.981 23.392 0.528 2.8 AC 12-2 MO MR 45.876 2.957 6.593 6.811 0.153 12.283 23.601 0.538 2.9 AC 15-5 MO MR 47.783 1.973 4.612 6.372 0.091 14.087 22.540 0.455 3.2 AC 15-5 MO MR 48.545 1.761 4.149 7.534 0.064 14.733 22.593 0.469 3.0 AC 15-5 MO MR 47.126 2.034 5.263 6.836 0.121 13.920 23.199 0.453 2.5 AC 15-5 MO MR 47.635 2.058 5.396 6.984 0.084 13.954 23.241 0.482 2.7 AC 15-5 MO MR 46.620 2.729 5.708 7.058 0.064 13.675 23.420 0.529 2.4 AC 29-3 MO ML 47.920 2.645 4.804 7.342 0.129 13.666 22.581 0.529 2.8 AC 29-3 MO ML 48.852 2.184 4.489 5.947 0.132 14.480 22.584 0.514 4.1 AC 29-3 MO ML 46.433 2.915 6.193 6.916 0.123 13.165 22.899 0.604 3.6 AC 131-1 MO ML 48.418 1.923 4.941 5.288 0.091 14.517 23.392 0.425 3.6 AC 131-1 MO ML 48.764 2.306 4.458 5.989 0.024 13.832 23.354 0.544 2.7 61329 G MR 48.924 1.687 4.427 7.659 0.060 14.433 22.063 0.438 4.0 61329 G MR 49.907 1.886 4.039 7.649 0.121 15.059 21.811 0.416 4.2 61329 G MR 49.360 1.891 3.804 7.673 0.177 14.987 21.874 0.430 3.7 61329 G MR 49.292 2.117 4.500 8.136 0.057 14.521 22.032 0.408 3.7 AC 81-4 G MR 49.879 2.087 3.792 7.584 0.043 13.552 22.492 0.473 3.2 AC 81-4 G MR 51.173 0.623 2.746 8.071 0.030 13.478 22.670 0.638 3.3 AC 81-4 G MR 50.468 2.002 3.072 7.401 0.046 14.725 22.414 0.456 2.5 AC 81-4 G MR 50.404 1.629 3.563 6.844 0.125 13.711 22.394 0.648 4.8 AC 81-4 G MR 48.416 2.815 5.086 7.724 0.000 13.317 22.536 0.572 3.6 AC 81-4 G MR 50.204 1.999 3.425 7.456 0.027 14.798 22.421 0.508 3.0 AC 20-1 G ML 48.242 2.759 5.118 8.209 0.187 12.925 22.838 0.586 2.6 AC 20-1 G ML 48.461 2.603 5.066 7.594 0.163 13.079 22.945 0.586 3.2 AC 20-1 G ML 49.006 1.964 4.410 7.988 0.227 12.414 23.262 0.717 2.5 AC 20-1 G ML 47.958 2.671 4.941 7.272 0.163 12.666 22.860 0.701 3.2 AC 20-1 G ML 49.745 1.695 3.844 7.516 0.215 12.846 23.528 0.679 2.0 AC 20-1 G ML 47.917 2.559 4.696 7.600 0.151 13.052 22.171 0.546 3.5 AC 21-1 G ML 49.485 2.019 3.944 7.297 0.123 14.264 21.888 0.485 4.3 AC 21-1 G ML 48.303 2.347 5.106 6.802 0.137 12.672 23.587 0.766 3.3 AC 21-1 G ML 47.649 2.679 4.689 7.629 0.195 13.424 23.003 0.498 1.9 AC 21-1 G ML 48.536 2.569 4.211 7.601 0.148 13.639 22.859 0.508 1.9 AC 21-1 G ML 49.605 2.005 3.391 7.555 0.151 14.051 23.160 0.549 1.6 AC 21-1 G ML 47.885 3.136 5.288 8.409 0.202 12.980 22.214 0.559 3.3 AC 21-1 G ML 47.661 2.948 5.098 7.744 0.098 13.219 23.156 0.572 2.0 AC 21-1 G ML 46.405 3.530 5.730 8.104 0.180 12.447 22.552 0.564 2.3 AC 21-1 G ML 48.459 2.821 4.799 6.944 0.123 13.065 23.381 0.888 2.7 AC 21-1 G ML 47.860 2.689 4.659 7.386 0.162 13.490 23.288 0.519 1.7 AC 21-1 G ML 50.556 1.761 2.878 7.720 0.144 13.777 22.691 0.426 1.4 AC 23-1 G ML 47.871 3.086 5.086 8.247 0.071 12.790 21.888 0.529 4.0 AC 23-1 G ML 48.237 2.515 4.970 6.390 0.064 12.822 23.016 0.641 4.2 AC 23-1 G ML 46.731 2.970 5.351 7.763 0.044 12.449 23.048 0.590 1.5 AC 23-1 G ML 48.306 2.669 4.435 7.796 0.111 13.024 23.015 0.481 1.2 AC 23-1 G ML 48.049 2.792 5.348 7.560 0.102 13.082 22.822 0.492 3.4 AC 23-1 G ML 47.919 2.652 4.874 8.249 0.236 12.833 22.400 0.515 2.7 AC 23-1 G ML 49.490 2.087 4.041 7.626 0.155 13.382 22.471 0.461 3.4 AC 23-5 G ML 48.580 2.201 4.349 8.038 0.185 13.472 22.256 0.528 2.9 AC 23-5 G ML 46.959 3.223 5.548 7.675 0.200 13.175 22.550 0.662 3.2 AC 23-5 G ML 48.450 2.702 4.690 7.661 0.192 13.632 22.471 0.510 2.8 AC 23-5 G ML 46.116 3.721 6.242 7.858 0.092 11.948 21.588 0.535 5.5 AC 23-5 G ML 48.574 2.491 4.306 7.624 0.168 13.647 22.070 0.547 3.2 AC 34-1 G ML 47.662 2.539 5.111 6.733 0.057 13.682 22.495 0.721 4.0 AC 34-1 G ML 50.892 1.644 3.232 6.313 0.141 14.452 21.692 0.652 6.3 AC 34-1 G ML 51.711 1.123 2.498 6.227 0.091 15.092 22.252 0.583 4.5 81 Tabla III.4. Cálculos de presión de cristalización de los centros del clinopiroxeno de las facies de gabro de la intrusión de Los Molinos, según Nimis (1999). III.3 QUÍMICA MINERAL Muestra Clasf. Sector SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O P (kbar) AC 34-1 G ML 50.211 1.512 3.207 6.063 0.107 14.890 22.296 0.617 4.1 AC 34-1 G ML 50.450 1.388 2.830 6.281 0.107 14.736 22.033 0.689 4.3 AC 34-1 G ML 50.220 1.487 3.417 6.892 0.076 14.701 21.622 0.717 5.5 AC 34-1 G ML 49.992 1.585 3.628 6.486 0.168 14.221 22.130 0.592 5.1 AC 34-1 G ML 49.259 1.908 3.893 6.902 0.118 14.144 21.721 0.646 5.1 AC 34-1 G ML 48.389 2.347 4.644 6.642 0.030 13.831 22.117 0.639 4.8 AC 34-1 G ML 49.895 1.655 3.557 6.086 0.152 14.883 22.042 0.625 4.8 AC 36-1 G ML 49.651 1.756 3.173 7.792 0.194 14.389 21.812 0.467 3.0 AC 36-1 G ML 49.791 1.660 3.297 7.594 0.135 13.545 22.578 0.557 2.3 AC 36-1 G ML 49.800 1.634 3.117 7.857 0.161 13.263 22.627 0.549 1.7 AC 36-1 G ML 49.721 1.576 3.155 7.881 0.166 14.318 22.067 0.453 2.6 AC 36-1 G ML 46.722 3.115 6.020 7.835 0.090 12.011 22.857 0.583 3.4 AC 36-1 G ML 49.770 1.743 3.003 7.872 0.087 14.308 22.312 0.451 2.1 AC 36-2 G ML 47.900 2.544 4.561 7.519 0.003 13.621 22.819 0.550 2.2 AC 36-2 G ML 47.584 2.648 4.747 6.670 0.000 13.822 22.811 0.523 2.5 AC 36-2 G ML 48.193 2.814 4.803 7.466 0.000 13.110 22.951 0.467 2.1 AC 10-1 L MR 47.940 2.498 4.897 7.462 0.174 13.374 21.905 0.521 4.5 AC 10-1 L MR 46.485 3.307 6.180 7.725 0.192 13.154 22.530 0.517 3.2 61318 L MR 49.415 1.905 3.286 7.467 0.113 14.437 22.003 0.483 2.8 61318 L MR 50.013 1.736 3.684 7.237 0.113 14.550 21.525 0.436 5.2 61318 L MR 43.512 2.666 4.785 7.797 0.123 13.563 22.784 0.542 1.5 61318 L MR 49.781 1.764 3.647 7.159 0.147 14.578 22.341 0.509 3.1 61318 L MR 48.709 2.612 4.842 7.495 0.147 13.713 21.811 0.511 5.1 61323 L MR 48.336 2.605 4.829 7.529 0.117 13.547 22.123 0.509 4.0 61323 L MR 50.466 1.257 2.904 7.037 0.098 13.725 23.512 0.708 1.3 61323 L MR 47.179 3.267 5.759 7.586 0.135 13.140 22.077 0.512 4.3 61323 L MR 50.105 1.680 4.350 6.462 0.162 12.972 23.255 0.665 5.1 61323 L MR 49.806 1.951 3.513 7.455 0.142 14.708 22.353 0.415 2.7 61323 L MR 49.376 1.936 3.628 7.455 0.168 14.400 21.853 0.476 3.3 61324 L MR 48.233 2.095 5.718 6.918 0.067 13.711 21.673 0.557 7.8 61324 L MR 48.177 2.400 5.049 6.779 0.000 13.449 22.433 0.435 4.6 61324 L MR 49.100 2.035 3.710 7.253 0.000 13.835 23.088 0.611 1.9 61324 L MR 47.172 2.893 5.412 7.222 0.000 13.440 22.608 0.488 2.8 61324 L MR 47.768 2.821 4.996 8.073 0.000 12.912 22.747 0.641 2.2 61335 L MR 51.098 0.949 2.207 7.347 0.124 14.789 22.857 0.441 1.5 61335 L MR 49.906 1.437 3.380 7.731 0.157 14.200 22.515 0.488 2.3 61335 L MR 49.425 1.950 3.889 6.583 0.133 14.638 23.158 0.473 2.4 61335 L MR 51.220 0.846 2.072 7.692 0.168 15.194 22.771 0.460 2.0 AC 127-1 L MR 48.369 2.814 5.046 7.378 0.109 12.784 23.002 0.486 3.0 AC 127-1 L MR 49.752 2.006 3.336 7.907 0.033 12.956 23.130 0.495 0.6 AC 127-1 L MR 48.449 2.650 5.167 7.498 0.051 13.519 22.348 0.456 4.3 AC 127-1 L MR 48.114 2.818 5.479 7.008 0.017 13.185 22.646 0.556 4.6 AC 127-1 L MR 48.615 2.507 5.084 7.333 0.065 13.427 23.076 0.555 3.2 AC 127-1 L MR 48.462 2.707 4.989 7.715 0.124 13.288 22.681 0.490 3.1 AC 127-1 L MR 47.963 2.709 4.929 8.135 0.146 13.221 22.387 0.579 2.8 AC 10-1 L MR 47.469 2.650 5.174 7.884 0.148 13.141 22.487 0.505 2.7 AC 10-1 L MR 48.218 2.235 3.903 7.725 0.201 14.043 21.950 0.493 2.9 AC 10-1 L MR 47.667 2.775 5.444 7.654 0.042 13.259 22.808 0.507 2.9 AC 10-1 L MR 49.202 2.219 4.410 7.363 0.125 13.177 22.242 0.601 4.8 AC 21-2 L ML 48.849 2.240 4.090 7.840 0.046 12.814 22.881 0.613 2.0 AC 21-2 L ML 46.693 2.122 5.076 9.461 0.053 9.993 23.970 0.889 2.0 AC 21-2 L ML 49.285 2.013 3.935 7.758 0.074 13.684 22.934 0.617 2.1 AC 21-2 L ML 48.201 2.723 4.840 7.394 0.110 12.763 23.600 0.719 1.5 AC 21-3 L ML 47.556 2.739 4.841 7.533 0.081 12.690 23.257 0.660 1.5 AC 21-3 L ML 48.335 2.794 4.882 7.264 0.045 12.537 23.743 0.855 1.9 AC 21-3 L ML 48.818 2.350 4.538 8.089 0.163 12.811 22.834 0.558 2.6 AC 21-3 L ML 47.672 2.631 4.815 7.576 0.170 13.017 23.089 0.526 1.6 AC 21-3 L ML 48.608 2.058 3.887 7.927 0.160 13.458 23.352 0.528 1.1 AC 21-3 L ML 47.678 2.698 4.816 7.161 0.114 13.204 23.270 0.553 1.7 AC 21-3 L ML 49.223 2.137 3.794 7.530 0.193 13.510 23.061 0.543 1.5 AC 21-3 L ML 47.603 2.870 4.784 7.807 0.163 13.164 23.235 0.467 1.2 AC 21-3 L ML 47.522 2.600 4.651 8.162 0.108 13.178 22.310 0.529 2.3 MO: Melanobabro olivínico; G: Gabro s.s.; L: Leucogabro MR: sector de Morro Negro; ML: sector de Molinos Presiones de la serie medianamente alcalina de Nimis (2000) calculadas a 1006 oC 82 poco más pronunciada en los clinopiroxenos de las facies de gabros s.s. y leucogabros. Los diagramas multielemento o spider, normalizados igualmente al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) son muy similares en todas las facies de gabros (Fig. III.15 columna derecha). Todos ellos muestran fuertes anomalías negativas en los elementos L.I.L. más incompatibles (Ba, Rb) y de carácter negativo moderado en el Sr, así como anomalías positivas en las tierras raras, como ya se ha comentado. Dentro de los elementos H.F.S., Ta se encuentra enriquecido con respecto a Nb, y Hf lo está también con respecto a Zr. Esto es consistente con los coeficientes de reparto de dichos elementos en el clinopiroxeno, que son mayores para Hf y Ta, tanto en fundidos basálticos como picríticos (Skulski et al., 1994). III.3.1.3.- Plagioclasa La fórmula estructural de la plagioclasa fue calculada considerando ocho oxígenos y cinco cationes y todo el hierro como férrico, ocupando las posiciones tetraédricas. Para la clasificación se han teniendo en cuenta los términos finales anortita (Ca(Al2Si2O8)), albita (Na(AlSi3O8)) y ortosa ((K,Na) (AlSi3O8)) de Deer et al., (1992). La plagioclasa aparece en todas las facies de gabro, siendo progresivamente más abundante, como ya se ha comentado, desde las facies melanocráticas hacia las facies leucocráticas. El intervalo de III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Cl in op iro xe no /M an to p rim iti vo 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Cl in op iro xe no /M an to p rim iti vo 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Cl in op iro xe no /M an to p rim iti vo 0.001 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Cl in op iro xe no /M an to p rim iti vo 0.001 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Cl in op iro xe no /M an to p rim iti vo 0.001 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Cl in op iro xe no /M an to p rim iti vo Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.15 Diagramas de elementos traza, normalizados al manto primiti- vo de Sun y McDonough (1989) para los clinopiroxenos en las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. En la columna izquierda se han representado los espectros de tierras raras y en la columna derecha los diagramas multie- lemento. 83 composiciones para las plagioclasas de la intrusión de Los Molinos se presenta en la Tabla III.5. Las plagioclasas suelen estar más enriquecidas en el componente albita desde las facies melanocráticas hasta las facies leucocráticas (Fig. III.16). Además, en el sector de Molinos están ligeramente más enriquecidas en los componentes albita y ortosa que en el sector de Morro Negro. Además de los zonados ópticos observados en estos cristales, principalmente zonados concéntricos y de manera subordinada zonados oscilatorios, se han detectado bajo imágenes BSE zonados en parches. Estos zonados aparecen en los cristales de mayor tamaño Anortoclasa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An Ab 80 Anortoclasa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An 80 Anortoclase Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An 80 Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An Or 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Centro de cristal Zona intermedia de cristal Borde de cristal Zonado en parches Centro de cristal Zona intermedia de cristal Borde de cristal Zonado en parches Centro de cristal Zona intermedias de cristal Borde de cristal Zonado en parches Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Anortoclasa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An Ab 80 Anortoclasa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An 80 Anortoclasa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit e An 80 Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An Or 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Anortoclasa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An Ab 80 Anortoclasa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An 80 Anortoclasa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin e La br ad or ita By to wni ta An or tit a An 80 Anortoclase Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An Or 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Figura III.16 Diagrama de clasificación para las plagioclasas de las diferen- tes facies de gabros de la in- trusión de Los Molinos según Deer et al., (1992). Ab: albita. An: anortita. Or: ortosa. Los diagramas han sido separados para los análisis realizados en centros, bordes y zonas inter- medias de cristal con zonados concéntricos y oscilatorios y para análisis realizados en cris- tales con zonados en parches. An87 Ab13 Or0 An45 Ab62 Or2 An69 Ab30 Or1 An38 Ab60 Or2 An74 Ab25 Or1 An45 Ab52 Or3 An78 Ab21 Or1 An26 Ab71 Or3 An72 Ab18 Or0 An25 Ab65 Or9 An69 Ab30 Or1 An44 Ab53 Or3 Sector de Morro Negro Sector de Los Molinos Melanogabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Tabla III.5 Composiciones de las plagiol- casas de la intrusión de Los Molinos. III.3 QUÍMICA MINERAL 84 de las facies de melanogabro olivínico y gabro s.s. En la figura III.17 se muestran los zonados más característicos que presentan las plagioclasas en las distintas facies de gabros, junto con la composición obtenida en algunos de los puntos de análisis. En los gabros melanocráticos y gabros olivínicos, la composición global de la plagioclasa varía casi siempre entre bytownita y labradorita, con algún cristal o zona que puede llegar hasta andesina. Los zonados son dominantemente normales y en algún caso, oscilatorios, pero más o menos dentro de la tendencia normal (cristal oscilatorio en AC 15-5, Tabla IX.2.1, que presenta el patrón: labradorita cálcica – bytownita – labradorita – labradorita cálcica – labradorita sódica – labradorita sódica - andesina). Este patrón de zonado indica que la plagioclasa, al igual que el clinopiroxeno, creció relativamente rápido y con descenso general progresivo de la temperatura (pautas dominantes de zonado normal), aunque en un medio probablemente convectivo, en el que las variaciones locales en la disponibilidad de calcio y sodio producen una mayor variabilidad de zonas composicionales dentro de la pauta general. A este respecto, algunos cristales presentan zonados en parches de bytownita y labradorita (Fig. III.17A) y representarían los casos de cinética de crecimiento más influida por las condiciones locales. En los gabros s.s. del sector de Morro Negro, las composiciones y zonados de la plagioclasa son muy similares a los descritos en el párrafo anterior para las facies melanocráticas. Sin embargo, hacia el sector de Molinos, las composiciones bytowníticas se hacen escasas y dominan cristales con zonado normal labradorita – andesina, que ocasionalmente llegan a presentar un borde más externo de oligoclasa (muestras AC 34-1, AC 36-1 y AC 36-2 en Tabla IX.2.1, Fig. III.17B). Los III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 100 µm 100 µm Amp 100 µm 400 µm An58 An66 An49 An45 An58 An62 An50 An60 An60 An57 An58 An48 An31 An62 An47 An62 An81 An53 A B DC Figura III.17 Imágenes BSE para las plagio- clasas en las diferentes facies de la intrusión de Los Molinos. A) Plagioclasa con zonado en parches en la facies de mela- nogabro-gabro olivínico. B) Pla- gioclasa con zonado concéntri- co normal en la facies de gabro s.s. C) Plagioclasas con zonado ligeramente oscilatorio en la facies de leucogabro. D) Plagio- clasas con zonado ligeramente concéntrico en la facies de leu- cogabro. 85 cristales en parches presentan también composiciones en el intervalo labradorita – andesina (por ejemplo, en muestra AC 34-1, Tabla IX.2.1, parches de An61, An54, An64, An49, An62 y An47), y en algunos cristales parecen existir puntualmente zonados de tendencia normal con una zona de reborde inverso (Fig. III. 17 C). El hecho de que el contacto entre estas zonas de borde más cálcicas y el resto del cristal no presente ninguna textura reaccional (corrosión, morfología irregular, alteración pronunciada) parece de nuevo indicar más un ambiente de cristalización muy dinámico, que la existencia de condiciones de sistema abierto, aunque no se podría descartar que durante la historia de cristalización hayan existido momentos de recarga de la cámara. Esto último parece confirmarse en las plagioclasas de los leucogabros, en las que, sobre todo en el sector de Morro Negro y sur del sector de Molinos (muestra AC 33-1), encontramos junto a los zonados normales mayor frecuencia de zonados inversos, con variación de labradorita a bytownita (muestra 61318, cristal con centro de An54 y borde de An72, Tabla IX.2.1) y pautas de zonado inicialmente inversas y luego normales (por ejemplo, muestra AC 10-1, cristales con centros de labradorita An58, zonas medias de labradorita cálcica An61-66 y bordes de andesina cálcica An49-45, Tabla IX.2.1, Fig. III. 17D). Sin embargo, en los leucogabros del norte del sector de Molinos predominan de nuevo los zonados normales en el intervalo labradorita - andesina. Con respecto a los elementos traza, los espectros de REE en plagioclasas, normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) (Fig. III.18 columna izquierda) muestran en todas las facies de gabro pautas análogas, con fuerte enriquecimiento en REE ligeras con respecto a 0.001 0.01 0.1 1 10 100 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Pl ag io cl as a/ M an to p rim iti vo 0.001 0.01 0.1 1 10 100 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Pl ag io cl as a/ M an to p rim iti vo 0.001 0.01 0.1 1 10 100 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Pl ag io cl as a/ M an to p rim iti vo 0.001 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Pl ag io cl as a/ M an to p rim iti vo 0.001 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Pl ag io cl as a/ M an to p rim iti vo 0.001 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Pl ag io cl as a/ M an to p rim iti vo Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.18 Diagramas de elementos tra- za, normalizados al manto pri- mitivo de Sun y McDonough (1989), para las plagioclasas en las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. En la columna izquierda se han representado los espectros de tierras raras y en la columna derecha los diagramas multie- lemento. III.3 QUÍMICA MINERAL 86 pesadas, como es lógico teniendo en cuenta que sus coeficientes de reparto disminuyen a medida que aumenta el número atómico (Drake y Weill, 1975). Asimismo, se observan en todos los espectros fuertes anomalías positivas de Eu, indicativas de que la plagioclasa retiene este elemento traza. Esto sugiere, en principio, que la cristalización se produjo en condiciones relativamente reductoras, bajo las cuales el estado de oxidación del Eu cambia de +3 a +2, pudiendo sustituir al Ca en la estructura de la plagioclasa (Drake y Weill, 1975). De manera general se observa una ligerísima tendencia a la disminución en el valor de la anomalía de Eu desde las facies de melanogabro y gabro olivínico a las facies de leucogabro, donde el valor de anomalía queda ligeramente por debajo de 10 veces la concentración del manto primitivo (Fig. III.18 columna izquierda), lo que podría ser efecto de la progresiva fraccionación de plagioclasa o de una creciente oxidación del sistema magmático a medida que progresa la diferenciación. Esto último parece más lógico, dado que los otros dos elementos traza controlados por la plagioclasa, Ba y Sr, presentan fuertes anomalías positivas en los diagramas multielemento para todas las facies de gabros (Fig. III.18 columna derecha), pero sin tendencia a disminuir en los leucogabros. III.3.1.4.- Óxidos de Fe y Ti Los minerales que se veían como opacos en el microscopio óptico corresponden a óxidos de dos tipos: magnetitas (a veces con cromo) e ilmenitas. Sus fórmulas estructurales fueron calculadas considerando cuatro oxígenos y tres cationes para las magnetitas y tres oxígenos y dos cationes para las ilmenitas. El contenido de Fe3+ se calculó en todos los casos según Andersen y Lindsley (1988). La magnetita se ha clasificado teniendo en cuenta los términos finales: Mt (magnetita, Fe) y Usp (ulvöespinela, Ti), así como los números de Al, Cr y Fe3+ (#Al, #Cr, #Fe3+, que corresponden al número de átomos respectivo de Al, Cr y Fe3+ por fórmula unidad, dividido entre la suma de los tres cationes (Tabla IX.2.1). La ilmenita se ha clasificado teniendo en cuenta los términos finales: Ilm (ilmenita) y Hm (hematites), así como Ilm (ilmenita, Fe2+), Gk (geikielita, Mg) y Php (pirofanita, Mn) de Deer et al., (1992). Los óxidos de Fe y Ti consisten en magnetitas con finas exsoluciones de ilmenita que, a medida que aumenta el grado de diferenciación, estas bandas de exsolución se van haciendo más gruesas (Fig. III.19), lo cual es indicativo de un aumento en la fugacidad de oxígeno, acorde con lo observado en la química de elementos traza (contenidos de Eu) en plagioclasa. En las facies de melanogabros y gabros olivínicos, las finas zonas de ilmenita que aparecen como exsoluciones en las magnetitas de esta facies presentan una composición bastante constante, Ilm80-90 Gk9-19 Php0-2, con contenidos bajos de MnO (0.19-1.29 % en peso) y III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 87 cantidades de Nb2O5, en la mayoría de los casos, por debajo del límite de detección de la microsonda. La composición de las magnetitas es, en general, bastante pura, con poco TiO2. Salvo en una muestra en la que aparecen cristales con composición Mt56 Usp44 a Mt64 Usp36 (Fig. III.20), y TiO2 entre 5 y 14 % en peso, el resto de las magnetitas presenta una composición de Mt71 Usp29 a Mt98 Usp2. Algunas de estas magnetitas, que se encuentran como inclusiones en el olivino, llegan a ser ricas en cromo, con contenidos desde el 4 al 19 % en peso de Cr2O3 (muestras 61332 y 0 100 100 0100 0 Titanohematites Titanomagnetita TiO2 FeO Fe2O3 Pseudobrokita Fe2TiO4 Fe2TiO5 FeTiO3 FeTi2O5 Fe3O4 Hematites Maghaemita Wüstita Ulvöspinela Ilmenita Rutilo Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. LeucogabrosIlm en ita Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. LeucogabrosM ag ne tit a Figura III.20 Diagrama composicional TiO2- FeO-Fe2O3 para los óxidos de Fe y Ti en las distintas facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III.3 QUÍMICA MINERAL 200 µm 200 µm 200 µm 200 µm A B DC Figura III.19 Imágenes BSE para los óxidos de Fe y Ti en diferentes facies de la intrusión de Los Molinos. A) Magnetita con finas exsolu- ciones de ilmenita en la facies de melanogabro-gabro olivíni- co. B) Magnetita con exsolucio- nes de ilmenita en la facies de gabro s.s. C y D) Magnetitas con finas exsoluciones de ilmenita e ilmenitas bien desarrolladas en la facies de leucogabro. 88 AC 6-1, Tabla IX.2.1). La comparación entre las composiciones de los óxidos que se describieron en la sección III.2 como inclusiones y de los óxidos que aparecen como cristales aislados (Fig. III.21), muestra un rápido empobrecimiento en Cr3+ y enriquecimiento en Fe3+ de los óxidos más tempranos (incluidos en el olivino) al resto de óxidos Fe-Ti (tanto incluidos en el clinopiroxeno, como en cristales aislados). En las facies de gabro s.s. y leucogabro, las bandas de ilmenita son más anchas que en las facies melanocráticas, y llegan a constituir cristales puros de ilmenita (Fig. III.19C y III.19D), Sin embargo, no se han encontrado diferencias composicionales entre estos dos tipos de ilmenita. La composición de éstas es ligeramente más variada que las de las facies melanocráticas, Ilm77-98 Gk0-22 Php0-3, también con bajas cantidades de Nb2O5, en la mayoría de los casos por debajo del límite de detección de la microsonda, y de MnO (0-1.6 % en peso). En general, en los gabros s.s. hay poco cristales de magnetitas ricas en TiO2. Las magnetitas pertenecientes al sector de Molinos presentas una variación entre Mt41 Usp59 y Mt60 Usp40, mientras que las pertenecientes al sector de Morro Negro presentan composiciones algo más ricas en hierro, desde Mt65 Usp35 a Mt81 Usp19. En los leucogabros se observan tres intervalos de composición de las magnetitas: uno entre Mt36 Usp64 y Mt46 Usp54; otro, entre Mt55 Usp45 y Mt71 Usp29 y un tercero, menos numeroso, entre Mt81 Usp19 y Mt92 Usp8 (Tabla IX.2.1). El primer intervalo es similar al dominante en los gabros s.s. y corresponde a las muestras que pertenecen a los cuerpos de leucogabros más extensos tanto del sector de Morro Negro III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS CrAl Fe3+ 0 100 0 100 0 100 Incluidas en olivino Incluidas en clinopiroxeno Melanogabros y gabros olivínicos Melanogabros y gabros olivínicos, inclusión Gabros s.s. Gabros s.s., inclusión Leucogabros Leucogabros, inclusión Figura III.21 Diagrama composicional Fe3+- Al-Cr para los óxidos de Fe y Ti en las distintas facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. Los óxidos incluidos en clinopi- roxeno u olivino se han rodea- do con línea negra. 89 (muestra AC 10-1) como del sector de Molinos (muestras AC 21-2 y AC 21-3). Parecen corresponder a magnetitas más tempranas, con altos contenidos de TiO2 (17-20 % en peso). El segundo y tercer intervalos corresponden a muestras de leucogabro en cuerpos de menor entidad y zonas en las que predomina alguna otra de las facies de gabro. Kamenetsky et al., (2001) sugieren que el aumento en la actividad del Al2O3 en un magma hace que disminuya el coeficiente de reparto del TiO2 en las espinelas. El hecho de que la exsolución de TiO2 en las magnetitas de la intrusión de Los Molinos parezca aumentar progresivamente hacia la facies de leucogabro podría estar relacionado con el aumento de la abundancia de plagioclasa en este sentido y no ser necesariamente un indicador de cambio en las condiciones de fugacidad de oxígeno. Se han calculado las condiciones de cristalización de los óxidos de Fe y Ti, que no están incluidos en otras fases minerales como olivino o clinopiroxeno, para las tres facies de gabros. Para ello, se han considerado únicamente los pares minerales coexistentes (ilmenita- magnetita) que se encuentran en equilibrio mediante el test de equilibrio propuesto por Bacon y Hirschmann (1988). En la figura III.22A se han proyectado las distribuciones de Mn y Mg en ilmenita y magnetita que se han considerado para el cálculo de las condiciones de cristalización ya que, como puede observarse, presentan alta correlación lineal entre ellos. Estos autores mencionan que las rocas volcánicas tienden con más frecuencia a proyectarse dentro de la zona de estabilidad, marcada por las rectas de pendiente próxima a 45⁰, mientras que las plutónicas, debido a su enfriamiento lento, tienden a apartarse mucho más. Esta puede ser una indicación cualitativa más de que las rocas de la intrusión de Los Molinos son de emplazamiento somero y enfriamiento rápido. Las condiciones de temperatura y fugacidad de oxígeno se han determinado con el geotermómetro y geobarómetro de oxígeno de Andersen y Lindsley (1988), con el software ILMAT de Lepage Figura III.22 A) Test de equilibrio de Bacon y Hirschmann (1988) entre los pares ilmenita – magnetita para las distintas facies de ga- bros en la intrusión de Los Mo- linos. Las líneas negras marcan el ajuste de equilibrio (zona de estabilidad) determinado por los autores. La línea roja representa la correlación para las facies de gabro. No se han proyectado los pares ilmenita – magnetita que no presentan equilibrio. B) Condiciones de cristalización (temperatura y fugacidad de oxígeno) para los gabros de la intrusión de Los Molinos, según el diagrama de Wones y Eugster (1965). III.3 QUÍMICA MINERAL -2.0 -1.5 -1.0 -0.5 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 -2.0 -1.5 -1.0 -0.5 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 log (Mg/Mn)Ilm lo g (M g/ M n) M t R² = 0.7768A B -30 -25 -20 -15 -10 -5 0 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 T (ºC) lo g 10 fO 2 Mt-Hm Ni-NiO Fa-Q-Mt Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros 90 (2003). Los resultados obtenidos se muestran en la tabla III.6 y se han representado en la figura III.22B. Como puede observarse, el intervalo de temperaturas de equilibrio ilmenita – magnetita (362 – 788 oC) corresponde en todos los casos a temperaturas de reequilibrio subsolidus, aunque las fugacidades de oxígeno describen una curva de disminución con el progresivo descenso de la temperatura, ligeramente por debajo del buffer Ni-NiO. III.3.1.5.- Apatito La fórmula estructural del apatito se calculó teniendo en cuenta 24 oxígenos (OH, F, Cl) mediante la normalización de Seifert et al., (2000), en la que se asume una estequiometria ideal según la fórmula general A10(TO4)6(OH, F, Cl)2. El apatito aparece como fase accesoria en todos los tipos de gabros presentes en la intrusión de Los Molinos. Texturalmente está asociado sobre todo a las plagioclasas, aunque con cierta frecuencia suele aparecer incluido en anfíboles y, ocasionalmente incluido en mica (ver sección III.2). Las características composicionales del apatito son muy similares, tanto en ambos sectores como en las diferentes facies de gabros de la intrusión. Los resultados obtenidos para elementos mayores muestran además, que no existen variaciones significativas entre III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS Muestra Clasf. Anal. Log(Mg/Mn) Anal. Log (Mg/Mn) Temp (°C) log10 fO2 61332 OM 98 1.238 97 1.335 593.28 -21.43 AC 6-2 OM 72 1.309 73 1.476 617.03 -19.85 AC 6-2 OM 99 1.529 100 1.694 635.02 -18.46 AC 12-2 OM 64 0.606 65 1.014 566.47 -23.13 AC 12-2 OM 120 0.864 121 1.080 558.88 -24.08 AC 29-3 OM 37 0.945 36 1.122 566.38 -22.10 AC 29-3 OM 52 1.072 53 1.207 550.24 -24.62 AC 131-1 OM 6 1.087 5 1.410 567.06 -23.18 61329 G 175 0.153 175 0.859 694.65 -17.08 AC 20-1 G 70 0.724 69 1.007 657.09 -20.32 AC 20-1 G 104 0.880 103 0.858 707.14 -17.92 AC 23-1 G 11 0.348 12 0.065 664.36 -19.83 AC 34-1 G 53 1.331 52 1.525 654.85 -17.87 AC 34-1 G 99 1.232 100 1.402 641.60 -17.79 AC 34-1 G 101 1.292 102 1.533 641.95 -17.44 AC 34-1 G 110 1.354 111 2.148 670.71 -16.17 AC 34-1 G 113 1.012 114 1.611 561.39 -22.20 AC 36-1 G 41 0.554 40 0.707 695.22 -18.21 AC 36-1 G 50 0.022 51 0.211 788.72 -16.17 AC 36-1 G 68 0.363 69 0.605 727.96 -16.78 61323 L 36 0.548 37 1.007 510.21 -27.14 61335 L 6 0.823 7 0.949 427.70 -33.08 61335 L 29 0.524 30 0.946 561.39 -22.83 AC 21-3 L 9 0.723 8 1.223 615.07 -21.89 AC 21-3 L 44 0.286 45 0.457 362.38 -37.43 AC 21-3 L 46 0.325 47 0.601 595.96 -22.84 MagnetitaIlmenitaTabla III.6 Temperatura y fugacidad de oxígeno basadas en los conte- nidos de Mn y Mg entre ilmeni- ta y magnetita. 91 centros y bordes de cristal. Se clasifican como flúor-hidroxi apatitos, con contenidos de F entre 2.1 y 3.7 % en peso y de Cl entre 0.2 y 1.6 % en peso (Tabla IX.2.1). Los resultados obtenidos se han proyectado en un diagrama composicional F-Cl-OH (Fig. III.23), en el que se proyectan principalmente dentro del campo de apatitos de rocas alcalinas de Stoppa y Liu (1995). En cuanto a elementos traza, el apatito muestras tendencias de enriquecimiento en estroncio y tierras raras desde las facies de melanogabros - gabros olivínicos hasta la facies de leucogabro y cantidades, además, ligeramente más altas de estos elementos en el sector de Molinos que en el sector de Morro Negro. Así, por ejemplo, la cantidad de Sr varía desde las 612 ppm hasta las 1070 ppm en el sector de Morro Negro y desde las 805 hasta las 1243 ppm en el sector de Molinos. Los espectros de REE normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) (Fig. III.24 columna izquierda), muestran pautas similares para todas las facies de gabros. El apatito es el mineral accesorio que más va a controlar estos elementos, en especial las REE ligeras, en las que el apatito está enriquecido con respecto a las REE pesadas, debido a sus mayores coeficientes de reparto (Prowatke y Klemme, 2006). Todos los espectros, sin embargo, presentan anomalía negativa de Eu, que es poco pronunciada en los melanogabros – gabros olivínicos y bastante más acusada en gabros s.s. y leucogabros (Fig. III.24 columna izquierda), reflejando la mayor cristalización de plagioclasa en estas últimas. Los diagramas multielemento normalizados al manto primitivo de Ap-Carb Ap-Alc 10 x Cl F OH 0 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 1000 20 40 60 80 100 Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.23 Diagrama composicional Cl- F-OH para los apatitos de las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. Las secciones delimitadas con líneas discontinuas, correspon- den a los campos composicio- nales de rocas carbonatíticas (Ap-Carb) y rocas silicatadas alcalinas (Ap-Alc) de Stoppa y Liu (1995). III.3 QUÍMICA MINERAL 92 Sun y McDonough (1989) (Fig. III.24 columna derecha), muestran pronunciadas anomalías positivas de Th y U y fuertes anomalías negativas en todos los elementos H.F.S., de acuerdo con los coeficientes de reparto que presenta el apatito para estos elementos (Prowatke y Klemme, 2006). III.3.1.6.- Anfíbol Al tratarse de anfíboles cálcicos, la fórmula estructural del anfíbol se calculó teniendo en cuenta 23 oxígenos y los cationes normalizados a 13-CNK (calcio, sodio y potasio), siguiendo las recomendaciones de Leake et al., (1997). Como se comentó en la sección III.2, el anfíbol es de color marrón y aparece en todas las facies de gabros, ya sea rodeando parcial o totalmente a clinopiroxeno y minerales opacos, o en forma de placas desarrollando texturas poiquilíticas. Además, también aparece ocasionalmente un anfíbol verdoso, texturalmente tardío, que crece en el borde del anfíbol marrón. Siguiendo la clasificación de Leake et al., (1997), los anfíboles de color marrón, independientemente de su situación textural, son anfíboles de tipo kaersutita (Fig. III.25A) (Ti ≥ 0.5 a.p.f.u., Kesson y Price, 1972). Presentan contenidos de SiO2 y TiO2 muy similares en todas las facies de gabros de ambos sectores. En concordancia con la ausencia de zonado óptico (ver sección III.2), estos anfíboles no presentan casi variación en su composición dentro de cada facies. Sin embargo, se observa III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 1 10 100 1000 10000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Ap ati to /M an to p rim iti vo 1 10 100 1000 10000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Ap ati to /M an to p rim iti vo 1 10 100 1000 10000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Ap ati to /M an to p rim iti vo 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Ap ati to /M an to p rim iti vo 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Ap ati to /M an to p rim iti vo 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu Ap ati to /M an to p rim iti vo Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.24 Diagramas normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) de los apatitos en las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. En la columna izquierda se han representado los espectros de tierras raras y en la columna derecha los diagramas multielemento. 93 un progresivo descenso de MgO y un aumento de hierro y en menor medida K2O, tanto desde las facies de melanogabro-gabro olivínico hacia las facies de leucogabro, como desde el sector de Morro Negro hacia el sector de Molinos (Fig. III.26, Tabla III.7). Los anfíboles verdes, que crecen al borde de las kaersutitas (ver sección II), se clasifican como pargasitas y, en mayor medida, ferro-pargasitas (Fig. III.26B). Se han calculado temperaturas de equilibrio entre bordes de plagioclasa y centros de anfíbol de acuerdo con el geotermómetro propuesto por Blundy y Holland (1990). Los resultados obtenidos se presentan en la Tabla III.8. Para ello, se han introducido presiones estimadas de entre 3 y 1 Kb basadas en las presiones obtenidas para el clinopiroxeno (ver Tabla III.4) y, dado que anfíbol siempre es texturalmente tardío con respecto a clinopiroxeno, asumiendo que anfíbol cristaliza a menor presión que clinopiroxeno (ver sección III.2). Este geotermómetro es aproximadamente independiente de la presión (Blundy y Holland, 1990), de modo que la diferencia en las temperaturas halladas a las diferentes presiones, no excede de 45 oC en ninguno de los casos. Las temperaturas presentan un rango de valores de entre los 1076 y 906 oC. Estas temperaturas coinciden, a grandes rasgos, con los valores obtenidos mediante el termómetro semi-cuantitativo basado en los contenidos de AlIV del anfíbol propuesto por Ernst y Liu (1998) (Fig. 8 9 10 11 12 13 14 15 16 8 9 10 11 12 13 14 15 Fe O t (% e n pe so ) MgO (% en peso) 0 1 1 2 2 3 8 9 10 11 12 13 14 15 16 K 2 O (% e n pe so ) FeOt (% en peso) A BMelanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.26 Diagramas de variación com- posicional (MgO vs. FeOt y FeOt vs. K2O) para los anfíboles en las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. Ver texto para explicación. MO y GO G L MO y GO G L MgO 12.2 - 13.4 12.0 - 14.1 9.1 - 13.3 11.8 - 14.1 9.9 - 12.7 9.1 - 11.7 FeOt 9.6 - 11.1 10.3 - 12.6 10.6 - 14.5 9.0 - 11.7 10.2 - 13.5 11.1 - 15.2 K2O 0.9 - 1.4 0.9 - 1.5 0.7 - 2.3 0.7 - 1.3 0.8 - 2.0 1.4 - 1.9 MO y GO: Melanogabros y gabros olivínicos: G: Gabros s.s .; L: Leucogabros Valores expresados en % en peso Sector de Morro Negro Sector de Los Molinos Tabla III.7 Variación composicional de los anfíboles kaersutíticos de la in- trusión de Los Molinos. III.3 QUÍMICA MINERAL Figura III.25 Clasificación de los anfíboles de las diferentes facies de gabros en la intrusión de Los Molinos en el diagrama de Leake et al., (1997). A) Diagrama de clasifi- cación para los anfíboles ma- rrones, que presentan Ti > 0.5 a.p.f.u. (Tabla IX.2.1). B) Diagra- ma de clasificación para los an- fíboles verdes tardíos, con Ti < 0.5 a.p.f.u. (Tabla IX.2.1). 0 0.5 1 5.56.5 M g / ( M g + Fe 2+ ) Si (a.p.f.u.) 6.0 Kaersutita Ferrokaersutita 0 0.5 1 5.5 6.5 7.5 M g / ( M g + Fe 2+ ) Si (a.p.f.u.) Pargasita Ferropargasita Edenita Ferro-edenita A B Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros 94 III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS III.27). Sin embargo, si tenemos en cuenta las temperaturas halladas en olivino, próximas a las temperaturas obtenidas para la cristalización de anfíbol, y que, texturalmente (ver sección III.2), anfíbol y olivino no están en equilibrio, hace pensar que estas temperaturas están sobrestimadas. Esta sobrestimación puede venir del hecho de que ni el geotermómetro de Blundy y Holland (1990) ni el de Ernst y Liu (1998) están calibrados para anfíboles con contenidos de Ti superiores a los 0.5 a.p.f.u, por lo que han de tomarse como temperaturas máximas. Se han calculado presiones de cristalización de anfíbol kaersutítico mediante el geobarómetro propuesto por Anderson y Smith (1995). Este geobarómetro se basa en el contenido total de Al en el anfíbol y es dependiente de la temperatura: P (±0.6 kb) = 4.76*Al – 3.01 – [(T (oC)-675)/85] * [0.530*Al + 0.005294* (T (oC)-675)] Muestra Clasf. Anal. Si (a.p.f.u.) Anal. Xab ln K T (ºC) ln K T (ºC) AC 6-2 MO 81 5.982 88 0.220 -1.53 1036.5 -1.53 1081.4 AC 6-2 MO 97 6.058 102 0.433 -0.78 1012.1 -0.78 1049.3 AC 6-2 MO 144 6.084 145 0.406 -0.82 1001.4 -0.82 1038.9 AC 15-5 MO 63 6.013 65 0.624 -0.46 928.3 -0.46 963.0 AC 29-3 MO 40 6.179 56 0.452 -0.62 980.0 -0.62 1015.8 AC 29-3 MO 62 6.141 58 0.336 -0.95 977.3 -0.95 1015.9 AC 131-1 MO 11 5.990 13 0.344 -1.08 1024.3 -1.08 1064.2 61329 G 158 6.033 151 0.302 -1.17 1008.9 -1.17 1049.7 AC 20-1 G 74 6.067 79 0.562 -0.51 941.3 -0.51 976.3 AC 20-1 G 78 6.060 86 0.488 -0.66 1017.9 -0.66 1054.1 AC 21-1 G 5 5.925 7 0.436 -0.90 1052.8 -0.90 1091.0 AC 21-1 G 66 5.951 67 0.437 -0.88 1044.8 -0.88 1082.8 AC 21-1 G 58 5.948 56 0.390 -0.99 1041.2 -0.99 1080.2 AC 23-1 G 6 6.096 8 0.511 -0.58 959.0 -0.58 994.5 AC 23-5 G 6 5.966 7 0.491 -0.74 1045.8 -0.74 1082.6 AC 36-1 G 37 6.105 31 0.666 -0.30 889.2 -0.30 922.7 AC 36-1 G 79 6.021 72 0.658 -0.40 912.9 -0.40 947.1 61323 L 23 6.055 22 0.363 -0.96 1005.5 -0.96 1044.3 61323 L 50 6.115 44 0.406 -0.79 992.3 -0.79 1029.5 61324 L 9 6.088 6 0.651 -0.34 898.8 -0.34 932.6 AC 127-2 L 4 6.161 10 0.389 -0.78 977.0 -0.78 1014.2 AC 21-2 L 38 6.023 34 0.469 -0.74 1026.5 -0.74 1063.3 AC 21-2 L 46 5.924 53 0.475 -0.82 1056.9 -0.82 1094.4 AC 21-2 L 92 6.049 96 0.366 -0.96 1007.6 -0.96 1046.4 AC 21-3 L 5 6.051 6 0.428 -0.80 1013.6 -0.80 1051.0 AC 21-3 L 15 6.008 10 0.494 -0.70 1033.7 -0.70 1070.1 AC 21-3 L 20 6.117 24 0.459 -0.66 998.3 -0.66 1034.5 AC 21-3 L 58 6.036 63 0.458 -0.74 1021.5 -0.74 1058.4 MO y GO: Melanogabros y gabros olivínicos; G: Gabros s.s .; L: Leucogabros Plagioclasa P = 3 Kbares P = 1 KbaresAnfíbolTabla III.8 Temperaturas de equilibrio en- tre bordes de plagioclasa y cen- tros de anfíbol según Blundy y Holland (1990). 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.2 600 700 800 900 1000 T Co 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.2 600 700 800 900 1000 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.2 600 700 800 900 1000 AlIVAlIVAlIV AlIV Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.27 Estimación de la temperatu- ra de cristalización del anfíbol (kaersutita) en las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos, a partir de su contenido en AlIV (a.p.f.u.) se- gún Ernst y Liu (1998). 95 Muestra Sector Clasificación Análisis Altotal (a.p.f.u.) P (Kbar) AC 6-2 Morro Negro MO y GO 76 2.069 0.53 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 77 2.081 0.57 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 80 2.091 0.61 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 81 2.106 0.66 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 97 2.087 0.60 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 111 1.940 0.11 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 114 1.958 0.17 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 118 2.081 0.57 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 119 2.072 0.54 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 133 2.100 0.64 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 134 2.115 0.69 AC 6-2 Morro Negro MO y GO 144 2.004 0.32 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 63 1.971 0.21 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 71 2.104 0.65 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 72 2.132 0.74 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 79 2.004 0.32 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 80 1.991 0.27 AC 12-2 Morro Negro MO y GO 89 2.048 0.47 AC 15-5 Morro Negro MO y GO 57 2.034 0.42 AC 15-5 Morro Negro MO y GO 60 2.039 0.43 AC 15-5 Morro Negro MO y GO 62 2.019 0.37 AC 15-5 Morro Negro MO y GO 63 2.038 0.43 AC 29-3 Molinos MO y GO 20 1.965 0.19 AC 29-3 Molinos MO y GO 22 2.039 0.43 AC 29-3 Molinos MO y GO 23 2.023 0.38 AC 29-3 Molinos MO y GO 27 1.943 0.12 AC 29-3 Molinos MO y GO 28 1.976 0.23 AC 29-3 Molinos MO y GO 40 1.991 0.27 AC 29-3 Molinos MO y GO 41 1.965 0.19 AC 29-3 Molinos MO y GO 61 1.978 0.23 AC 29-3 Molinos MO y GO 62 1.962 0.18 AC 131-1 Molinos MO y GO 3 2.131 0.74 AC 131-1 Molinos MO y GO 11 2.161 0.84 61329 Morro Negro G 157 1.968 0.20 61329 Morro Negro G 158 2.001 0.31 61329 Morro Negro G 167 2.015 0.36 61329 Morro Negro G 168 2.010 0.34 61329 Morro Negro G 169 2.059 0.50 AC 81-4 Morro Negro G 38 2.077 0.56 AC 20-1 Molinos G 77 2.188 0.93 AC 20-1 Molinos G 78 2.154 0.82 AC 20-1 Molinos G 74 2.172 0.88 AC 21-1 Molinos G 4 2.297 1.29 AC 21-1 Molinos G 5 2.252 1.14 AC 21-1 Molinos G 10 2.204 0.98 AC 21-1 Molinos G 11 2.044 0.45 AC 21-1 Molinos G 57 2.226 1.06 AC 21-1 Molinos G 58 2.267 1.19 AC 21-1 Molinos G 65 2.240 1.10 AC 21-1 Molinos G 66 2.186 0.92 AC 21-1 Molinos G 71 2.314 1.35 AC 23-1 Molinos G 4 2.077 0.56 AC 23-1 Molinos G 5 2.093 0.62 AC 23-1 Molinos G 6 2.084 0.58 AC 23-1 Molinos G 15 2.034 0.42 AC 23-1 Molinos G 24 2.174 0.88 AC 23-1 Molinos G 26 2.440 1.77 AC 23-5 Molinos G 1 2.145 0.79 AC 23-5 Molinos G 5 2.122 0.71 AC 23-5 Molinos G 6 2.183 0.91 AC 23-5 Molinos G 15 2.214 1.02 96 Tabla III.9. Presiones de cristalización de anfíbol para la intrusión de Los Molinos según Anderson y Smith (1995). Para ello, se han introducido la temperatura más baja obtenida con el geotermómetro de Blundy y Holland (1990) (T = 906 oC), debido a que, como se explicó arriba, estas temperaturas están sobrestimadas, por lo que, del mismo modo, las presiones obtenidas deben tomarse como presiones mínimas. Los resultados obtenidos se presentan en la Tabla III.9. Se ha obtenido un rango de valores de entre 0.1 y 2.9 Kb con un promedio de 0.7 Kb. Muestra Sector Clasificación Análisis Altotal (a.p.f.u.) P (Kbar) AC 23-5 Molinos G 29 2.146 0.79 AC 23-5 Molinos G 40 2.221 1.04 AC 36-1 Molinos G 35 2.042 0.45 AC 36-1 Molinos G 36 2.004 0.32 AC 36-1 Molinos G 37 1.982 0.25 AC 36-1 Molinos G 78 2.075 0.56 AC 36-1 Molinos G 79 2.039 0.44 AC 115-2 Molinos G 59 2.074 0.55 AC 115-2 Molinos G 70 2.107 0.66 AC 115-2 Molinos G 71 2.123 0.71 61323 Morro Negro L 10 2.033 0.42 61323 Morro Negro L 23 2.057 0.49 61323 Morro Negro L 50 2.066 0.53 61324 Morro Negro L 9 2.076 0.56 61324 Morro Negro L 26 2.076 0.56 61324 Morro Negro L 27 2.110 0.67 61324 Morro Negro L 37 2.091 0.61 61324 Morro Negro L 61 2.096 0.63 61335 Morro Negro L 3 1.980 0.24 61335 Morro Negro L 4 2.004 0.32 61335 Morro Negro L 5 2.020 0.37 61335 Morro Negro L 9 1.980 0.24 61335 Morro Negro L 43 2.045 0.45 AC 127-2 Morro Negro L 2 2.020 0.37 AC 127-2 Morro Negro L 3 2.415 1.68 AC 127-2 Morro Negro L 4 2.041 0.44 AC 21-2 Molinos L 38 2.185 0.92 AC 21-2 Molinos L 39 2.176 0.89 AC 21-2 Molinos L 46 2.231 1.07 AC 21-2 Molinos L 68 2.315 1.35 AC 21-2 Molinos L 91 2.289 1.27 AC 21-2 Molinos L 92 2.172 0.88 AC 21-3 Molinos L 4 2.137 0.76 AC 21-3 Molinos L 5 2.159 0.83 AC 21-3 Molinos L 15 2.292 1.27 AC 21-3 Molinos L 18 2.765 2.85 AC 21-3 Molinos L 19 2.245 1.12 AC 21-3 Molinos L 20 2.198 0.96 AC 21-3 Molinos L 53 2.174 0.88 AC 21-3 Molinos L 54 2.141 0.77 AC 21-3 Molinos L 58 2.133 0.75 AC 21-3 Molinos L 73 2.112 0.68 AC 21-3 Molinos L 75 2.202 0.98 MO y GO: Melanogabros y gabros olivínicos; G: Gabros; L: Leucogabros 97 La distribución de elementos traza en el anfíbol se encuentra algo condicionada por la textura en la que aparece. Así, los espectros de REE normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) (Fig. III.28 columna izquierda) muestran dos tipos de pautas: los espectros más empobrecidos pertenecen a kaersutitas que están reemplazando al clinopiroxeno o, en menor medida, creciendo alrededor de los minerales opacos, mientras que los espectros más enriquecidos corresponden a kaersutitas con texturas poiquilíticas. En todos los casos son espectros enriquecidos en REE ligeras con respecto a las pesadas, en concordancia con los coeficientes de distribución. Las pautas de los diagramas multielemento (Fig. III.28 columna derecha) están, del mismo modo, condicionadas por la textura del anfíbol. Estas pautas para las kaersutitas poiquilíticas muestran anomalías positivas de Ba y los elementos H.F.S., sobre todo Nb y Ta. Por el contrario, los anfíboles que crecen a expensas del clinopiroxeno, pese a estar bastante empobrecidos en la mayoría de elementos traza, heredan las características del clinopiroxeno, presentando el mismo enriquecimiento de Ta sobre Nb y una ligera anomalía positiva de Ti. III.3.1.7.- Mica La fórmula estructural de las micas fue calculada en base anhidra, teniendo en cuenta 22 oxígenos (OH, F, Cl) según Feldstein et al., (1996). La estimación del H2O teórica se realizó por diferencia hasta 100 de la suma analítica una vez estimados los contenidos de Fe2+ y Fe3+. Éstos últimos se calcularon mediante el método de balance de 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu An fíb ol /M an to P rim iti vo 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu An fíb ol /M an to P rim iti vo 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu An fíb ol /M an to P rim iti vo 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu An fíb ol /M an to P rim iti vo 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu An fíb ol /M an to P rim iti vo 0.01 0.1 1 10 100 1000 10000 100000 Rb Ba U Th Ta Nb La Ce Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu An fíb ol /M an to P rim iti vo Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.28 Diagramas de elementos traza, normalizados al manto primiti- vo de Sun y McDonough (1989) de los anfíboles (kaersutitas) en las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. En la columna izquierda se han representado los diagramas de tierras raras y en la columna derecha los diagramas multie- lemento. III.3 QUÍMICA MINERAL 98 cargas de Droop (1987). Se trata de micas trioctaédricas (suma de cationes octaédricos ≥ 2.5 a.p.f.u, Rieder et al., 1998) del tipo flogopita-biotita en todas las facies estudiadas y en el diagrama de clasificación de biotitas y flogopitas de Deer et al., (1966), se clasifican en el campo de las flogopitas (Fig. III.29A). El intervalo de composiciones varía desde Phl100Ann0 hasta Phl68Ann32 para todas las facies estudiadas. Todas ellas son micas ricas en TiO2, con cantidades que varían desde el 5 al 10 % en peso en todas las facies de gabros, aunque sin BaO y con contenidos bajos de F (0.1- 0.4 % en peso) y Cl (< 0.2 % en peso). En las facies de melanogabros y 0 0.5 1 2 2.2 2.4 2.6 2.8 3 Annita Siderofilita Flogopita Eastonita BIOTITA FLOGOPITA Al IV (a.p.f.u.) Fe / ( Fe + M g) ( a. p. f.u .) 2+ 2+ Ti MgFe2+ 1000 0 1000 100 Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros A B Figura III.29 Diagramas de variación com- posicional para las micas de las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. A) Diagrama de clasificación de biotitas y flogopitas de Deer et al., (1966). B) Diagrama com- posicional Ti-Mg-Fe2+. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 99 gabros olivínicos domina en las micas la sustitución de TiO2 por MgO (Fig. III.29B), mientras que para gabros s.s. y leucogabros, el MgO es sustituido tanto por TiO2 como por FeO. Los contenidos de OH calculados varían entre 1 y 5 % en peso en todas las facies de gabros. III.3.2.- CUERPOS PEGMATOIDES Y VENAS FÉLSICAS Las fórmulas estructurales de los minerales de estas rocas se han calculado del mismo modo que para los minerales pertenecientes a las facies de gabros. III.3.2.1.- Clinopiroxeno En los cuerpos pegmatoides, el clinopiroxeno presenta una composición similar al de los gabros, En38-44 Fs7-13 Wo49-50. Es de tipo diópsido, en ocasiones subsilícico con zonas enriquecidas en TiO2 (hasta 2.5 % en peso) y Al2O3 (6-7 % en peso). En las venas porfídicas anfibólicas, los clinopiroxenos de la matriz se clasifican como diópsido (Fig. III.30). Es un clinopiroxeno generalmente sin zonado y que, ocasionalmente, presenta ligeros zonados concéntricos con tendencia normal, donde el borde se empobrece en Mg y se enriquece en Fe y Na con respecto al centro del cristal. Son clinopiroxenos con altos índices de Mg (#mg = 0.86-0.92) y contenidos variables de Al2O3 (2.1-3.5 % en peso) y TiO2 (1.0-1.6 % en peso). Los clinopiroxenos de las venas anortosíticas son también de tipo diópsido (Fig. III.30). Generalmente no presentan zonado y, cuando 0 20 40 60 80 100 100 80 60 40 20 0100 80 60 40 20 0 En Fe Wo Diopsida Hedenbergita Augita Wollastonita Pigeonita FerrosilitaEnstatita Vena porfídica anfibólica Venas anortosíticas Venas sieníticas Venas sieníticas de feldespato alcalino Pegmatoides anfibólicos Figura III.30 Diagrama de clasificación de Morimoto et al., (1988) para los clinopiroxenos que apare- cen en los cuerpos pegmatoi- des y diferentes tipos de venas félsicas que cortan a las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. Wo: wollastonita. Fe: ferrosilita. En: enstatita. III.3 QUÍMICA MINERAL 100 aparece, éste es poco acusado y con desarrollo de algún sector subsilícico, ligeramente enriquecido en TiO2 (3 % en peso) y Al2O3 (5 % en peso). Los contenidos de Na2O de este clinopiroxeno se encuentran entre el 0.5 y 0.7 % en peso, aunque sin mostrar ninguna tendencia de variación de centro a borde de los cristales. Los clinopiroxenos de las venas de sienita son augitas (Fig. III.30) ricas en Fe2O3 (contenidos aproximados del 5 % en peso) y sin zonado. Tienen altos índices de Mg (#mg = 0.85-0.90) y contenidos variables de Fe2O3 (4.0-7.0 % en peso). A diferencia de las facies de gabros y del resto de venas félsicas descritas arriba, los clinopiroxenos de este tipo de venas son pobres en TiO2 (sin superar el 0.5 % en peso) y en Al2O3 (< 1 % en peso). En las venas de sienita de feldespato alcalino, sin embargo, el clinopiroxeno es de nuevo algo más cálcico (diópsido). Presenta un ligero zonado normal, con aumento del hierro desde 7-8 % en peso en los centros de cristal hasta 10 % en los bordes. El color verdoso de este clinopiroxeno al microscopio óptico (sección II) se debe a su mayor contenido de Na2O, siempre alrededor del 1 %. III.3.2.2.- Feldespatos En los cuerpos pegmatoides, la plagioclasa presenta en general pautas de zonado normal. Los centros presentan composiciones de labradorita cálcica (An66-65) a labradorita (An62-59), mientras que los bordes pueden ser: de labradorita (An58), de andesina (An43), de oligoclasa (An21, An12) e incluso de albita (An9). En la vena porfídica anfibólica, las plagioclasas que aparecen directamente en contacto con los grandes cristales de anfíbol y 400 µm 400 µm 200 µm 200 µm An80 Ab42 Ab52 Ab53 An67 An61 An62 An55 An43 An28 Or44 Or90 Or89 Ab93 Ab90 Or67 Ab74 Ab90Or73 Ab75 Ab72 A B DC Figura III.31 Imágenes BSE para las plagio- clasas y feldespatos alcalinos de los diferentes tipos de ve- nas que cortan a las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. A) Plagioclasas con zonado ligeramente oscilatorio en la matriz de la vena porfídi- ca anfibólica. B) Plagioclasa con zonado normal en las venas anortosíticas. C) Plagioclasa con zonado normal (centro) ro- deada de feldespatos alcalinos pertitizados en las venas siení- ticas. D) Feldespatos alcalinos pertitizados en las venas siení- ticas de feldespato alcalino. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 101 mica, presentan una composición de entre An57-23Ab73-42Or1-4 con zonado normal, clasificándose en los campos de la labradorita, andesina y oligoclasa, mientras que las plagioclasas de la matriz (Fig. III.31A) presentan valores de An80-53Ab63-19Or0-3 y zonado oscilatorio, proyectándose en los campos de bytownita y labradorita (Fig. III.32). Este aumento de calcio en las plagioclasas de la matriz es coherente con el mecanismo de formación sugerido en la sección III.2.2.2 para este tipo de venas. En las venas de tipo anortosítico las plagioclasas, que son el mineral mayoritario, presentan una composición más o menos restringida, An51-69Ab30-45Or1-3, proyectándose en el campo composicional de las labradoritas (Fig. III.32). Aunque estos no son muy acusados, presentan zonados concéntricos con tendencia normal (Fig. III.31B) donde los bordes se enriquecen en los componentes albita y ortosa con respecto a los centros del cristal. En las venas de sienita, los centros de los feldespatos de mayor tamaño correspondientes a plagioclasas (ver sección III.2) tienen ocasionalmente composiciones de An53 (labradorita) y con mayor frecuencia, composiciones de An25-18 (oligoclasa) (Fig. III.32). Estos cristales, cuyo zonado no era apreciable al microscopio óptico, están rodeados por un borde de feldespato potásico (Fig. III.31C), cuya composición varía entre Or54 y Or39 (sanidina). El resto de cristales de feldespato, de menor tamaño, son también de feldespato potásico tipo sanidina (Or51) y se encuentran completamente pertitizados, como se indicaba en la sección III.2. La composición de estas pertitas es o bien de anortoclasa (An3-7 Ab70-72 Or23-25) o bien de albita (An9) (Fig. III.32). El tamaño de estas pertitas en los feldespatos alcalinos, puede Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An Or 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Ab Vena porfídica anfibólica Venas anortosíticas Venas sieníticas Venas sieníticas de feldespato alcalino Pegmatoides anfibólicos Figura III.32 Diagrama de clasificación de plagioclasas y feldespatos alca- linos que aparecen en los cuer- pos pegmatoides y diferentes tipos de venas félsicas que cor- tan a las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos según Deer et al., (1992). Ab: albita. An: anortita. Or: ortosa. III.3 QUÍMICA MINERAL 102 variar, dependiendo de la sección, de 40-100 μm (en las secciones 001) a 70-120 μm (en las secciones 010) por lo que, según Smith y Brown (1988), se clasifican como macropertitas. Morfológicamente consisten en cadenas alargadas o barras, con secciones alargadas en los planos (010) y secciones elípticas en los planos (001) (Smith y Brown, 1988). La pertitización es generalizada en las venas de sienitas de feldespato alcalino (Fig. III.31D), en las que sólo ocasionalmente aparece algún cristal de feldespato sin pertitizar ni zonar y su composición es mucho más extrema, de tipo ortosa (Or89-90). El resto de cristales de feldespato tiene una composición que varía entre Or86 y Or96 y las pertitas que contienen son o bien de anortoclasa (An2-6 Ab82-72 Or16-20) o bien, con mayor frecuencia, de albita (An3-8) (Fig. III.32). Las pertitas de estos cristales presentan morfologías similares a las descritas arriba, aunque son siempre de menor tamaño (< 70 μm, micropertitas) que las de las venas de sienita. Se han calculado temperaturas de equilibrio para estos feldespatos de composición ternaria en ambos tipos de venas sieníticas, con el An Ab Or An Ab Or Venas sieníticas (T=664-498⁰C) Venas sieníticas de feldespato alcalino (T = 597-394⁰C) Muestra Clasf. Plagioclasa Feldespato alc. Anortita Albita Ortosa T (⁰C) AC 13-2 VS 137 0.258 0.700 0.041 663.6 AC 13-2 VS 139 0.030 0.535 0.435 AC 13-2 VS 149 0.253 0.722 0.025 525.6 AC 13-2 VS 150 0.011 0.518 0.471 AC 137-1 VS 68 0.101 0.858 0.041 657.4 AC 137-1 VS 69 0.034 0.580 0.386 AC 137-1 VS 67 0.099 0.867 0.033 639.5 AC 137-1 VS 69 0.034 0.580 0.386 AC 137-1 VS 86 0.091 0.890 0.019 497.1 AC 137-1 VS 85 0.031 0.722 0.246 AC 69-4 VSFA 15 0.029 0.960 0.011 505.3 AC 69-4 VSFA 14 0.007 0.282 0.711 AC 69-4 VSFA 24 0.042 0.900 0.058 337.4 AC 69-4 VSFA 25 0.000 0.090 0.910 AC 69-4 VSFA 27 0.077 0.910 0.013 451.4 AC 69-4 VSFA 28 0.001 0.142 0.857 AC 81-3 VSFA 42 0.028 0.841 0.131 394.3 AC 81-3 VSFA 40 0.000 0.072 0.927 AC 81-3 VSFA 47 0.201 0.767 0.032 475.5 AC 81-3 VSFA 51 0.005 0.100 0.895 AC 81-3 VSFA 48 0.196 0.763 0.041 344.6 AC 81-3 VSFA 55 0.000 0.083 0.916 AC 155-1 VSFA 92 0.062 0.898 0.040 551.7 AC 155-1 VSFA 93 0.001 0.271 0.728 AC 155-1 VSFA 105 0.077 0.916 0.007 415.5 AC 155-1 VSFA 104 0.064 0.722 0.215 AC 155-1 VSFA 106 0.065 0.853 0.082 597.2 AC 155-1 VSFA 107 0.008 0.301 0.691 VS: Vena sienítica; VSFA: Vena sienítica de feldespato alcalino Figura III.33 Diagramas de temperatura para pares plagioclasa – fel- despato potásico, según Elkins y Grove (1990), para las venas sieníticas y sieníticas de feldes- pato alcalino de la intrusión de Los Molinos. Tabla III.10 Temperaturas entre pares pla- gioclasa - feldespato alcalino, según Elkins y Grove (1990) para las venas sieníticas de la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 103 software SOLVCALC de Wen y Nekvasil (1994), utilizando el modelo de distribución de Ca, Na y K en feldespatos de Elkins y Grove (1990). Los resultados se muestran en la Tabla III.10 y en la Fig. III.33. En ellas se observa que las temperaturas obtenidas, pese a ser subsolidus en todos los casos, son algo mayores para las venas de sienita (664- 500⁰C) que para las venas de sienita de feldespato alcalino (600- 400⁰C). Asimismo, la progresiva sustitución de plagioclasa por feldespato potásico como mineral félsico en estos dos tipos de venas, unido al hecho de que la composición de los feldespatos potásicos va haciéndose progresivamente más extrema en las sienitas de feldespato alcalino, sugiere que éstas representan fundidos muy diferenciados y probablemente residuales. A este respecto, en la Fig. III.32, se observa una variación progresiva de la composición de los feldespatos, desde los cuerpos pegmatoides anfibólicos a este tipo de venas sieníticas. Considerando sus relaciones de campo con las distintas facies de gabros, parece plausible que ambos correspondan a diferenciados finales de la cristalización de la intrusión de Los Molinos. Las venas anortosíticas, sin embargo, presentan plagioclasas ricas en CaO, de más alta temperatura, y dada su restringida localización, podrían representar la segregación de una pequeña cantidad del fundido que da lugar a los leucogabros a los que se asocian en el sector de Molinos. III.3.2.3.- Óxidos de Fe y Ti Los óxidos de Fe y Ti en los cuerpos pegmatoides están formados, al igual que en las distintas facies de gabros, por magnetitas con anchas exsoluciones de ilmenita. En la vena porfídica anfibólica, estos óxidos son algo más ricos en TiO2 (10 % en peso) y contienen algo de MnO (0.5 % en peso), mientras que en los gabros anfibólicos de los cuerpos pegmatoides las composiciones de magnetita son bastante más oxidadas (Mt87-96 Usp13-4), con contenidos de TiO2 que no superan el 4 % en peso y con MnO < 0.3 % en peso (Fig. III.34). Este elemento es, sin embargo, más abundante en las exsoluciones de ilmenita, que presentan un 2 % en peso de MnO y cantidades de Nb2O5 pequeñas, pero detectables en microsonda, del 0.1 % en peso. La composición de estas ilmenitas es aproximadamente Ilm93Gk3Php4. En las venas de tipo anortosítico, los óxidos de Fe-Ti presentan dos grupos de composiciones: uno, que corresponde a magnetitas más tempranas, de composición Mt36-40 Usp64-60, ricas en TiO2 (18-19 % en peso) y con algo de MnO (0.2-0.5 % en peso); y otro, que corresponde a magnetitas más oxidadas (Mt73-95 Usp27-5), con bajos contenidos de TiO2 (1-8 % en peso) y < 0.3 % de MnO (Tabla IX.2.1). El primer grupo de magnetitas es muy similar en composición al de las magnetitas ricas en TiO2 de la facies de leucogabro, lo que es también compatible con el hecho de que estas venas de tipo anortosítico sean comagmáticas con dicha facies. Estas magnetitas presentan anchas exsoluciones de ilmenita, de composición bastante restringida (Fig.III.34), Ilm90-97Gk1- III.3 QUÍMICA MINERAL 104 9Php1-3, con contenidos de MnO del 0.3 al 1.5 % en peso y desprovistas de Nb2O5. En las venas sieníticas, aparece también algún cristal de composición más temprana (Mt42 Usp58), con 20 % de TiO2 y 2 % de MnO, aunque los más abundantes son cristales de composición Mt88-94 Usp12-6, con MnO < 1 % en peso. Las ilmenitas presentan una composición bastante restringida (Fig.III.34), Ilm92-93Gk0-1Php1-8, con contenidos altos de MnO, próximos al 4 % en peso y desprovistas de Nb2O5. El progresivo aumento de MnO en la estructura de magnetitas e ilmenitas en estas venas podría estar también relacionado con su carácter residual, ya que en los magmas que les dieron lugar, ya bastante diferenciados, la disponibilidad de FeO sería más bien baja, propiciando que el MnO entre a formar parte de estos óxidos. III.3.2.4.- Anfíbol El anfíbol es de composición bastante similar tanto en los cuerpos pegmatoides y vena porfídica anfibólica, como en las venas de composición sienítica. Todos se clasifican, según el diagrama de Leake et al., (1997), como kaersutitas (Fig. III.35A). El ligero zonado de tonalidad verdosa que se describió en la sección III.2, suele corresponder al aumento en el contenido de hierro de centros a bordes de cristal, donde la composición es de ferrokaersutita. Este enriquecimiento en hierro en el anfíbol se produce también desde las venas sieníticas a las venas de feldespato alcalino, en las que el escaso anfíbol presente es 0 100 100 0100 0 Titanohematites Titanomagnetita TiO2 FeO Fe2O3 Pseudobrookita Fe2TiO4 Fe2TiO5 FeTiO3 FeTi2O5 Fe3O4 Hematites Maghaemita Wüstita Ulvöspinela Ilmenita Rutilo Vena porfídica anfibólica Venas anortosíticas Venas sieníticas de feldespato alcalino Vena porfídica anfibólica Venas anortosíticas Venas sieníticas Venas sieníticas de feldespato alcalino Ilm en ita M ag ne tit a Pegmatoides anfibólicos Pegmatoides anfibólicos Figura III.34 Diagrama composicional TiO2- FeO-Fe2O3 para los óxidos de Fe y Ti que aparecen en los cuer- pos pegmatoides y diferentes tipos de venas félsicas que cor- tan a las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 105 de tipo ferro-kaersutita. En todas estas rocas también aparece, de manera esporádica, un anfíbol creciendo a borde de la kaersutita que, al igual que en las distintas facies de gabros, es de composición pargasítica-ferropargasita (Fig. III.35B). III.3.2.5.- Apatito La composición que presentan los apatitos de los cuerpos pegmatoides y venas félsicas (Fig. III.36) es similar a la descrita para el apatito de las distintas facies de gabros. Se trata también de flúor-hidroxi apatito, aunque en estas rocas está ligeramente más enriquecido en F, cuyos contenidos varían entre un 2 y un 3 % en peso y tienden a ser más abundantes en las venas de sienita y sienita de feldespato alcalino. Los contenidos de Cl en el apatito también son ligeramente superiores Figura III.35 Clasificación, en el diagrama de Leake et al., (1997), de los anfíboles presentes en las fa- cies pegmatoides anfibólicas y venas félsicas que cortan a los gabros de la intrusión de Los Molinos. A) Diagrama de clasi- ficación para anfíboles de tipo kaersutita, con Ti > 0.5 a.p.f.u. (Tabla IX.2.1). B) Diagrama de clasificación para los anfíboles de tipo pargasita con Ti < 0.5 a.p.f.u. (Tabla IX.2.1). Ap-Carb Ap-Alc 10 x Cl F OH 0 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 1000 20 40 60 80 100 Vena porfídica anfibólica Venas anortosíticas Venas sieníticas Venas sieníticas de feldespato alcalino Pegmatoides anfibólicos Figura III.36 Diagrama composicional Cl-F- OH para los apatitos que apa- recen en los pegmatoides anfi- bólicos y en los diferentes tipos de venas félsicas que cortan a las distintas facies de gabros en la intrusión de Los Molinos. III.3 QUÍMICA MINERAL 0 0.5 1 5.56.5 M g / ( M g + Fe 2+ ) Si (a.p.f.u.) 6.0 Kaersutita Ferrokaersutita 0 0.5 1 5.5 6.5 7.5 M g / ( M g + Fe 2+ ) Si (a.p.f.u.) Pargasita Ferropargasita Edenita Ferro-edenita A B Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas Venas sieníticas de feldespato alcalino Pegmatoides anfibólicos 106 en las venas, donde llegan a alcanzar el 0.4 % en peso. Sin embargo, para contenidos similares de F y OH, los apatitos de los pegmatoides anfibólicos presentan mayores contenidos en Cl, llegando a alcanzar hasta un 0.8 % en peso, indicando probablemente que se trata de apatitos hidrotermales. III.3.2.6.- Mica 0 0.5 1 2 2.2 2.4 2.6 2.8 3 Annita Siderofilita Flogopita Eastonita BIOTITA FLOGOPITA Al IV (a.p.f.u.) Fe / ( Fe + M g) ( a. p. f.u .) 2+ 2+ Ti MgFe2+ 1000 0 1000 100 Vena porfídica anfibólica Venas anortosíticas Venas sieníticas Venas sieníticas de feldespato alcalino A B Figura III.37 Diagramas composicionales para las micas que aparecen en los diferentes tipos de ve- nas félsicas que cortan a las distintas facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. A) Diagrama de clasificación de biotitas y flogopitas de Deer et al., (1966). B) Diagrama com- posicional Ti-Mg-Fe2+. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 107 También en el caso de la mica la composición presenta poca variación con respecto a la descrita en las distintas facies de gabros. Se trata asimismo de flogopita según el diagrama de clasificación de Deer et al., (1966) (Fig. III.37A), con composiciones que varían entre Phl68Ann32 y flogopita prácticamente pura. En cuanto al patrón de variación de FeO y TiO2 con respecto a MgO (Fig. III.37B), se observa un enriquecimiento progresivo en FeO, para contenidos de TiO2 más o menos constantes, similar al que se describió en las facies de gabro s.s. y leucogabro. III.3.2.7.- Esfena La fórmula estructural de la esfena se calculó teniendo en cuenta 20 oxígenos y 12 cationes según el procedimiento de Higgins y Ribbe (1976), en el que se asume todo el hierro como Fe3+, y que el Al sustituye al Ti en los huecos octaédricos. Como ya se ha mencionado en la sección II, la esfena aparece como mineral accesorio tan sólo ocasionalmente, en las venas porfídicas con anfíbol y en las venas de sienita de feldespato alcalino. En ambos casos presenta zonados oscilatorios compuestos por un alto número de finas zonas de crecimiento, que suelen ser euhedrales en los bordes y de morfología más irregular, incluso en parches, hacia las zonas más internas de cristal. En las imágenes BSE (Fig. III.38), se aprecia un profundo contraste entre zonas de color gris oscuro y gris claro, y zonas intensamente brillantes. Estas últimas se encuentran enriquecidas en Fe2O3, ZrO2, Nb2O5 y REE con respecto a las zonas grises. Los contenidos de Fe2O3 en las zonas claras no superan el 1 % en peso. Sin embargo, el ZrO2 normalmente presenta 1-2 % en peso y 200 µm 100 µm 100 µm 200 µm A B DC Figura III.38 Imágenes BSE de las esfenas que aparecen en las venas por- fídicas anfibólicas asociadas a las facies de leucogabro al nor- te del sector de Molinos, en las que se observan los zonados que presentan, oscilatorios y en parches. Ver texto para ex- plicación. III.3 QUÍMICA MINERAL 108 III.4.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL Las relaciones de campo, las texturas y las composiciones químicas de los minerales en la intrusión de Los Molinos, parecen indicar que las distintas facies de gabros se encuentran relacionadas genéticamente y que los cuerpos pegmatoides y venas félsicas asociadas también parecen compartir esta relación. Asimismo, se ha observado que en general parece existir una tendencia de diferenciación, no sólo desde las facies más melanocráticas a las más leucocráticas, es decir, desde las partes bajas a las partes altas de los afloramientos de esta intrusión, sino también desde el sector Sur (sector de Morro Negro) hacia el sector Norte (sector de Molinos), con cierta somerización de la cámara en este sentido. Todo lo anterior forma la base para el estudio de la geoquímica de roca total de la intrusión de Los Molinos, cuyo objetivo es el de establecer los procesos de diferenciación magmática que han podido dar lugar a todo el conjunto de rocas estudiado. La selección de muestras se 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 35 40 45 50 55 60 65 70 75 N a 2 O + K 2O (% e n pe so ) SiO2 (% en peso) Ijolita Sienita nefelínica Sienita Granito alcalino Granito Cuarzo- Diorita (granodiorite) Diorita Gabro Gabro Gabro Sieno-diorita Syenite Alcalino Subalcalino Ultrabasico Básico Intermedio Ácido Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos Figura III.39 Diagrama TAS (SiO2 vs. Na2O+K2O) de clasificación para rocas plutónicas (Cox et al., 1979) en el que se han pro- yectado las diferentes facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas que forman la in- trusión de Los Molinos. La línea discontinua marca la separa- ción entre los campos de com- posición alcalina y subalcalina. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS puntualmente puede llegar hasta 4 % en peso. Nb2O5 y Ta2O5, pese a ser menos abundantes, se encuentran por encima del límite de detección de la microsonda, con concentraciones respectivas de 0.2-0.3 % y 0.1-0.2 % en peso. En la esfena de las venas de sienita de feldespato alcalino, los contenidos de Nb2O5 pueden llegar hasta 0.6 % en peso y la suma de tierras raras (de La a Tb) también puede llegar a alcanzar valores de cierta importancia (2.4 % en peso). 109 ha realizado tratando de escoger aquellas que presentaran menor alteración y que fueran representativas de las distintas facies a estudiar. De este modo, se seleccionaron 40 muestras, de las cuales 8 corresponden a melanogabros olivínicos, 5 a gabros olivínicos, 13 a gabros s.s., 5 a leucogabros, 2 a gabros pegmatoides, 1 a venas porfídicas anfibólicas, 2 a venas anortosíticas, 2 a venas de sienita y 2 a venas de sienita de feldespato alcalino. Este conjunto de muestras se encuentra distribuido por toda el área que ocupa la intrusión de Los Molinos, estando además bien representados, tanto el sector de Morro Negro como el sector de Molinos. Los datos analíticos se presentan en la Tabla IX.3.1, dentro del CD adjunto al manuscrito de este trabajo. Siguiendo la misma tendencia de agrupación de todas las litologías de la intrusión de Los Molinos en los capítulos anteriores, la descripción de las características geoquímicas de estas rocas no se ha separado en sectores (sector de Morro Negro o sector de Molinos). Sin embargo, en el caso de existir diferencias composicionales evidentes entre ellos, se realizarán puntualizaciones al respecto. III.4.1.- ELEMENTOS MAYORES Las rocas que componen las distintas facies de gabros (incluidas las pertenecientes a los cuerpos pegmatoides) son, por su contenido en SiO2 (41.02-49.57 % en peso), principalmente ultrabásicas, con algunos términos básicos. Las venas porfídicas anfibólicas, con un 44.73 % en peso de SiO2, se encuentran en el límite entre rocas ultrabásicas y básicas. Las venas anortosíticas, con contenidos de SiO2 del 50 y 51 % en peso, son rocas básicas y, por último, las venas sieníticas, con contenidos en SiO2 del 56 al 63 % en peso, son rocas de composición intermedia a ácida. En el diagrama TAS (SiO2 vs. Na2O+K2O) de rocas plutónicas de Cox et al., (1979) (Fig. III.39), se proyectan principalmente en el campo de rocas alcalinas quedando sólo algunas rocas por debajo de éste. Según su composición normativa (Tabla IX.3.2, anexo) todas las muestras son rocas saturadas, sin nefelina y sin cuarzo normativos, salvo en las composiciones más diferenciadas (venas félsicas y una muestra de leucogabro), donde aparece algo de cuarzo, pero sin superar el 4 % normativo. El piroxeno normativo dominante es el diópsido, aunque la hiperstena está también presente, lo cual indica un carácter de alcalinidad moderada, consistente con lo observado en la Figura III.39. Ambos piroxenos normativos van disminuyendo desde los melanogabros olivínicos hacia los leucogabros, en los que se encuentran por debajo del 11 % (diópsido) y 5 % (hiperstena) y son < 5 % en todas las venas félsicas. El olivino normativo presenta una variación similar, siendo muy abundante en los melanogabros y gabros olivínicos (9-21 % normativo), para disminuir en los gabros s.s. (2-10 %) y ser escaso o inexistente en los leucogabros y venas félsicas. Los contenidos III.4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 110 de plagioclasa aumentan en el mismo sentido en el que disminuyen olivino y piroxeno, y su composición es principalmente cálcica en todas las facies de gabros y en las venas de tipo anortosítico, mientras que en las venas félsicas es sódica, y aparece acompañada por cantidades importantes de ortosa, en concordancia con su mineralogía modal. Químicamente (Tabla IX.3.1), los melanogabros y gabros olivínicos presentan contenidos de MgO y hierro total muy altos, lo cual es consistente con la evidencia textural de que se trata de rocas que acumulan minerales ferromagnesianos. Los gabros s.s. y leucogabros presentan cantidades de hierro, y sobre todo cantidades de TiO2 (hasta 7 % en peso) muy altas, lo cual se explica por su abundante cantidad modal de óxidos de Fe-Ti (Tabla III.1). Además, en los leucogabros y venas anortosíticas y sieníticas, los contenidos de Al2O3 son especialmente altos, con respecto a MgO relativamente bajo, lo que se relaciona con los altos contenidos modales de feldespatos en estas rocas (Tabla III.1). Los valores de pérdida al fuego (LOI: loss on ignition), varían desde -0.4 a 1.9, reflejando que el grado de alteración no es elevado en las muestras seleccionadas. Sin embargo, en las muestras de los cuerpos pegmatoides de gabro anfibólico, los valores de LOI se incrementan hasta el 3 % en peso, reflejando la alteración de los minerales félsicos en estas rocas (ver sección III.2). Para estudiar la variación composicional de elementos mayores en función del grado de evolución de las rocas, se han realizado diagramas de variación o de tipo Harker con el MgO como índice de diferenciación (Fig. III.40), dado el carácter ultrabásico y básico de la mayoría de ellas. Como cabe esperar, los contenidos en MgO decrecen desde la facies de melanogabros y gabros olivínicos a la facies de leucogabros, con contenidos en MgO que van desde 19-10 % en peso hasta 5-3 % en peso respectivamente. Las venas porfídicas anfibólicas (MgO = 6 % en peso), contienen cantidades de MgO muy próximas a las de las facies de gabro s.s., las cuales varían del 10 al 4 % en peso. Las venas anortosíticas son pobres en MgO, con contenidos inferiores al 1.3 % en peso, mientras que las venas sieníticas presentan contenidos desde 0 a 2 % en peso. A pesar de tratarse de rocas acumuladas, la variación de la mayoría de elementos mayores frente al MgO muestra pautas aproximadamente lineales, lo que sugiere que todas las rocas se encuentran relacionadas genéticamente. En los diagramas de la Fig. III.40 se observa que, a medida que aumenta la diferenciación (disminuye el contenido en MgO), se produce un aumento de Al2O3, CaO, Na2O y K2O, y un descenso en la relación CaO/Al2O3. Esto, unido al progresivo descenso de MgO y Fe2O3total, indica que se han fraccionado minerales ferromagnesianos y que la plagioclasa se ha ido concentrando progresivamente. Además, como también cabe esperar, las concentraciones de elementos III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 111 Fi gu ra II I.4 0. D ia gr am as d e va ria ci ón , o ti po H ar ke r, de e le m en to s m ay or es p ar a la s d ife re nt es fa ci es d e ga br os , c ue rp os p eg m at oi de s y v en as fé lsi ca s, q ue fo rm an la in tr us ió n de Lo s M ol in os . El d ia gr am a M gO – P 2O 5 n o se h a in cl ui do , p or p re se nt ar u na a lta d isp er sió n, q ue se e xp lic a en e l t ex to . 010203040506070 0 5 10 15 20 SiO2(% en peso) M gO (% e n pe so ) 051015202530 0 5 10 15 20 Al2O3(% en peso) M gO (% e n pe so ) 024681012141618 0 5 10 15 20 Fe2O3t(% en peso) M gO (% e n pe so ) 0246810121416 0 5 10 15 20 CaO (% en peso) M gO (% e n pe so ) 000111112 0 5 10 15 20 CaO / Al2O3(% en peso) M gO (% e n pe so ) 012345678 0 5 10 15 20 TiO2(% en peso) M gO (% e n pe so ) 000000 0 5 10 15 20 MnO (% en peso) M gO (% e n pe so ) 012345678 0 5 10 15 20 Na2O (% en peso) M gO (% e n pe so ) 0123456 0 5 10 15 20 K2O (% en peso) M gO (% e n pe so ) G ab ro s ol iv ín ic os Ve na p or fíd ic a an fib ól ic a Ve na s sie ní tic as d e fe ld es pa to a lc al in o Ve na s an or to síti ca s G ab ro s an fib ól ic os Ve na s sie ní tic as G ab ro s s. s. Le uc og ab ro s M el an og ab ro s ol iv ín ic os III.4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 112 mayores en las diferentes litologías están fuertemente influidas por las composiciones modales de las mismas. De este modo, por ejemplo, la tendencia al aumento lineal de Al2O3, CaO, Na2O y K2O se rompe para las venas sieníticas (Fig. III.40). En el caso de CaO y Al2O3, estas venas presentan valores muy por debajo de las demás litologías, lo que es debido a la ausencia de plagioclasa cálcica en estas rocas, mientras que, en el caso del K2O, se encuentran por encima, dada la abundancia modal de feldespato potásico. En este mismo diagrama, MgO frente a K2O, se observa además que las venas porfídicas anfibólicas se encuentran también enriquecidas con respecto a rocas que presentan similar concentración de MgO. Esto se debe a la influencia de los altos contenidos modales de mica y anfíbol en ellas con respecto al resto de litologías. Otro buen ejemplo de la gran influencia que ejerce en rocas acumuladas la composición modal sobre la geoquímica de roca total, es la tendencia observada al proyectar MgO frente a Fe2O3t y frente a TiO2. En ambos casos, para los melanogabros y gabros olivínicos, Fe2O3t y TiO2 tienden a disminuir. Esta tendencia se invierte para los gabros s.s., que concentran grandes cantidades de magnetita e ilmenita, y finalmente vuelve a ser descendente para el resto de muestras, cuya proporción modal de estos minerales va disminuyendo (Fig. III.40). Aunque en general las tendencias de diferenciación están ensombrecidas por la dispersión de concentraciones de elementos mayores relacionadas directamente con las variaciones modales, en general parece existir un proceso de cristalización fraccionada + acumulación, que relaciona las diferentes litologías estudiadas. Hay que destacar, sin embargo que el P2O5 no presenta tendencia alguna con la diferenciación. Esto es un reflejo del contenido más o menos constante de este elemento en las distintas litologías, que en general queda comprendido entre el 0.2 y 0.4 % en peso (Tabla IX.3.1), pero que puede llegar a ser mucho más abundantes en las muestras ricas en anfíbol, donde llega a alcanzar hasta el 0.78 % en peso (por ejemplo, cuerpos pegmatoides anfibólicos). La relación entre la abundancia de anfíbol y apatito y la irregularidad en la distribución de éstos en la intrusión, parece indicar una distribución también irregular del contenido de volátiles dentro de la cámara magmática representada por la intrusión de Los Molinos. III.4.2.- ELEMENTOS TRAZA En rocas acumuladas es importante determinar qué elementos traza son compatibles con las fases cristalizadas y por tanto van a estar también controlados por ellas, y qué elementos presentan un carácter incompatible, ya que estos últimos pueden representar una mejor aproximación a la evolución del líquido durante el proceso de diferenciación magmática. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 113 En la figura III.41, en la que se han enfrentado Cr, Co y Ni, frente al MgO, se observa un descenso de éstos con la diferenciación. El descenso en Ni y Co con el descenso de MgO indica la fraccionación de olivino mientras que el descenso en Cr está marcado por el fraccionamiento de clinopiroxenos (y en menor medida magnetitas con cromo), ambos desde la facies de melanogabros y gabros olivínicos hacia la facies de leucogabro, cayendo drásticamente en las venas félsicas, prácticamente desprovistas de estos minerales. La buena correlación que muestran todas las facies, en especial para el caso del Co, que no está tan influido por la mineralogía modal, indica una vez más, que todas ellas se encuentran relacionadas genéticamente, mediante procesos de cristalización fraccionada, al menos de fases ferromagnesianas. Por otro lado, el intervalo de concentración de estos elementos compatibles, definido para los magmas primitivos es de Cr: 250- 450 ppm, Co: 27-80 ppm y Ni: 500-600 ppm (Allégre et al., 1977; Wilson, 1989). Los intervalos composicionales para estos elementos en las distintas facies de gabros de la intrusión de Los Molinos, están a grandes rasgos muy por encima en la facies de melanogabros y gabros olivínicos, y en general por debajo en las facies de gabro s.s. y leucogabro, lo que indica que ninguna de estas facies representa un magma primitivo. Sólo dos muestras de melanogabros olivínicos (AC 12-2 y AC 29-3) presentan concentraciones de Cr, Co y Ni que están dentro de los mencionados intervalos definidos para magmas primitivos, y podrían ser las muestras que más se aproximen a la composición del magma parental. Los elementos de tipo L.I.L. (Large Ion Litophile) Rb y Ba, en las distintas facies de la intrusión de Los Molinos, están controlados principalmente por flogopita y feldespato potásico (Rb) y anfíbol (Ba, ver Fig. III.28). En el caso del Rb, la ausencia de correlación con la diferenciación (Fig. III.42), es un reflejo del carácter accesorio y distribución modal irregular de la flogopita. Por otro lado, como ya se observaba en los diagramas de elementos mayores, las venas porfídicas anfibólicas y, sobre todo 0 200 400 600 800 1000 1200 0 5 10 15 20 Cr (p pm ) MgO (% en peso) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 0 5 10 15 20 Co (p pm ) MgO (% en peso) 0 100 200 300 400 500 600 700 0 5 10 15 20 N i ( pp m ) MgO (% en peso) Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos Figura III.41 Diagramas de variación para Cr, Co y Ni frente a MgO como índice de diferenciación. Se observan tendencias similares para los tres elementos, de dis- minución con el aumento de la diferenciación magmática, consistentes con la fracciona- ción de minerales ferromagne- sianos. III.4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 114 las venas sieníticas, están fuertemente enriquecidas en Rb y Ba dado que, en el caso de la primera es una vena rica en mica y anfíbol y, en el caso de las venas sieníticas, son venas ricas en feldespato alcalino con respecto al resto de litologías de la intrusión. Sin embargo, el Sr presenta una buena correlación con MgO (Fig. III.42), aumentando desde la facies de melanogabros y gabros olivínicos hasta las facies de leucogabro y venas anortosíticas, éstas últimas con los mayores enriquecimientos en Sr. Esto parece ser un reflejo de la progresiva concentración de plagioclasa a medida que se fraccionan los minerales ferromagnesianos, en concordancia con lo observado en diagramas tipo Harker para elementos mayores. A su vez, las venas sieníticas presentan contenidos de Sr muy por debajo de los del resto de litologías, reflejando la abundancia de feldespatos alcalinos, el cual no ejerce control sobre el Sr, en relación al bajo contenido en plagioclasas de estas rocas. Dentro de los elementos H.F.S. (High Field Strength), tanto Zr y Hf como Nb y Ta, se han proyectado frente a MgO en la figura III.43. Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos 0 20 40 60 80 100 120 0 5 10 15 20 Rb (p pm ) MgO (% en peso) 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 0 5 10 15 20 Ba (p pm ) MgO (% en peso) 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 0 5 10 15 20 Sr (p pm ) MgO (% en peso) Figura III.42 Diagramas de variación de ele- mentos traza tipo L.I.L. frente a MgO como índice de dife- renciación. Las pautas de Rb y Ba presentan alta dispersión, mientras que el Sr aumenta con la diferenciación magmá- tica, dado que la plagioclasa, que lo retiene, se concentra progresivamente en gabros s.s., leucogabros y parte de las venas félsicas. 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 0 5 10 15 20 Zr (p pm ) MgO (% en peso) 0 5 10 15 20 25 0 5 10 15 20 Hf (p pm ) MgO (% en peso) 0 20 40 60 80 100 120 140 0 5 10 15 20 N b (p pm ) MgO (% en peso) 0 2 4 6 8 10 12 0 5 10 15 20 Ta (p pm ) MgO (% en peso) Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos Figura III.43 Diagramas de variación para elementos traza de tipo H.F.S. frente a MgO como índice de diferenciación. La dispersión observada en todos los diagra- mas es debida al control modal que ejercen clinopiroxeno y anfíbol sobre estos elementos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 115 Ninguno de ellos muestra una tendencia clara con el aumento de la diferenciación. Sin embargo, esto puede deberse a que, en mayor o menor medida, son elementos controlados por clinopiroxeno y anfíbol, de modo que su distribución puede sufrir bastante dispersión por el efecto de las concentraciones modales relativas de ambas fases minerales. Así, tanto Ta como Hf presentaban mayor afinidad en la estructura del clinopiroxeno que Nb y Zr (ver Fig. III.15), pero el mismo grado aproximadamente de compatibilidad en la estructura del anfíbol (ver Fig. III.28). A ello hay que añadir, además, que el grado de concentración de estos elementos traza en la fase mineral más abundante (clinopiroxeno) es precisamente mucho menor (alrededor de diez veces el contenido del manto primitivo), que el que presentan en anfíbol (más de 100 veces el contenido del manto primitivo para Nb - Ta y más de 50 para Zr y Hf). Esto último queda patente en las muestras anfibólicas (vena porfídica y gabros de los cuerpos pegmatoides), que siempre quedan enriquecidas con respecto al resto de facies de gabros. Además, en los diagramas de la figura III.43, las venas sieníticas quedan enriquecidas en estos cuatro elementos, especialmente en Zr. Esto se correlaciona tanto con la presencia de esfena accesoria, como con el hecho de que esta esfena contiene zonas ricas en zirconio (hasta 4 % en peso de ZrO2, ver sección III.3.2.7.). El hecho de que la dispersión en estos elementos traza, se deba a los factores mencionados de concentración relativa de unas u otras fases minerales se comprueba si se enfrentan entre ellos los elementos que conforman estos dos pares geoquímicos. En la figura III.44 se 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 0 5 10 15 20 25 Zr (p pm ) Hf (ppm) 0 2 4 6 8 10 12 0 20 40 60 80 100 120 140 Ta (p pm ) Nb (ppm) Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos 0 50 100 150 200 250 0 20 40 60 80 100 120 140 Ce (p pm ) La (ppm) 0 1 2 3 4 5 6 7 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 Th (p pm ) U (ppm) 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 Y (p pm ) Ho (ppm) 0 1 1 2 2 3 3 4 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 Yb (p pm ) Lu (ppm) Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos Figura III.44 Diagramas que muestran el comportamiento de los pares geoquímicos Zr-Hf y Nb-Ta. Las buenas correlaciones lineales entre ellos para todas las litolo- gías de la intrusión de Los Mo- linos indican que sus relaciones se han mantenido constantes a lo largo del proceso de cristali- zación, lo cual sugiere que ésta se ha producido en sistema cerrado, al menos para estos elementos. Figura III.45 Diagramas de comportamiento de elementos fuertemente in- compatibles en la intrusión de Los Molinos. El caso es similar al observado para los pares Zr- Hf y Nb-Ta. III.4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 116 observan fuertes correlaciones positivas para ambos pares en todas las facies de rocas estudiadas, con líneas que se ajustan prácticamente al eje de ordenadas, indicando que las relaciones Zr/Hf y Nb/Ta se han mantenido constantes durante el proceso de cristalización o, en otras palabras, que ésta ha tenido lugar en un sistema cerrado para dichos elementos. Esto mismo sucede para otros elementos de carácter fuertemente incompatible y comportamiento geoquímico similar, como son La-Ce, U-Th, Y-Ho e Yb-Lu. (Fig. III.45). III.4.2.1.- Diagramas de tierras raras Los espectros de REE en roca total, normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) (Fig. III.46) muestran pendientes negativas, con enriquecimientos en REE ligeras con respecto a las REE pesadas, que son característicos de basaltos OIB formados mediante bajo grado de fusión parcial (p.e. Winter, 2009). A rasgos generales los espectros de las facies de gabros son paralelos entre sí y presentan ligeras anomalías positivas de Eu, reflejando probablemente la acumulación de plagioclasa que indicaban los diagramas de tipo Harker para los elementos mayores y los propios diagramas de elementos traza en plagioclasa (ver Fig. III.18). Son espectros dominados básicamente por la concentración modal de clinopiroxeno, como muestran sus concentraciones máximas de REE ligeras entre 10 y 100 veces las del manto primitivo, y de tierras raras pesadas por debajo de 10. Los espectros de los leucogabros se encuentran algo más empobrecidos, debido a que concentran más 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo Melanogabros olivínicos Gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Pegmatoides y venas anfibólicas Venas anortosíticas y sieníticas Figura III.46 Espectros de tierras raras (REE) normalizados al manto primiti- vo de Sun y McDonough (1989) para las diferentes facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas de la intrusión de Los Molinos. Se observa un fuerte control de los mismos por la mineralogía modal de las distintas litologías (explicación en el texto). La línea gris en to- dos los diagramas corresponde al espectro del OIB de Sun y McDonough (1989). III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 117 cantidad de plagioclasa, cuyo contenido global de tierras raras es menor que el del clinopiroxeno (comparar las figuras III.15 y III.18). Tanto los pegmatoides anfibólicos como la vena porfídica anfibólica presentan las mismas composiciones que el espectro típico de los OIB de Sun y McDonough (1989), ambos controlados por los altos contenidos modales de anfíbol. Los espectros de las venas félsicas son también coherentes con su mineralogía modal. Así, los espectros para las venas anortosíticas (espectros de color amarillo oscuro) son similares a los de los leucogabros, con una anomalía de Eu más pronunciada (por la abundancia extrema de plagioclasa modal) e igualmente empobrecidos en todas las REE. Sin embargo, dentro de las venas sieníticas, los espectros presentan diferentes concentraciones de REE ligeramente superiores, relacionadas con la presencia de esfena en estas litologías (Tabla III.2). La esfena suele retener REE medias (Sm a Ho), por lo que su fraccionación, de las venas de sienita a las venas de feldespato alcalino, hace que estas últimas tiendan a presentar espectros con morfología algo cóncava de REE medias a HREE, característica de dicha fraccionación (Eby et al., 1998). III.4.2.2.- Diagramas multielemento Los diagramas multielemento o spider normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) (Fig. III.47) son similares en todas las facies de gabros. Estos espectros, aunque paralelos al espectro de los 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti GdTb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti GdTb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti GdTb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti GdTb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti GdTb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1.0 10.0 100.0 1000.0 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti GdTb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo Melanogabros olivínicos Gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Pegmatoides y venas anfibólicas Venas anortosíticas y sieníticas Figura III.47 Diagramas multielemento, o spider, normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) para las diferentes de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas de la intrusión de Los Molinos. Como en el caso de los espectros de tierras ra- ras, se encuentran controlados por la mineralogía modal de las diferentes litologías. La línea gris en todos los diagramas co- rresponde al espectro del OIB de Sun y McDonough (1989). III.4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 118 OIB de Sun y McDonough (1989), están empobrecidos con respecto a éste. En general, los espectros de las facies de gabros, presentan fuertes anomalías negativas de K en melanogabros y gabros olivínicos, y más moderadas en gabros s.s. y sobre todo en leucogabros, debido a la mayor concentración de plagioclasa. También en relación con ella, todas las facies de gabro presentan anomalía positiva de Sr, pero ésta se hace más pronunciada en gabros s.s. y sobre todo en leucogabros. En todos los diagramas multielemento se observa un mayor enriquecimiento de Ta con respecto a Nb, lo cual es indicativo del control modal de clinopiroxeno y además, en los gabros s.s. se observa una fuerte anomalía positiva de Ti, que refleja la gran abundancia modal de magnetita e ilmenita en esta facies, abundancia que también sigue siendo importante, aunque menor, en los leucogabros. Las facies pegmatoides anfibólicas y la vena porfídica anfibólica presentan, al igual que ocurría con los espectros de REE, diagramas multielemento muy similares. Sin embargo, las primeras están ligeramente enriquecidas, y en especial la muestra AC 5-1, en los elementos U y Th reflejando el mayor porcentaje modal de apatito que presentan con respecto a la vena porfídica. Del mismo modo, la vena porfídica presenta ligeros enriquecimientos en Zr y Hf con respecto a los pegmatoides anfibólicos debido al mayor porcentaje modal en ella de esfena. En las venas anortosíticas, los diagramas multielemento están dominados por una fuerte anomalía positiva de Sr y una de menor intensidad de Eu, en consonancia con su mineralogía modal, rica en plagioclasa. En las venas sieníticas, sin embargo, es destacable la mayor concentración de tierras raras y sobre todo de Zr y Hf, que presentan una fuerte anomalía positiva relacionada con la presencia y composición de la esfena accesoria en estas litologías. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 119 III.5.- PROCESOS Y MECANISMOS DE CRISTALIZACIÓN Las observaciones petrográficas realizadas en las distintas facies de gabros de la intrusión de Los Molinos, permiten establecer la siguiente secuencia de cristalización: Olivino (+ magnetita con Cr2O3 y Al2O3)→ Clinopiroxeno → Plagioclasa → Apatito → Anfíbol → Mica Los minerales más tempranos corresponden a los olivinos que presentan inclusiones de magnetita rica en Cr2O3 y Al2O3 en la facies de melanogabros y gabros olivínicos (Fig. III.21). Franz y Wirth (2000) describen inclusiones similares (cúbicas y, en mayor medida, aciculares) en xenolitos ultramáficos del archipiélago de Bismarck (Papúa Nueva Guinea). Estos autores sugieren que los olivinos cristalizados a alta presión y temperatura, pueden admitir cantidades significativas de Cr2O3 y Al2O3 en su estructura, y que si más tarde esos olivinos experimentan enfriamiento y descompresión, Cr2O3 y Al2O3 son exsueltos con la consiguiente formación de espinela, mediante la siguiente reacción: (Mg, Fe2+)2-x Crx [Alx Si1-xO4](olivino) → x(Mg, Fe2+)CrAlO4 (espinela) + (1-x)(Mg, Fe2+)2SiO4 (olivino) En el caso de Los Molinos, aunque la espinela incluida en olivino pertenece al grupo de las magnetitas, la alta abundancia de inclusiones aciculares en muchos olivinos y en algunos clinopiroxenos, así como su distribución según planos cristalográficos en ambos minerales, sugieren la actuación de procesos similares, e indicarían tal vez una mayor presión de cristalización para los minerales cúmulo más tempranos. Esto es consistente además con la diferencia de composición entre los clinopiroxenos de las muestras que ocupan las partes más bajas de la intrusión en el sector de Morro Negro, que son de composición augítica, rica en Cr2O3 y Al2O3, a diferencia del resto de clinopiroxenos de la intrusión, más diopsídicos y con características indicativas de menor presión de cristalización (Tabla III.4). La formación de estos primeros minerales cúmulo retira Cr2O3 y Al2O3 del líquido original en ascenso, de manera que los siguientes olivinos en formarse no presentan ya este enriquecimiento, y se ven libres de este tipo de inclusiones. Como ya se comentó en la sección III.2.1, las relaciones texturales entre los minerales principales: olivino, clinopiroxeno y plagioclasa, indican que estos minerales cristalizaron en ese orden, seguidos de apatito, anfíbol y finalmente mica. Los óxidos de Fe y Ti que aparecen: formando minerales aislados, incluidos en, o rodeados por prácticamente el resto de las otras fases, han debido saturarse en el magma, en mayor o menor proporción, durante todos los estadios de la cristalización. En este sentido, las distintas facies de gabros que componen las intrusión de Los Molinos y que se definen esencialmente por su mineralogía III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 120 modal, presentan características de rocas acumuladas formadas por un mush de cristales con fundido intersticial entre ellos. La terminología de rocas acumuladas fue propuesta por Wager et al., (1960) con el fin de conocer la evolución de cámaras magmáticas en enfriamiento, y concretamente el término ortoacumulado fue designado para rocas generadas por la rápida acumulación de uno o más minerales cúmulo, seguida de la cristalización de un porcentaje importante de líquido intercumular (>25 %), para formar fases minerales intercúmulo de distinta composición (Wager et al., 1960; Hunter, 1996). Como se ha comentado en la sección III.2, los melanogabros y gabros olivínicos de la intrusión de Los Molinos constituirían ortoacumulados, con olivino, clinopiroxeno y parte de los óxidos de Fe-Ti como minerales cúmulo, y plagioclasa, anfíbol, apatito y mica como minerales cristalizados a partir del líquido intercumular. En relación con lo anterior, la variación de composición química en los feldespatos es el principal reflejo de la posible evolución de dicho líquido intercumular. Esta variación sugiere que existe una relación genética mediante cristalización fraccionada entre las distintas facies de gabros y venas félsicas asociadas. Así, los feldespatos van siendo de manera general más sódicos desde la facies de melanogabros y gabros olivínico hasta la facies de leucogabro. Pero además, en las venas de sienita encontramos cristales de plagioclasa ya muy sódica (oligoclasa-albita), rodeados por feldespato potásico de tipo sanidina, y este último cambia su composición a feldespato muy rico en K2O (tipo ortosa) en las venas de sienita de feldespato alcalino. Esta es la evolución típica que se observa en los feldespatos formados en rocas cogenéticas alcalinas mediante cristalización fraccionada (Henderson y Gibb, 1983). Estos rasgos indican la existencia de un proceso de cristalización fraccionada bastante exhaustivo, que genera un pequeño volumen (venas) de diferenciados, a partir de líquidos probablemente residuales de la cristalización de los gabros. Por otro lado, tanto la clasificación modal de las distintas facies de gabros (Fig. III.1), en la cual no se observan gaps importantes de composición entre unos y otros tipos, así como los contactos graduales entre unas facies y otras, observados en campo (Fig. II.4 y II.5), indican cogenetismo entre ellas. Las tendencias observadas en la geoquímica de roca total también apoyan lo anterior. Así, en los diagramas de elementos mayores (Fig. III.40) donde las concentraciones de CaO, Al2O3, Na2O y K2O aumentan a medida que disminuyen las de MgO, TiO2 y Fe2O3t indican fraccionación de minerales ferromagnesianos y progresiva concentración de plagioclasa. Esto se ve reforzado por los diagramas de distribución de elementos traza compatibles con ambos conjuntos de fases minerales (Ni, Cr y Co para ferromagnesianos y Sr para plagioclasa). Además, los elementos de moderada a fuertemente incompatibles (tanto H.F.S. como U-Th y REE), aunque presentan dispersión en sus concentraciones a medida que aumenta la diferenciación, debido III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 121 al control que ejercen sobre ellos las variaciones en la mineralogía modal, mantienen constantes sus relaciones de concentración, lo que indica que el proceso de cristalización fraccionada se desarrolló predominantemente en condiciones de sistema cerrado, al menos para dichos elementos. Esto se puede comprobar realizando diagramas log-log que enfrenten a un elemento fuertemente incompatible, como por ejemplo, Lu con otro elemento de incompatibilidad más moderada. En la figura III.48 se observa que, independientemente del grupo al que pertenezca el elemento moderadamente incompatible (L.I.L., como el Ba; H.F.S., como el Nb, REE ligeras como La, etc.), se obtiene en estos diagramas una buena correlación lineal, que indica que las concentraciones de estos elementos han ido variando en relación con un proceso de cristalización fraccionada a lo largo del cual sus coeficientes de reparto globales (D) no han variado (López-Ruiz y Cebriá, 1990). Si se plantean diagramas de este tipo para elementos traza compatibles, se observa que a veces las correlaciones lineales cambian de pendiente, indicando cambios en los coeficientes de reparto global de los elementos implicados. Así, en el diagrama logNi – logCo (Fig. III.49), se observa cómo estos elementos inicialmente mantienen D parecidos (descenso de ambos, controlados sólo por el olivino), mientras que en algunos gabros s.s. y en los leucogabros, el cambio de pendiente se relaciona con el cambio de comportamiento de Co, que pasa a ser compatible también con la magnetita. Otro ejemplo es el diagrama que enfrenta logEu – logBa (Fig. III.49). En él se observa cómo al principio Eu y Ba mantienen D parecidos (Eu controlado por la plagioclasa y Ba por el anfíbol), para 1 10 100 1000 10000 0.0 0.1 1.0 Ba (p pm ) Lu (ppm) 1 10 100 1000 0.0 0.1 1.0 N b (p pm ) Lu (ppm) 1 10 100 1000 0.0 0.1 1.0 La (p pm ) Lu (ppm) 1 10 100 0.0 0.1 1.0 Y (p pm ) Lu (ppm) 0 1 10 0.0 0.1 1.0 U (p pm ) Lu (ppm) Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos Figura III.48 Diagramas log-log de elemen- tos incompatibles frente a Lu para los gabros, cuerpos peg- matoides y venas félsicas de la intrusión de Los Molinos. III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 122 luego sufrir un cambio de pendiente y de signo de correlación cuando el Eu deja de ser compatible con la entrada de feldespato potásico en las venas sieníticas. Estos diagramas nos dan idea también, al igual que los diagramas tipo Harker para elementos mayores, de que los minerales ferromagnesianos se están fraccionando (Ni y Co presentan correlación negativa) mientras que la plagioclasa y el anfíbol se están concentrando en el líquido intercumular (correlación positiva de Eu y Ba). Esta concentración, sin embargo, deja de tener lugar en las venas sieníticas, en las que dominan feldespatos alcalinos. Las condiciones de sistema cerrado durante este proceso de cristalización fraccionada se pueden poner a prueba en diagramas que enfrentan la relación entre un elemento fuertemente incompatible y uno moderadamente incompatible, frente al primero (diagramas tipo Ci L / Cj L - C i L, López-Ruiz y Cebriá, 1990). En este tipo de diagramas, las rocas que han evolucionado dentro de un sistema cerrado vuelven a producir pautas de distribución lineales, mientras que en los casos de sistema abierto, las pautas se vuelven hiperbólicas. En la figura III.50, se observa que para elementos como el Hf, moderadamente incompatible, la pauta es lineal para todas las facies de gabros y, para elementos de máxima diferencia en D (Sr, compatible en plagioclasa), obtenemos una tendencia a la horizontalidad, provocada por el pequeño valor de DTh/DSr, pero en cualquier caso las tendencias son lineales y no hiperbólicas. Hay que destacar, sin embargo, que en estos diagramas, al igual que en algunos diagramas log-log, las venas sieníticas presentan alta dispersión y no se ajustan bien a correlaciones con los gabros. En los casos en los que se ajustan (Fig. III.48), siempre parecen estar relacionadas con los cuerpos pegmatoides anfibólicos y vena porfídica anfibólica, mientras que las venas anortosíticas (también dispersas en algunos diagramas) parecen estar más relacionadas con los leucogabros. Una vez identificados los procesos de cristalización fraccionada y acumulación como principales mecanismos para generar la intrusión de Los Molinos, cabe la posibilidad de cuantificarlos y modelizarlos. Para ello, se deben tener en cuenta una serie de premisas, como son, por ejemplo, la composición de las rocas, la composición mineralógica y las condiciones de P, T y fO2 en las que se han producido. Como se indica al principio de esta sección, el primer mineral en cristalizar correspondería a los óxidos euhedrales ricos en Cr que 1 10 100 1.0 10.0 100.0 1000.0 Co (p pm ) Ni (ppm) 1 10 100 1000 10000 0.1 1.0 10.0 Ba (p pm ) Eu (ppm) Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos Figura III.49 Diagramas log-log entre ele- mentos compatibles en las facies de gabros, cuerpos peg- matoides venas félsicas de la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 123 aparecen incluidos en el olivino de las facies melanocráticas, seguido rápidamente, de la fraccionación de olivino rico en el componente forsterítico. Este proceso extrae del líquido inicial cantidades altas de Cr2O3, NiO y MgO y menores de FeO y TiO2, lo cual se refleja, además, en los diagramas de variación que enfrentan estos elementos, como por ejemplo los de la figura III.40 y III.41. De este modo se estabiliza la cristalización de los bordes de olivino, ligeramente enriquecidos en hierro, y clinopiroxeno. El hecho de que se observen olivinos incluidos en cristales de clinopiroxeno apunta a que existe un momento en el que están co-cristalizando. Por otro lado, las anomalías positivas de Eu observadas en los diagramas de REE de plagioclasas (Fig. III.18) y el aumento de calcio, sodio y Sr según progresa la diferenciación, que se observaba en los diagramas de variación (Fig. III.40 y III.42), indican que la plagioclasa no se ha fraccionado, o que al menos, no lo ha hecho predominantemente en los primeros estadios de la cristalización, sino que se ha acumulado durante el proceso. Este proceso de acumulación de plagioclasa es una característica común en cámaras emplazadas a poca profundidad (Zhou et al., 2008; Pang et al., 2010), por lo que estaría en consonancia con las bajas presiones obtenidas a partir de la química mineral. En este sentido, las altas cantidades de CaO en el olivino (Jurewicz and Watson, 1988) y las bajas relaciones de AlVI/AlIV en el clinopiroxeno (Aoki and Shiba, 1973; Aydin et al., 2009) sugieren bajas presiones de cristalización para estos minerales, las cuales se han estimado aproximadamente en 3.2 Kb (promedio de las presiones halladas para todo el conjunto de facies) mediante el geobarómetro para clinopiroxenos propuesto por Nimis (1999), presiones que corresponderían a los primeros estadios de la cristalización, y en 0.7 kb para los últimos estadios (promedio de las presiones halladas mediante el geobarómetro de Anderson y Smith, 1995 en anfíboles) Por otro lado, se han obtenido temperaturas de cristalización para el olivino entre 1167 y 954 oC mediante el geotermómetro propuesto por De Hoog et al., (2010). De este modo se deduce que el primer estadio de cristalización, descrito arriba, tuvo lugar a media-baja presión y alta temperatura. El líquido residual resultante de este primer estadio de cristalización está enriquecido en SiO2, Al2O3, CaO y Na2O con respecto a MgO y FeO. En este estadio, las fases predominantes en la cristalización 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0 6.0 7.0 Th /H f Th (ppm) 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0 6.0 7.0 Th /S r Th (ppm) Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alcalino Venas anortosíticas Gabros anfibólicos Venas sieníticas Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos Figura III.50 Diagramas de tipo Ci L / Cj L - C i L que enfrentan la relación entre un elemento fuertemente incompatible (Th) frente a un elemento moderadamente incompatible (Hf y Sr) para los gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas de la intrusión de Los Molinos. III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 124 son clinopiroxeno y plagioclasa. Las texturas ofíticas observadas en las facies de gabro más evolucionadas (gabros s.s. y leucogabbros) indican que ambos minerales han nucleado a la vez. Por otro lado, las anomalías positivas de Eu observadas en los diagramas de REE (Fig. III.46) indican que la acumulación de plagioclasa sigue teniendo lugar. La retirada de grandes cantidades de clinopiroxeno y plagioclasa cálcica empobrece al líquido residual en CaO y lo enriquece en SiO2, Al2O3, Na2O, K2O y volátiles, dando paso a la estabilización de plagioclasa más sódica, apatito, el cual alberga la mayor parte de las REE, y anfíbol como principal fase ferromagnesiana. Esto deja al líquido residual enriquecido en SiO2 y K2O, para estabilizar finalmente la mica y, eventualmente, el feldespato potásico. Este segundo estadio de cristalización tendría lugar bajo temperaturas aproximadas de 900 oC o quizá algo inferiores (ver sección III.3.2.2). Por tanto, de todo lo anterior se deduce que las diferentes facies de gabros que forman la intrusión de Los Molinos se encuentran relacionadas genéticamente, de manera que las facies más evolucionadas se han generado mediante procesos de cristalización fraccionada y acumulación a partir de las facies más primitivas. III.5.1.- MODELOS DE CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA Una vez obtenida la secuencia de cristalización que se quiere cuantificar, hay que identificar el magma parental a partir del cual pudo formarse dicha secuencia. En este sentido, la composición de roca total no nos sirve más que como estimación indirecta puesto que, al tratarse de rocas acumuladas, no existe la seguridad de que representen la composición del fundido a partir del cual se formaron. A pesar de ello, y como se comentó en la sección III.4, existen dos composiciones de roca total, correspondientes a las muestras AC 12-2 y AC 29-3 (melanogabros olivínicos) cuyo número de Mg y concentraciones de Cr, Co y Ni se encuentran dentro de los intervalos correspondientes a magmas primitivos definidos por Allégre et al., (1977); Frey et al., (1978) y Wilson (1989). Por tanto, estas muestras se van a utilizar como aproximaciones al magma parental en los modelos de cristalización fraccionada. Además de ellas, también se ha utilizado la muestra AC 165-2 (melanogabro olivínico) como posible análogo de magma parental, ya que, aunque no cumple exactamente con los criterios descritos por los mencionados autores, presenta características muy próximas a éstos. La cuantificación del proceso se ha realizado mediante el método de balance de masas con elementos mayores, similar al que se usa en algunos softwares como por ejemplo PetroGraph de Peterelli et al., (2005) u OBTIMASBA de Cabero et al., (2012), y que se basa en la ecuación: mo = mf ± mi1 ± ... ± min III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 125 donde mo es la masa inicial, mf es la masa final y mi corresponde a las masas fraccionadas, si se suman, o acumuladas, si se restan. El cálculo del Fe2O3 y FeO se realizó con el software PELE de Boudreau (1999) a 2.5 Kb de presión, de acuerdo con los valores medios de presión obtenidos a partir de los geobarómetros de clinopiroxeno y anfíbol, y con fO2 en el buffer NiNiO, de acuerdo con la barometría de oxígeno obtenida a partir de los óxidos Fe-Ti (Fig. III.22B). Para el modelado, se han usado valores promedio, tanto en las composiciones de roca total (Tabla III.11) como para la química mineral (Tabla III.12). Se han realizado ocho modelos petrogenéticos de cristalización fraccionada (FC), cinco para las distintas facies de gabros y tres para la generación de venas félsicas a partir de ellos: 1) Modelo de FC sin acumulación, en dos etapas: melanogabros olivínicos a gabros s.s. y gabros s.s. a leucogabros 2) Modelo de FC sin acumulación, en una sola etapa: melanogabros olivínicos a leucogabros 3) Modelo de FC con acumulación, en dos etapas: melanogabros olivínicos a gabros s.s. y gabros s.s. a leucogabros 4) Modelo de FC con acumulación, en una sola etapa: melanogabros olivínicos a leucogabros 5) Modelo mixto: FC sin acumulación en la primera etapa (melanogabros olivínicos a gabros s.s.) y con acumulación en la segunda (gabros s.s. a leucogabros). 6) Modelo de FC con acumulación para modelizar el paso de leucogabros a venas porfídicas anfibólicas 7) Modelo de FC con acumulación para modelizar el paso de leucogabros a venas anortosíticas 8) Modelo de FC con acumulación para modelizar el paso de leucogabros a venas sieníticas En los modelos 1 a 5, se ha utilizado siempre como composición inicial Melno.oliv. Gabro s.s. Leucogabro V.Porfídica V. Anortosita V. Sienítica SiO2 42.81 44.39 45.37 44.73 47.83 60.07 Al2O3 10.49 16.14 18.58 14.51 24.71 17.78 Fe2O3 2.70 1.62 2.04 2.17 0.74 1.05 FeO 11.78 9.50 8.02 8.36 0.74 3.19 MnO 0.21 0.14 0.12 0.16 0.01 0.09 MgO 13.61 6.61 4.04 6.06 1.30 1.25 CaO 10.55 12.25 12.26 9.90 11.70 2.72 Na2O 1.96 2.62 3.03 3.54 3.76 6.09 K2O 0.70 0.62 0.61 1.77 0.61 4.80 TiO2 3.39 4.26 4.09 4.26 0.53 1.19 P2O5 0.34 0.23 0.21 0.38 0.04 0.32 Total 98.53 98.38 98.37 95.84 91.96 98.54 Tabla III.11 Análisis de roca total usados para la modelización. III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 126 la media de las composiciones de roca total para las rocas “madre”, es decir, aquellas muestras cuyas características se aproximan más a magmas primitivos, y por tanto lo más análogas posible al magma parental. Para las composiciones finales, a comparar con las calculadas, se han utilizado en cada caso, las medias de roca total para cada facies a modelizar (Tabla III.11). En los modelos de dos etapas, se ha utilizado siempre como composición inicial de la segunda etapa, la calculada en la primera etapa. En el modelo 6 la composición de partida corresponde a la media de roca total para la facies de leucogabro y la composición final a la de la muestra AC 23-9 (vena porfídica anfibólica). En modelo 7 la composición de partida en la misma que en el modelo 6, y la composición final corresponde a la media de las venas anortosíticas. Por último, en el modelo 8, la composición de partida es de nuevo Composiciones minerales de las facies de melanogabros y gabros olivínicos Ox. (Cr) Fo71 Fo65 Di78 Di73 An78 An48 Ap Anf Bt SiO2 0.00 37.46 36.90 48.85 44.96 48.42 54.50 0.00 41.36 36.21 Al2O3 7.90 0.00 0.02 4.49 7.20 32.35 27.43 0.00 11.10 14.33 Fe2O3 34.02 0.00 0.00 3.19 6.12 0.00 14.10 FeO 34.28 25.83 30.36 3.08 1.58 0.28 0.15 0.51 10.92 0.00 MnO 0.37 0.45 0.51 0.13 0.15 0.02 0.00 0.10 0.14 0.01 MgO 2.57 34.99 31.35 14.48 12.64 0.00 0.00 0.05 12.12 15.07 CaO 0.02 0.12 0.32 22.58 23.63 16.00 10.46 54.20 11.87 0.03 Na2O 0.51 0.47 2.35 6.01 0.00 3.16 0.61 K2O 0.12 0.21 0.00 1.11 8.86 TiO2 7.51 0.01 0.03 2.18 3.21 0.07 0.12 0.01 6.22 6.22 P2O5 43.64 Total 86.67 98.87 99.48 99.50 99.97 99.61 98.88 98.51 98.00 95.44 Composciones minerales de las facies de gabros s.s. Fo60 Di78 Di65 An73 An36 Ap Mgt64 Mgt96 Anf Bt SiO2 36.26 51.71 48.60 49.06 59.01 0.00 0.01 0.01 39.34 36.27 Al2O3 0.00 2.50 4.36 31.86 25.76 0.04 1.03 2.07 12.73 14.52 Fe2O3 0.00 1.76 3.70 23.95 60.22 0.00 16.03 FeO 33.63 4.65 6.02 0.29 0.19 0.06 48.30 30.21 11.99 0.00 MnO 0.24 0.09 0.13 0.00 0.00 0.01 0.57 0.06 0.17 0.01 MgO 28.88 15.09 11.73 0.00 0.00 0.07 0.53 1.44 10.69 14.49 CaO 0.25 22.25 22.53 15.10 7.75 53.97 0.03 0.03 11.13 0.00 Na2O 0.58 0.82 2.93 7.34 0.03 2.72 0.38 K2O 0.13 0.51 0.01 1.70 9.79 TiO2 0.03 1.12 1.83 0.04 0.04 0.00 21.26 2.41 7.31 6.11 P2O5 41.46 Total 99.29 99.75 99.73 99.40 100.60 95.64 95.68 96.45 97.77 97.59 Composciones minerales de las facies de leucogabros Di74 Di68 An63 An44 Ap Mgt44 Mgt45 Anf Bt SiO2 48.47 48.25 51.63 56.44 0.00 0.05 0.00 39.68 36.08 Al2O3 4.12 4.46 30.64 27.20 0.00 5.50 3.96 12.10 17.20 Fe2O3 4.40 5.15 28.01 29.22 0.00 13.79 FeO 3.51 3.61 0.30 0.29 0.16 46.95 45.57 11.13 0.87 MnO 0.02 0.00 0.00 0.00 0.03 0.43 0.35 0.15 0.02 MgO 13.82 11.92 0.00 0.00 0.00 0.70 1.08 10.82 14.28 CaO 22.79 24.05 13.46 9.42 54.81 0.03 0.00 12.61 0.05 Na2O 0.52 0.81 4.29 6.30 0.00 2.53 0.51 K2O 0.23 0.43 0.00 1.68 8.80 TiO2 2.06 1.88 0.15 0.05 0.00 17.72 17.71 6.41 5.16 P2O5 42.74 Total 99.70 100.12 100.70 100.14 97.74 99.39 97.89 97.08 96.75 Composciones minerales de las venas félsicas Ilm92 Di73 Ab84 Or90 Esfena SiO2 0.00 49.85 67.12 63.69 28.04 Al2O3 0.07 3.29 20.27 17.80 0.49 Fe2O3 0.00 1.21 1.16 FeO 43.26 6.29 0.08 0.07 0.00 MnO 0.34 0.16 0.00 0.00 0.06 MgO 1.91 12.92 0.00 0.00 0.01 CaO 0.00 23.02 0.64 0.00 28.39 Na2O 0.48 10.62 1.05 0.09 K2O 2.52 14.96 0.00 TiO2 53.04 1.84 0.00 0.00 35.43 P2O5 Total 98.62 99.06 101.25 97.56 93.66 Tabla III.12 Análisis de química mineral utilizados para la modelización. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 127 la misma que en el modelo 6 y 7, y la composición final corresponde a la media de las venas sieníticas, tanto venas sieníticas como venas sieníticas de feldespato alcalino. Para todos los modelos, se entiende como fraccionado a los cristales cúmulo, y como acumulado a las fases minerales formadas a partir del líquido intercumular. El paso de melanogabros olivínicos a gabros s.s., MODELO 1 etapa 1 (Tabla. III.13), conlleva el fraccionamiento de olivino, principalmente forsterítico, y de diópsido, con cantidades menores de apatito, anfíbol y biotita, generando un total de 35.2 % de fraccionación. Las cantidades necesarias que hay que fraccionar para pasar de una facies a otra son mayores que las diferencias modales observadas entre ellas, sobre todo en el caso del clinopiroxeno, donde es necesario fraccionar un 5 % más que la diferencia modal observada. Aun así, el error cuadrático medio (r2) es de 0.39 para este modelo, siendo la cantidad de Fe2O3 la que peor se ajusta a la real, con una diferencia de más de 1 entre los valores reales y los valores calculados. En la etapa 2 de este modelo, el paso de gabros s.s. a leucogabros (Tabla. III.13), se ha tomado como roca de partida, roca “madre”, la calculada en el paso anterior. Esta etapa conlleva la fraccionación principalmente de diópsido, con cantidades menores de olivino, apatito, óxidos de Fe-Ti, anfíbol y mica. Las cantidades que deben fraccionarse de clinopiroxeno son aproximadamente un 4 % mayores que las diferencias existentes en la moda de ambas facies. No obstante, las cantidades del resto de minerales fraccionados se ajustan bastante bien a las diferencias Etapa 1: De melanogabros olivínicos a gabros s.s. Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 42.81 44.39 44.85 -0.45 Fraccionado % Al2O3 10.49 16.14 15.51 0.63 Fo71 20 Fe2O3 2.70 1.62 3.37 -1.74 Fo65 1.5 FeO 11.78 9.50 9.16 0.34 Di78 10 MnO 0.21 0.14 0.14 0.00 Di73 3 MgO 13.61 6.61 6.43 0.18 Ap 0.4 CaO 10.55 12.25 11.64 0.61 Anf 0.2 Na2O 1.96 2.62 3.00 -0.38 Bt 0.1 K2O 0.70 0.62 0.96 -0.34 35.2 TiO2 3.39 4.26 4.73 -0.48 P2O5 0.34 0.23 0.27 -0.05 r2 0.39 Total 0.00 98.37 100.05 Etapa 2: De gabros s.s. a leucogabro Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 44.85 45.37 45.83 -0.46 Fraccionado % Al2O3 15.51 18.58 18.40 0.18 Fo65 0.3 Fe2O3 3.37 2.04 2.01 0.03 Fo60 0.1 FeO 9.16 8.02 8.83 -0.81 Di78 11 MnO 0.14 0.12 0.15 -0.03 Di65 3 MgO 6.43 4.04 4.83 -0.79 Ap 0.2 CaO 11.64 12.26 10.43 1.83 Mgt56 2 Na2O 3.00 3.03 3.63 -0.59 Mgt98 1 K2O 0.96 0.61 0.87 -0.26 Anf 1.9 TiO2 4.73 4.09 4.85 -0.76 Bt 2.5 P2O5 0.27 0.21 0.24 -0.03 22 Total 100.05 98.37 100.07 r2 0.49 Tabla III.13 MODELO 1. Modelo de cristali- zación fraccionada sin acumu- lación, en dos etapas: melano- gabros olivínicos a gabros s.s. y gabros s.s. a leucogabros. III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 128 modales reales. El porcentaje total de fraccionación para esta etapa es del 22 %, lo que hace un total de 57.2 % de fraccionación necesario para este modelo. El error cuadrático medio para este paso es de 0.49, siendo el CaO el óxido que peor se ajusta a la composición real de la facies de leucogabro. En el MODELO 2 (Tabla. III.14), se ha realizado el paso directo desde melanogabros olivínicos a leucogabros, teniendo en cuenta únicamente cristalización fraccionada, sin acumulación. Para ello, se deben fraccionar principalmente olivino y diópsido, con cantidades menores de plagioclasa labradorita-andesina (An48), apatito, óxidos de Fe-Ti, y mica, pero con una cantidad de anfíbol relativamente importante (8 %). Las cantidades fraccionadas en el modelo se ajustan bien a las diferencias modales reales en el caso del olivino, pero son algo mayores para clinopiroxeno, anfíbol y el resto de minerales. El total Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 42.81 45.37 45.46 -0.09 Fraccionado % Al2O3 10.49 18.58 19.62 -1.05 Fo71 21 Fe2O3 2.70 2.04 2.35 -0.31 Fo65 1 FeO 11.78 8.02 7.25 0.77 Di78 20 MnO 0.21 0.12 0.17 -0.05 Di73 1 MgO 13.61 4.04 4.32 -0.28 An48 4 CaO 10.55 12.26 11.20 1.06 Ap 0.6 Na2O 1.96 3.03 3.42 -0.39 Mgt56 2 K2O 0.70 0.61 0.89 -0.28 Mgt98 1 TiO2 3.39 4.09 5.15 -1.06 Anf 8 P2O5 0.34 0.21 0.24 -0.03 Bt 2 Total 98.53 98.37 100.09 60.6 r2 0.37 Etapa 1: De melanogabros olivínicos a gabros s.s. Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 42.81 44.39 44.61 -0.22 Acumulado % Al2O3 10.49 16.14 16.96 -0.83 An78 13 Fe2O3 2.70 1.62 3.32 -1.69 An48 10 FeO 11.78 9.50 9.00 0.51 Mgt56 3 MnO 0.21 0.14 0.14 0.00 26 MgO 13.61 6.61 7.42 -0.81 Fraccionado % CaO 10.55 12.25 11.37 0.87 Fo71 11 Na2O 1.96 2.62 2.80 -0.18 Fo65 3 K2O 0.70 0.62 0.67 -0.05 Di78 7 TiO2 3.39 4.26 3.52 0.74 Di73 2 P2O5 0.34 0.23 0.21 0.02 Ap 0.3 Total 98.53 98.38 100.03 Anf 1 Bt 0.6 r2 0.49 24.9 Etapa 2: De gabros s.s. a leucogabro Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 44.61 45.37 45.62 -0.25 Acumulado % Al2O3 16.96 18.58 19.27 -0.69 An73 4 Fe2O3 3.32 2.04 2.46 -0.41 An36 4 FeO 9.00 8.02 8.17 -0.15 Anf 0.3 MnO 0.14 0.12 0.13 -0.01 8.3 MgO 7.42 4.04 6.07 -2.02 Fraccionado % CaO 11.37 12.26 11.04 1.22 Fo65 2 Na2O 2.80 3.03 3.25 -0.22 Fo60 1 K2O 0.67 0.61 0.52 0.09 Di78 4 TiO2 3.52 4.09 3.29 0.80 Di65 3 P2O5 0.21 0.21 0.22 -0.01 Mgt64 0.5 Total 100.03 98.37 100.03 Mgt93 0.5 Bt 2 r2 0.58 13 Tabla III.14 MODELO 2. Modelo de crista- lización fraccionada sin acu- mulación, en una sola etapa: melanogabros olivínicos a leu- cogabros. Tabla III.15 MODELO 3. Modelo de cristali- zación fraccionada con acumu- lación, en dos etapas: melano- gabros olivínicos a gabros s.s. y gabros s.s. a leucogabros. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 129 de fraccionación del modelo es del 60.6 %, similar al del modelo 1, y el error cuadrático medio es de 0.37 donde FeO y sobre todo CaO son los óxidos peor ajustados, puede que en relación con la alta cantidad necesaria de anfíbol a fraccionar. En la primera etapa del MODELO 3 (Tabla. III.15), en el cual se ha tenido en cuenta la acumulación, se ha modelado el paso de melanogabros olivínicos a gabros s.s. Aquí, es necesaria una acumulación total del 26 % casi exclusivamente de plagioclasa (tanto cálcica, bytownita, como algo más sódica, labradorita-andesina) y algo de óxidos de Fe-Ti. Además, se ha fraccionado un total del 24.9 %, fundamentalmente de olivino y diópsido, con cantidades menores de apatito, anfíbol y mica. Las cantidades, tanto acumuladas como fraccionadas, se ajustan bien a las diferencias modales observadas en ambas litologías, con un error cuadrático medio de 0.49 donde Fe2O3, es el óxido peor ajustado. La segunda etapa de este modelo (Tabla. III.15) conlleva un 8.3 % de acumulación de plagioclasa (bytownita y andesina), bastante menor a la diferencia real observada, y una fraccionación del 13 % de olivino, clinopiroxeno, óxidos de Fe-Ti y mica en cantidades que se ajustan bien a las diferencias modales reales. El error cuadrático medio es de 0.58 donde MgO y CaO son los óxidos peor ajustados. En el MODELO 4 (Tabla. III.16) se pasa directamente de melanogabros olivínicos a leucogabros mediante la acumulación de un 26 % de plagioclasa (labradorita y andesina), un 3 % de óxidos de Fe-Ti y un 0.9 % de apatito y mica, y mediante la fraccionación de 21 % de olivino y 14 % de clinopiroxeno fundamentalmente. Además se hace necesaria la fraccionación de un 2 % de anfíbol, lo que hace un total de 37.5 % de fraccionación. Estas cantidades, se ajustan bastante bien a las diferencias reales observadas, excepto para la acumulación de plagioclasa, ya que se acumula un 8 % menos de lo que debería. El error cuadrático medio para este modelo es de 0.35 y los óxidos peor ajustados son el CaO y sobre todo el Fe2O3. En el MODELO 5 (Tabla. III.17), se han considerado de nuevo dos etapas, la primera para pasar de melanogabros olivínicos a gabros s.s. y la segunda para pasar de éstos últimos a leucogabros. A diferencia de los modelos previos, en este se combinan un primer paso sin acumulación Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 42.81 45.37 45.10 0.27 Acumulado % Al2O3 10.49 18.58 19.01 -0.43 An63 13 Fe2O3 2.70 2.04 3.46 -1.42 An44 13 FeO 11.78 8.02 7.48 0.55 Ap 0.14 MnO 0.21 0.12 0.12 0.00 Mgt44 3 MgO 13.61 4.04 4.61 -0.57 Bt 0.05 CaO 10.55 12.26 11.31 0.94 29.19 Na2O 1.96 3.03 3.44 -0.41 Fraccionado % K2O 0.70 0.61 0.87 -0.26 Fo65 20 TiO2 3.39 4.09 4.08 0.01 Fo60 1 P2O5 0.34 0.21 0.55 -0.34 Di74 10 Total 98.53 98.37 100.04 Di68 4 Anf 2 r2 0.35 37 Tabla III.16 MODELO 4. Modelo de crista- lización fraccionada con acu- mulación, en una sola etapa: melanogabros olivínicos a leu- cogabros. III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 130 con un segundo paso donde ésta sí se tiene en cuenta. De este modo, se debe fraccionar un total de 37.5 % de: olivino (fundamentalmente magnésico, Fo71) y diópsido, con cantidades accesorias de apatito, anfíbol y mica para la primera etapa, con un error cuadrático medio de 0.37 y con el peor ajuste para el Fe2O3. En segunda etapa, se debe fraccionar un total de 14 % de cristales, que incluyen olivino, clinopiroxeno y anfíbol, y acumular un 6 % de plagioclasa, tanto cálcica (bytownita) como sódica (andesina An36). El error cuadrático medio obtenido es de 0.09 y, en este caso, ningún óxido supera la diferencia del 1 %. De todos estos modelos, el 5 es el que más se ajusta a la formación de las distintas facies de gabros de la intrusión de Los Molinos, reproduciendo mejor las diferencias observadas en las concentraciones modales, con los errores cuadráticos medios más bajos. Asimismo, si se comparan los porcentajes requeridos de fraccionación en el modelo con los índices de diferenciación calculados a partir de los minerales normativos (Tabla IX.3.2), se observa un buen paralelismo. Así, el índice de diferenciación es continuo y varía de un 30-40 % en los melanogabros olivínicos, de un 40-50 % en los gabros olivínicos, de un 50-60 % en los gabros s.s. y de un 60-68 % en los leucogabros. En el modelo 5, la primera etapa, para generar los gabros s.s. a partir de los melanogabros olivínicos implica casi un 40 % de fraccionación, mientras que la segunda etapa necesita de un 20 % más (entre fraccionación y acumulación), lo que la situaría en un 60 % de diferenciación total. En los siguientes modelos (6, 7 y 8), en los cuales se ha tratado de reproducir el paso desde los leucogabros hacia los distintos tipos de Etapa 1: De malonogabro olivínico a gabro s.s. Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 42.81 44.39 44.49 -0.10 Fraccionado % Al2O3 10.49 16.14 15.47 0.67 Fo71 20 Fe2O3 2.70 1.62 3.25 -1.62 Fo65 1.5 FeO 11.78 9.50 9.25 0.25 Di78 10 MnO 0.21 0.14 0.14 0.00 Di73 4 MgO 13.61 6.61 6.38 0.23 Anf 1 CaO 10.55 12.25 11.72 0.52 Bt 1 Na2O 1.96 2.62 3.02 -0.40 37.5 K2O 0.70 0.62 0.97 -0.35 TiO2 3.39 4.26 4.75 -0.49 P2O5 0.34 0.23 0.55 -0.33 Total 98.53 98.38 100.00 r2 0.37 Etapa 2: De gabro s.s. a leucogabro Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 44.39 45.37 45.83 -0.46 Fraccionado % Al2O3 16.14 18.58 19.21 -0.63 Fo65 3 Fe2O3 1.62 2.04 1.59 0.45 Fo60 2 FeO 9.50 8.02 8.25 -0.23 Di78 4 MnO 0.14 0.12 0.12 -0.01 Di65 3 MgO 6.61 4.04 4.21 -0.17 Anf 2 CaO 12.25 12.26 12.31 -0.05 14 Na2O 2.62 3.03 3.13 -0.09 Acumulado % K2O 0.62 0.61 0.67 -0.06 An73 3 TiO2 4.26 4.09 4.43 -0.34 An36 3 P2O5 0.23 0.21 0.25 -0.04 6 Total 98.38 98.37 100.00 r2 0.09 Tabla III.17 MODELO 5. Modelo mixto: cristalización fraccionada sin acumulación en la primera eta- pa (melanogabros olivínicos a gabros s.s.) y con acumulación en la segunda (gabros s.s. a leu- cogabros). III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 131 venas félsicas (porfídicas anfibólicas, anortosíticas y sieníticas), se han usado siempre los valores promedio de roca total, tanto para la roca “madre” como para la roca “hija” correspondiente. En el MODELO 6, (Tabla. III.18), se ha considerado el paso de leucogabros a venas porfídicas anfibólicas. Para ello, se necesita acumular un 12 %, principalmente de anfíbol y también de algo de mica, y fraccionar un 30 % principalmente de plagioclasa, con cantidades menores de clinopiroxeno, óxidos de Fe-Ti y esfena, lo que está en concordancia con la mineralogía observada en la muestra de vena porfídica anfibólica (AC 23-9). El error cuadrático medio, sin embargo, es más alto (0.99) que los obtenidos en los modelos para las facies de gabros, y los óxidos peor ajustados son Al2O3 y FeO. En el MODELO 7, (Tabla III.19), se ha considerado el paso de leucogabros a venas anortosíticas. Para ello, se debe acumular un 15 % de plagioclasa (labradorita y andesina), y fraccionar un 16 % de clinopiroxeno junto con cantidades menores de óxidos de Fe-Ti y esfena. Sin embargo, esto no está en consonancia con los contenidos modales observados en estas venas, por lo que el error cuadrático medio es de 3.9, siendo los óxidos de CaO y especialmente el de FeO, los peor ajustados. Finalmente, en el MODELO 8, (Tabla. III.20), se ha considerado el paso de leucogabros a venas sieníticas. Para ello sería necesario acumular un 72.2 % principalmente de feldespato alcalino, y fraccionar un total similar (71.8 %) principalmente de plagioclasa y clinopiroxeno. El error cuadrático medio es de 0.41 y el óxido peor ajustado corresponde al FeO. Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 45.37 44.73 44.70 0.03 Acumulado % Al2O3 18.58 14.51 15.59 -1.08 Anf 10 Fe2O3 2.04 2.17 1.96 0.21 Bt 2 FeO 8.02 8.36 11.27 -2.91 12 MnO 0.12 0.16 0.18 -0.02 Fraccionado % MgO 4.04 6.06 6.74 -0.68 Di78 4 CaO 12.26 9.90 9.94 -0.04 Di65 7 Na2O 3.03 3.54 2.93 0.61 An73 30 K2O 0.61 1.77 1.50 0.27 An36 4 TiO2 4.09 4.26 4.83 -0.57 Mgt44 3 P2O5 0.21 0.38 0.36 0.02 Ilm93 1 Total 98.37 95.84 100.00 Sf 2 51 r2 0.99 Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 45.37 47.83 48.79 -0.96 Acumulado % Al2O3 18.58 24.71 23.82 0.88 An73 5 Fe2O3 2.04 0.74 1.13 -0.40 An36 10 FeO 8.02 0.74 6.76 -6.02 15 MnO 0.12 0.01 0.11 -0.11 Fraccionado % MgO 4.04 1.30 2.00 -0.71 Di78 12 CaO 12.26 11.70 10.35 1.35 Di65 4 Na2O 3.03 3.76 4.07 -0.32 Mgt44 0.2 K2O 0.61 0.61 0.72 -0.10 Ilm93 2 TiO2 4.09 0.53 2.02 -1.48 Sf 2 P2O5 0.21 0.04 0.23 -0.18 20.2 Total 98.37 91.96 100.00 r2 3.9 Tabla III.18 MODELO 6. Modelo de cristali- zación fraccionada con acumu- lación para modelizar el paso de leucogabros a venas porfídi- cas anfibólicas. Tabla III.19 MODELO 7. Modelo de cristali- zación fraccionada con acumu- lación para modelizar el paso de leucogabros a venas anor- tosíticas. III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 132 En los modelos 7 y 8 es patente que los porcentajes adicionales que necesitamos fraccionar y acumular para generar la mineralogía modal de las venas son excesivamente altos. Ello está en concordancia con los altos índices de diferenciación existentes entre las venas félsicas (sieníticas del 83 al 95 % y anortosíticas 90-93 %, Tabla III.1) y con el hecho de que existe un gap de diferenciación entre ellas y los leucogabros. Para contrastar los resultados obtenidos en los modelos 6 y 8 se han realizado modelos de FC para pares de elementos fuertemente incompatibles con el software IGPET (http://www.rockware.com/) (Fig. III.51). Los elementos escogidos han sido Zr-Hf y U-Th dada la disponibilidad de coeficientes de reparto (Kd) para los diferentes minerales que integran las rocas “madre” (Tabla III.21), de manera que ha sido posible determinar un D global para las mismas en cada caso. En los dos primeros diagramas, A y B, se ha reproducido FC desde la muestra AC 21-1 (leucogabro del sector de Molinos). Tanto para Zr-Hf como para U-Th, se necesita entre un 70 y un 90 % de fraccionación para reproducir las composiciones de las venas sieníticas y entre un 30 y un 80 % para reproducir las de los cuerpos pegmatoides anfibólicos Roca "madre" Roca "hija" Roca "hija" calc. Diferencia SiO2 45.37 60.07 60.13 -0.06 Acumulado % Al2O3 18.58 17.78 18.02 -0.24 Ab84 50 Fe2O3 2.04 1.05 0.29 0.76 Or90 22 FeO 8.02 3.19 5.06 -1.87 Ap 0.2 MnO 0.12 0.09 0.10 -0.01 72.2 MgO 4.04 1.25 1.13 0.12 Fraccionado % CaO 12.26 2.72 3.16 -0.44 Di78 12 Na2O 3.03 6.09 6.20 -0.11 Di65 2 K2O 0.61 4.80 4.82 -0.02 An73 24 TiO2 4.09 1.19 0.79 0.40 An36 23 P2O5 0.21 0.32 0.31 0.00 Mgt44 2 Total 98.37 98.54 100.00 Ilm93 2.8 Anf 4 r2 0.41 Sf 2 71.8 Tabla III.20 MODELO 8. Modelo de cristali- zación fraccionada con acumu- lación para modelizar el paso de leucogabros a venas siení- ticas. 50 70 90 0 1 2 3 4 5 6 7 0 1 2 3 U (p pm ) Th (ppm) 0 5 10 15 20 0 200 400 600 800 1000 Zr (p pm ) Hf (ppm) 50 70 90 AC 21-2 (leucogabro) AC 29-3 (melanogabro olivínico) AC 29-3 (melanogabro olivínico) AC 21-2 (leucogabro) 0 5 10 15 20 0 200 400 600 800 1000 Zr (p pm ) Hf (ppm) 50 70 0 1 2 3 4 5 6 7 0 1 2 3 U (p pm ) Th (ppm) 50 70 Gabros olivínicos Gabros anfibólicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas Venas anortosíticas Melanogabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros A C D BFigura III.51 Modelos de cristalización frac- cionada para pares de elemen- tos fuertemente incompatibles de las facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas de la intrusión de Los Molinos mediante el software IGPET. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 133 y vena porfídica anfibólica. Sin embargo, estos últimos parecen modelarse mejor a partir de los gabros melanocráticos olivínicos. Así, los modelos C y D de la Fig. III.51, reproducen FC a partir de AC 29-3 (melanogabro olivínico del sector de Molinos). Con esta muestra como “madre”, necesitaríamos del 10 al 50 % de fraccionación en el caso de Zr-Hf y del 30-60 % en el caso de U-Th. Estos porcentajes son similares a los necesarios para generar leucogabros a partir de melanogabros olivínicos (modelo 5) y por lo tanto podrían indicar que las facies ricas en anfíbol se forman a partir de los mismos magmas parentales, en situaciones donde tenemos concentración local de volátiles. En cuanto a las venas sieníticas, que podrían seguir una línea de fraccionación relacionada con las facies anfibólicas, necesitarían aun así porcentajes de fraccionación muy altos, aunque algo menores que en el caso de su derivación a partir de los leucogabros. La incapacidad de los modelos, tanto de elementos mayores como traza, de explicar satisfactoriamente la formación de los distintos tipos de venas félsicas es probablemente debida a que la extrema acumulación de plagioclasa y feldespato potásico en ellas no es simplemente función directa del proceso cristalizador, sino que necesitamos algún proceso adicional en la cámara que ayude a concentrar esta cantidad de la misma. McBirney (1996) propone la compactación como uno de los mecanismos principales para la fraccionación cristal-líquido durante la formación de las Series Bandeadas en la intrusión de Skaergaard durante los primeros estadios de cristalización. Este proceso tiene lugar solamente en la base de la cámara, y hace migrar, hacia las partes altas de la misma, el líquido intercumular que queda entre los cristales cúmulo una vez que éstos se han acomodado en el fondo de la cámara (efecto filtro-prensa). Boudreau y McBirney (1997) demuestran experimentalmente que se produce una segregación mecánica hacia arriba de líquido intercumular acompañado de pequeños cristales de plagioclasa durante la compactación. Un mecanismo similar al propuesto por estos autores, se propone para la generación de las partes bajas de la cámara en la intrusión de Los Molinos, en Ol Cpx Pl Mt Amp Bt D Kd Hf 0.04 0.48 0.05 0.20 0.92 1.80 Kd Zr 0.06 0.27 0.13 0.40 1.20 2.50 Kd U 0.04 0.05 0.06 0.08 0.15 0.13 Kd Th 0.03 0.04 0.05 0.14 0.11 0.12 Hf 0.0 24.7 58.7 8.1 6.4 1.4 0.25 Zr 0.0 24.7 58.7 8.1 6.4 1.4 0.29 U 0.0 24.7 58.7 8.1 6.4 1.4 0.07 Th 0.0 24.7 58.7 8.1 6.4 1.4 0.06 Hf 16.5 39.0 24.7 7.7 8.1 0.7 0.31 Zr 16.5 39.0 24.7 7.7 8.1 0.7 0.29 U 16.5 39.0 24.7 7.7 8.1 0.7 0.06 Th 16.5 39.0 24.7 7.7 8.1 0.7 0.05 Hf 22.1 35.4 27.2 5.3 8.3 0.6 0.29 Zr 22.1 35.4 27.2 5.3 8.3 0.6 0.28 U 22.1 35.4 27.2 5.3 8.3 0.6 0.06 Th 22.1 35.4 27.2 5.3 8.3 0.6 0.05 Ol: olivino; Cpx: clinopiroxeno; Pl: plagioclasa; Mt: magnetita; Amp: anfíbol; Bt: biotita AC 21-2 AC 12-2 AC 29-3 Tabla III.21 Valores de Kd de suite de ba- saltos alcalinos del Macizo Central, Francia (Villemant et al., 1981). III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 134 la que la base (melanogabros y gabros olivínicos) se forma por la “sedimentación” de cristales de olivino y clinopiroxeno. La continua acumulación de estos cristales favorece la compactación de las partes bajas y la segregación hacia arriba del líquido intercumular junto con cristales de plagioclasa, explicando así la acumulación de plagioclasa en los gabros s.s. y leucogabros. Si el proceso se repite, en niveles más someros de la cámara, podríamos generar segregaciones de líquidos progresivamente más residuales junto con cristales, lo que explicaría la formación de los distintos tipos de venas félsicas. Estos líquidos se inyectarían a favor de fracturas en la pila de acumulados ya cristalizada (rígida) pero aún caliente. El bandeado modal observado, sobre todo en leucogabros, puede ser explicado por pequeñas alternancias en el punto cotéctico debido a cambios en la saturación de plagioclasa o clinopiroxeno producido por incrementos o disminuciones locales de la fugacidad de oxígeno y/o de la concentración de volátiles, de manera similar al mecanismo que proponen Boudreau y McBirney (1997) para explicar el bandeado rítmico observado en las series de borde superior (Triple Group) de Skaergaard. La formación de los gabros pegmatoides, los cuales suelen ocurrir como bolsadas distribuidas de manera inhomogénea cerca del contacto entre diferentes facies de gabros, se atribuye al aumento, también local, en la concentración de volátiles dentro de la pila de acumulados, de manera similar a lo que ocurre en el complejo de gabros de Ulvö , Suecia (Larson et al., 2008). Por otro lado, como se comentó arriba, las venas félsicas (porfídicas anfibólicas, anortosíticas o sieníticas) están atribuidas a los últimos estadios de cristalización, formadas a partir de líquidos residuales segregados, que se inyectan en las fracturas de la pila de acumulados ya cristalizada (rígida) pero aún caliente. Estos líquidos pueden ser de composición ligeramente diferente entre ellos y estar concentrados en diferentes zonas dentro de la cámara, por lo que pueden diferir en temperatura y/o fO2. Estas diferencias favorecen la acumulación de minerales hidratados como anfíbol y biotita (en venas porfídicas anfibólicas), plagioclasa (en venas anortosíticas) o la saturación en el líquido de feldespato potásico (en venas sieníticas). En la figura III.52, se presenta un modelo (no a escala) de cristalización para la cámara de Los Molinos. En la primera etapa (T1) se produce una sedimentación de cristales en el fondo de la cámara, principalmente de olivino y clinopiroxeno, atrapando líquido intercumular entre ellos (Fig. III52a). En la siguiente etapa (T2), se produce una saturación de plagioclasa en el líquido intercumular, mientras que el líquido original continúa la sedimentación de cristales. Cuando la concentración de cristales aumenta en el fondo de la cámara, se produce una compactación (T3) que hace que parte del líquido intercumular sea expulsado hacia arriba, efecto filtro-prensa. Este líquido expelido III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 135 Grado de cristalinidad del gabro 100 % 50 % 0 % T1 T2 T3 T4 T5 T6 T7 a) b) c) d) Oxidos Fe-Ti Anfíbol Plagioclasa Clinopiroxeno Olivino Venas félsicas Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.52 Modelo (no a escala) de cristalización para la cámara de la intrusión de Los Molinos. Ver texto para explicación. III.5 PROCESOS DE CRISTALIZACIÓN 136 transporta cristales de plagioclasa hacia las partes altas, debido principalmente a la menor densidad de estos cristales con respecto al líquido. Con el avance de la cristalización (T4 y T5), se siguen acumulando cristales sobre todo de clinopiroxeno a partir del líquido original, mientras que continúa la saturación de plagioclasa en el líquido intercumular, para posteriormente ser expelida, en parte, hacia las partes más altas de la cámara, y generar de este modo, rocas ricas en plagioclasa (leucogabros) (Fig. III.52b). En estos estadios, (T5 y T6), se han concentrado volátiles en parte del líquido intercumular, lo que favorece la saturación en anfíbol (Fig. III.52c) y minerales accesorios como apatito y mica. En los últimos estadios de cristalización (T7), el líquido intercumular que queda de manera residual en la pila de acumulados, es segregado, junto con algunos cristales, e inyectado a favor de fracturas, para generar así los distintos tipos de venas félsicas (Fig. III.52d) observados en la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 137 III.6.- GEOQUÍMICA ISOTÓPICA La geoquímica isotópica aporta información complementaria a la geoquímica de roca total, en el sentido de que ayuda a evaluar o confirmar las posibles relaciones petrogenéticas entre la suite de rocas estudiadas, y aporta información sobre la fuente o fuentes mantélicas de las que derivan. Por ello, se han realizado determinaciones isotópicas, tanto en minerales individuales como en roca total, de las diferentes facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. Por un lado, se han realizado análisis de isótopos estables de oxígeno sobre concentrados minerales de plagioclasa, clinopiroxeno, anfíbol y mica, siendo esta la primera vez que se analizan isótopos estables para las rocas intrusivas no carbonatíticas en la isla de Fuerteventura. Además, se han determinado, in-situ, relaciones isotópicas de Sr y Pb sobre plagioclasas y apatitos, además de relaciones isotópicas de Sr, Nd y Pb en roca total. Las relaciones isotópicas medidas han sido corregidas a una edad de 17.4 Ma basada en los datos geocronológicos (ver sección III.8). III.6.1.- ISÓTOPOS ESTABLES Los isótopos de elementos ligeros, como el oxígeno, pueden fraccionarse fuertemente debido a su diferencia de masa, durante cualquier reacción química que tenga lugar en el sistema que estemos considerando y que implique un cambio en la configuración estructural de una especie determinada, como por ejemplo, la cristalización de minerales a partir de un magma, o las reacciones de interacción roca- agua (procesos hidrotermales, alteración meteórica, etc. (p.e. Hoefs, 2009). El factor de fraccionación isotópica, α, para los isótopos del oxígeno entre dos sustancias A y B, se define como: α = RA / RB donde RA = (18O /16O)A y RB = (18O /16O)B Este factor es fuertemente dependiente de la temperatura, de manera que a altas temperaturas (magmáticas) tiende a ser bajo (muy cercano a 1, es decir, 0.998-1.001) y a bajas temperaturas tiende a ser alto. A su vez, las relaciones isotópicas del oxígeno en una muestra se expresan con respecto a un estándar, con el parámetro δ: δA = [(RA – Rstd) / Rstd] * 103 Los mecanismos de fraccionación (cristalización, interacción roca-agua, hibridación, etc.) permiten que se incorpore preferentemente uno de los dos isótopos del oxígeno (ya sea el pesado, 18O, o el ligero, 16O) frente al otro, en cada especie química que estemos considerando, y por lo tanto, su factor δ será consecuentemente más o menos enriquecido o empobrecido con respecto al estándar. Como en la fusión del manto, cuyo δ18O = 5.7‰, los factores de fraccionación globales varían entre III.6 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA 138 0.998 y 1.001, el δ18O de un magma primitivo va a encontrarse dentro del intervalo: 4.7‰ – 7.7‰, si el porcentaje de fusión parcial es pequeño (1 %) y 5.0‰ – 7.1‰ si el porcentaje de fusión parcial es alto (30 %). La cristalización fraccionada no va a modificar sustancialmente estas relaciones, pudiendo producir una variación máxima en δ18O de alrededor del 2‰, y ello considerando fraccionación extrema (del orden del 75 %) (López-Ruiz y Cebriá, 1990). Por ello, el oxígeno es un sistema muy adecuado para comprobar si un sistema ígneo, como la intrusión de Los Molinos, ha evolucionado dentro de condiciones de sistema cerrado, como indicaba la geoquímica de roca total. Para el estudio de isótopos del oxígeno en la intrusión de Los Molinos, se seleccionaron 6 muestras correspondientes a: 1 melanogabro olivínico con características próximas a las de los magmas primitivos (AC 29- 3), tres gabros s.s. (uno del sector de Morro Negro y dos del sector de Molinos) y dos leucogabros, uno de cada sector respectivamente. Los valores δ18O, referidos al SMOW (standard mean ocean water) en sus distintos minerales analizados (clinopiroxeno, plagioclasa, anfíbol y mica) se presentan en la tabla III.22. Los valores de δ18O en clinopiroxeno comprenden un intervalo entre 5.54 y 6.90 ‰. En comparación con el valor estimado para δ18O en clinopiroxenos del manto, 5.57‰ ± 0.32 (n = 57, Mattey et al., 1994), parecen en general ligeramente enriquecidos, entre un 0.2 y un 0.5‰, salvo en la muestra AC 29-3, en la que el enriquecimiento es del 1.01 ‰. Sin embargo, si consideramos el intervalo de composiciones de δ18O en basaltos OIB sin alterar, 4.6 – 7.5 ‰ (Eiler et al., 1997), observamos Muestra Clasf. Mineral δ18O (‰) St. Dev. (1σ) AC 29-3 MO Clinopyroxeno 6.90 0.07 AC 20-1 G Clinopyroxeno 5.54 0.07 AC 81-4 G Clinopyroxeno 6.19 0.05 AC 23-1 G Clinopyroxeno 6.05 0.16 AC 21-2 L Clinopyroxeno 6.37 0.05 AC 10-1 L Clinopyroxeno 6.22 0.04 AC 29-3 MO Plagioclasa 6.66 0.05 AC 20-1 G Plagioclasa 3.87 0.05 AC 81-4 G Plagioclasa 5.00 0.08 AC 23-1 G Plagioclasa 5.91 0.07 AC 21-2 L Plagioclasa 4.94 0.05 AC 10-1 L Plagioclasa 5.95 0.04 AC 23-1 G Anfíbol 4.29 0.10 AC 10-1 L Anfíbol 7.17 0.07 AC 29-3 MO Mica 4.40 0.09 AC 20-1 G Mica 3.91 0.11 AC 81-4 G Mica 1.72 0.05 AC 23-1 G Mica 3.65 0.08 AC 10-1 L Mica 6.41 0.10 MO: Melanogabro olivínico; G: Gabro; L: Leucogabro Tabla III.22 Composición isotópica δ18O (referida a SMOW) en mine- rales separados de las distintas facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 139 que todos los valores del clinopiroxeno en la intrusión de Los Molinos se encuentran próximos a la media de dicho intervalo, por lo que se puede considerar que representan valores mantélicos. En las plagioclasas, sin embargo, δ18O presenta una variación mucho más amplia, desde 3.87 a 6.66 ‰. Aunque no hay datos para plagioclasas del manto, la estimación del δ18O que correspondería a una plagioclasa en equilibrio con un fundido del manto (δ18O ≈ 5.7 ‰), sería de 6.0 ± 0.1‰ (Kyser, 1986). En comparación con dicho valor, dos muestras de la intrusión de Los Molinos tienen valores de δ18O mantélicos (el gabro s.s. AC 23-1 y el leucogabro AC 10-1), la muestra de melanogabro olivínico se encuentra enriquecida en un 0.7 ‰, y las tres muestras restantes se encuentran empobrecidas en un 1-2 ‰. Mica y anfíbol presentan también intervalos de variación bastante amplios. En el caso del anfíbol, aunque se cuenta sólo con dos datos, ninguno de ellos corresponde al restringido intervalo de δ18O para anfíboles en equilibrio con el manto (5.3 – 5.6 ‰, Chazot et al., 1997), ni al intervalo, algo más amplio, medido en kaersutitas de basaltos alcalinos, kimberlitas y sus xenolitos (4.65 – 6.00 ‰, Boettcher y O’Neil, 1980). Por el contrario, los valores de δ18O son empobrecidos en la muestra de gabro s.s. (AC 23-1) y enriquecidos en la muestra de leucogabro (AC 10-1, Tabla III.22). Estas desviaciones, cuando son hacia arriba, se encuentran sin embargo por debajo del 2 ‰ que podría ser atribuido a cristalización fraccionada. En cuanto a las micas, el intervalo de valores de δ18O observado en la intrusión de Los Molinos es más empobrecido que el determinado en flogopitas de basaltos alcalinos, kimberlitas y sus xenolitos (4.68 – 6.79 ‰, Boettcher y O’Neil, 1980), salvo para la muestra de leucogabro AC 10-1. Si enfrentamos los valores de δ18O en los distintos minerales con los contenidos de MgO en roca total, que se utilizaron como índice de diferenciación para el estudio geoquímico de roca total (ver sección III.4), se observa bastante constancia para el clinopiroxeno, y tendencia a la disminución para la mica, presentando la plagioclasa mayor dispersión (Fig. III.53). La figura III.54 muestra un diagrama de equilibrio entre δ18O en plagioclasa y clinopiroxeno coexistentes en una misma roca. En ella 0.00 1.00 2.00 3.00 4.00 5.00 6.00 7.00 8.00 0 2 4 6 8 10 12 14 16 δ1 8 O (‰ ) m in er al es MgO (% en peso)roca total Clinopiroxeno Plagioclasa Anfíbol Mca AC 10-1 AC 21-2 AC 23-1 AC 81-4 AC 20-1 AC 29-3 Figura III.53 Diagrama de MgO en roca total frente a δ18O medidos en los concentrados minerales en las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III.6 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA 140 se observa que para los datos correspondientes a la intrusión de Los Molinos, la variación isotópica del oxígeno en las plagioclasas es mayor que en los clinopiroxenos, dibujando una línea de pendiente positiva o línea de no-equilibrio que indica desequilibrio en la fraccionación 18O/16O entre minerales coexistentes (Gregory et al., 1989; Hoefs, 2009). Esta línea sigue una trayectoria similar a la que presentan otras intrusiones como, por ejemplo, Skaergaard, o secuencias de corteza- manto oceánicos, como la ofiolita de Omán. Estas trayectorias han sido interpretadas como debidas a procesos de alteración hidrotermal (Gregory et al., 1989; Hoefs, 2009), poniendo de manifiesto que este tipo de proceso también ha actuado en la intrusión de Los Molinos. Los empobrecimientos en δ18O con respecto a valores magmáticos suelen ser el resultado del intercambio isotópico de oxígeno en la interacción de la roca con agua, o bien marina a bajas temperaturas (por lo general menores de 300⁰C) o bien meteórica. Esto último es lo típico para intrusiones emplazadas a baja profundidad, en rocas volcánicas y/o sus enjambres de diques asociados, como por ejemplo la citada intrusión de Skaergaard, emplazada en el Enjambre de diques Oriental de Groenlandia (Taylor y Forester, 1979). Además, la plagioclasa es más sensible al intercambio de 18O durante procesos hidrotermales que cualquier otro silicato (Gregory y Taylor, 1981), lo que se encuentra en concordancia con su mayor dispersión de valores de δ18O en la figura (Fig. III.53). Considerando, a partir de la Fig. III.54, que el ajuste lineal de los datos isotópicos para clinopiroxeno y plagioclasa implica un sistema de Oman gabbros Skaergaard (Fe-rich) Skaergaard main trend Skye gabbro series Δ = +1 Δ = 0 Intrusión de Los Molinos -4 -2 0 2 4 6 8 10 12 0 2 4 6 8 10 δ1 8 O P la gi oc la sa (‰ ) δ18O Clinopyroxeno (‰) Melanogabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.54 Diagrama de equilibrio entre δ18Oplagioclasa vs. δ18 Oclinopyroxeno de Gregory et al., (1989) y Hoefs (2009) en el que se han proyec- tado las relaciones isotópicas medidas en concentrados mi- nerales de las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 141 mezcla simple, agua – roca, para el caso de la intrusión de Los Molinos, podemos aplicar la ecuación de mezcla binaria: (δ18O)M = (δ18O)A * r + (δ18O)B * (1-r) Donde M = mezcla, A y B son los dos componentes de la mezcla y r la proporción de cada uno de dichos componentes. Se ha tomado como componente A la composición del oxígeno en la plagioclasa de la roca sin alterar (valor δ18O = 5.95 ‰, correspondiente a la muestra AC 10-1, Tabla III.22) y como componente B, la composición máxima y mínima estándar de aguas meteóricas (-5 a -15 ‰, Gregory y Taylor, 1981), y la del agua de mar (0 ‰), para obtener la composición de la muestra más empobrecida (valor δ18O = 3.87 ‰, correspondiente a la muestra AC 20-1, Tabla III.22) iterando para distintos valores de r. Los resultados de estos cálculos se presentan en la Tabla III.23. En ella se aprecia que para interacción con aguas meteóricas, la composición de la plagioclasa de AC 20-1 se reproduce con bajas relaciones agua/ roca, entre 0.11 y 0.24, mientras que para aguas marinas, hacer descender de igual manera los valores de δ18O necesitaría de unas relaciones agua/roca de 0.54. Esto último probablemente implicaría un grado de alteración de la plagioclasa (y del resto de la roca) que sería muy patente en las texturas y que no se observa en la intrusión de Los Molinos. Por tanto, a pesar de que el proceso de diferenciación magmática en esta intrusión se ha producido en condiciones de sistema cerrado, existen evidencias de alteración hidrotermal post-cristalización, que han afectado sobre todo a la plagioclasa y también a la mica. III.6.2.- ISÓTOPOS RADIOGÉNICOS Los sistemas radiogénicos cuyas relaciones isotópicas se han determinado en rocas y minerales de la intrusión de Los Molinos incluyen Sr, Nd y Pb, y se presentan en las tablas III.24, III.25, III.26, III.27 y III.28. Las relaciones (87Sr/86Sr)o en roca total presentan un intervalo de variación muy pequeño, entre 0.702668 y 0.703175, correspondiendo el valor más bajo a una vena sienítica de feldespato alcalino y el (δ18O)M 3.87 (δ18O)M 3.87 (δ18O)M 3.87 (δ18O)A 5.95 (δ18O)A 5.95 (δ18O)A 5.95 (δ18O)B -5 (δ18O)B -15 (δ18O)B 0 r 0.81 r 0.90 r 0.65 1-r 0.19 1-r 0.10 1-r 0.35 W/R 0.23 W/R 0.11 W/R 0.54 W/R: Interacción agua/roca Aguas meteóricas Aguas meteóricas Aguas marinas Tabla III.23 Modelo de mezcla simple, agua – roca, para los gabros de la in- trusión de Los Molinos. III.6 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA 142 más alto a un melanogabro olivínico. Estos valores no sólo son muy restringidos, sino que además se encuentran entre los más bajos que se conocen dentro de rocas de tipo OIB. Hay que tener en cuenta, para ello, que los valores de 87Sr/86Sr para la dorsal central atlántica son de 0.7028 (Eiler et al., 1997). A su vez, las relaciones (143Nd/144Nd)0 presentan, al igual que las relaciones de Sr, un intervalo de variación muy pequeño, desde 0.51289 a 0.51293, que corresponde a valores de εNd entre +5.3 y +6.2. Ambas relaciones isotópicas se proyectan en el diagrama de la figura III.55 dentro del cuadrante superior izquierdo (rocas enriquecidas en Nd y empobrecidas en Sr con respecto a la composición teórica del BSE “Bulk Silicate Earth”), a la izquierda del mantle array y sobre el campo definido para el componente mantélico HIMU de Zindler y Hart (1986). Como se observa en esta figura, las muestras se proyectan muy Tabla III.24. Relaciones isotópicas de Sr en roca total para las facies de gabros y venas félsicas asociadas de la intrusión de Los Molinos. Tabla III.25. Relaciones isotópicas de Nd en roca total para las facies de gabros y venas asociadas de la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS Muestra Rb Sr 87Sr/86Sr StdErr*E-06 87Rb/86Sr(atom) (87Sr/86Sr)t=17.4 AC 6-2 10 319 0.703200 3 0.090691 0.703175 AC 12-2 8 439 0.703147 3 0.052720 0.703133 AC 29-3 11 413 0.703159 3 0.077054 0.703138 AC 15-5 14 457 0.703157 2 0.088627 0.703134 AC 110-1 8 668 0.703130 3 0.034647 0.703121 AC 81-4 10 753 0.703091 3 0.038420 0.703081 AC 20-1 10 638 0.703100 2 0.045345 0.703088 AC 109-2 15 499 0.703137 3 0.086965 0.703114 AC 36-1 14 716 0.703132 3 0.056568 0.703117 AC 23-1 17 738 0.703109 3 0.066641 0.703091 AC 10-1 12 977 0.703093 2 0.035533 0.703083 AC 21-2 8 839 0.703099 3 0.027585 0.703091 AC 23-9 43 587 0.703171 3 0.211926 0.703115 AC 115-2 12 905 0.703160 3 0.038361 0.703150 AC 155-1 77 126 0.703137 3 1.767962 0.702668 Muestra Sm Nd 143Nd/144Nd StdErr*E-06 147Sm/144Nd (143Nd/144Nd)t=17.4 εNdt=0 εNdt=17.4 TDM AC 6-2 5.85 22.49 0.512930 1 0.157312 0.512911 5.70 5.79 353.1 AC 12-2 5.88 24.41 0.512946 2 0.145563 0.512928 6.01 6.13 263.2 AC 29-3 5.44 22.57 0.512928 1 0.145668 0.512910 5.66 5.78 300.8 AC 15-5 4.07 17.51 0.512949 2 0.140371 0.512931 6.06 6.19 241.0 AC 110-1 3.26 14.39 0.512915 2 0.136911 0.512898 5.41 5.55 293.0 AC 81-4 3.87 16.11 0.512946 2 0.145217 0.512928 6.01 6.13 261.8 AC 20-1 4.59 18.24 0.512937 2 0.152240 0.512919 5.84 5.95 309.4 AC 109-2 4.11 18.13 0.512935 2 0.137004 0.512918 5.79 5.94 256.5 AC 36-1 4.41 19.43 0.512908 1 0.137242 0.512891 5.27 5.41 307.6 AC 23-1 3.67 15.07 0.512922 2 0.147207 0.512904 5.54 5.66 320.3 AC 10-1 3.60 16.31 0.512943 1 0.133589 0.512926 5.94 6.09 232.8 AC 21-2 3.18 12.75 0.512948 2 0.150573 0.512930 6.05 6.16 278.1 AC 23-9 7.95 35.83 0.512940 2 0.134190 0.512923 5.89 6.04 239.4 AC 115-2 3.14 13.50 0.512919 2 0.140648 0.512902 5.48 5.61 299.8 AC 155-1 3.78 15.95 0.512902 2 0.143093 0.512884 5.15 5.28 343.5 143 Tabla III.26. Relaciones isotópicas de Sr en plagioclasa y apatito de las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III.6 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Muestra Análisis 87Sr/86Sr 2σ 84Sr/86Sr 2σ 84Sr/88Sr 2σ 88Sr (V) AC 6-2 PL 2 0.70321 0.000010 0.05549 0.000004 0.00663 0.000001 2.3 PL 4 0.70332 0.000008 0.05597 0.000003 0.00668 0.000000 3.7 PL 8 0.70364 0.000011 0.05524 0.000006 0.00660 0.000001 2.1 PL 10 0.70336 0.000008 0.05580 0.000004 0.00666 0.000001 3.3 AC 12-2 PL 2 0.70348 0.000008 0.05572 0.000004 0.00666 0.000000 3.5 PL 8 0.70326 0.000005 0.05580 0.000003 0.00666 0.000000 3.7 PL 9 0.70335 0.000005 0.05593 0.000003 0.00668 0.000000 4.3 PL 11 0.70340 0.000007 0.05576 0.000003 0.00666 0.000000 3.7 AC 29-3 PL 1 0.70340 0.000008 0.05592 0.000004 0.00668 0.000000 2.9 PL 3 0.70346 0.000008 0.05598 0.000005 0.00669 0.000001 2.7 PL 4 0.70335 0.000008 0.05584 0.000004 0.00666 0.000000 2.9 PL 6 0.70350 0.000012 0.05607 0.000006 0.00670 0.000001 2.2 PL 9 0.70328 0.000009 0.05612 0.000004 0.00670 0.000000 2.9 61332 PL 2 0.70353 0.000015 0.05541 0.000007 0.00662 0.000001 1.6 PL 4 0.70339 0.000013 0.05514 0.000007 0.00659 0.000001 1.6 PL8 0.70330 0.000018 0.05534 0.000007 0.00661 0.000001 1.6 AC 81-4 PL 2 0.70340 0.000006 0.05585 0.000004 0.00667 0.000000 3.3 PL 4 0.70331 0.000006 0.05601 0.000004 0.00668 0.000000 3.3 PL 6 0.70342 0.000008 0.05593 0.000004 0.00668 0.000000 3.3 PL 9 0.70312 0.000008 0.05573 0.000003 0.00665 0.000000 3.5 PL 16 0.70316 0.000008 0.05598 0.000004 0.00668 0.000001 3.0 PL 18 0.70334 0.000004 0.05579 0.000003 0.00666 0.000000 4.0 AC 20-1 PL 1 0.70425 0.000013 0.05578 0.000006 0.00666 0.000001 1.8 PL 4 0.70313 0.000009 0.05610 0.000005 0.00670 0.000001 2.5 PL 6 0.70301 0.000009 0.05613 0.000005 0.00670 0.000001 2.4 PL 8 0.70320 0.000009 0.05587 0.000006 0.00667 0.000001 2.4 AC 23-1 PL 2 0.70320 0.000009 0.05612 0.000005 0.00670 0.000001 2.8 PL 3 0.70326 0.000009 0.05590 0.000005 0.00666 0.000001 2.6 PL 5 0.70316 0.000008 0.05602 0.000005 0.00669 0.000001 2.6 PL 6 0.70307 0.000008 0.05598 0.000005 0.00668 0.000001 2.5 PL 7 0.70318 0.000009 0.05588 0.000005 0.00667 0.000001 2.4 AC 36-1 PL 2 0.70368 0.000085 0.05580 0.000008 0.00666 0.000001 3.3 PL 3 0.70355 0.000007 0.05580 0.000003 0.00666 0.000000 3.6 PL 4 0.70328 0.000006 0.05584 0.000003 0.00667 0.000000 3.6 PL 5 0.70347 0.000008 0.05575 0.000003 0.00666 0.000000 3.4 PL 7 0.70349 0.000011 0.05556 0.000005 0.00664 0.000001 2.7 PL 8 0.70359 0.000008 0.05573 0.000005 0.00666 0.000001 3.4 61329 PL 3 0.70318 0.000012 0.05570 0.000008 0.00666 0.000001 1.9 PL 6 0.70317 0.000013 0.05554 0.000006 0.00663 0.000001 1.8 PL 7 0.70303 0.000015 0.05545 0.000009 0.00662 0.000001 1.6 PL 11 0.70330 0.000016 0.05595 0.000009 0.00666 0.000001 1.5 PL 12 0.70308 0.000015 0.05566 0.000009 0.00665 0.000001 1.5 AC 10-1 PL2 0.70225 0.000028 0.05579 0.000020 0.00666 0.000002 0.8 PL 4 0.70334 0.000009 0.05592 0.000004 0.00668 0.000001 2.5 PL 6 0.70454 0.000266 0.05599 0.000005 0.00668 0.000001 5.2 PL 7 0.70341 0.000007 0.05590 0.000003 0.00668 0.000000 3.7 PL 8 0.70478 0.000008 0.04950 0.000015 0.00597 0.000002 3.1 PL 11 0.70329 0.000007 0.05587 0.000003 0.00667 0.000000 3.4 AC 21-2 PL 2 0.70338 0.000007 0.05572 0.000004 0.00666 0.000000 3.3 PL 3 0.70321 0.000006 0.05567 0.000003 0.00665 0.000000 3.4 PL 5 0.70319 0.000008 0.05599 0.000005 0.00669 0.000001 3.0 PL 6 0.70317 0.000007 0.05608 0.000005 0.00669 0.000001 3.3 PL 8 0.70305 0.000008 0.05608 0.000004 0.00669 0.000000 3.4 PL 9 0.70322 0.000007 0.05552 0.000004 0.00663 0.000000 3.3 61324 PL 6 0.70327 0.000006 0.05550 0.000003 0.00663 0.000000 3.4 PL 7 0.70345 0.000007 0.05568 0.000004 0.00665 0.000000 3.6 PL 8 0.70344 0.000006 0.05567 0.000003 0.00665 0.000000 3.8 PL 11 0.70322 0.000008 0.05576 0.000004 0.00666 0.000001 3.1 PL 13 0.70355 0.000006 0.05571 0.000003 0.00665 0.000000 3.4 AC 29-3 AP 3 0.70315 0.000005 0.05639 0.000003 0.00673 0.000000 5.7 AP 2 0.70328 0.000031 0.05649 0.000005 0.00675 0.000001 2.9 AP 5 0.70320 0.000008 0.05648 0.000004 0.00674 0.000001 4.5 AC 36-1 AP 1 0.70323 0.000018 0.05616 0.000028 0.00675 0.000002 3.8 AP 4 0.70358 0.000015 0.05670 0.000009 0.00678 0.000001 5.5 61324 AP 1 0.70340 0.000008 0.05687 0.000005 0.00679 0.000001 5.6 AP 15 0.70344 0.000010 0.05659 0.000009 0.00677 0.000001 3.6 AC 10-1 AP 1 0.70322 0.000032 0.05603 0.000018 0.00665 0.000002 0.7 Nota: PL: plagioclasa; AP: apatito 144 Tabla III.27. Relaciones isotópicas de Pb medidas in-situ en plagioclasas de las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS Muestra Análisis 208Pb/204Pb 2σ(mean) 207Pb/204Pb 2σ(mean) 206Pb/204Pb 2σ(mean) 207Pb/206Pb 2σ(mean) 208Pb/206Pb 2σ(mean) AC 6-2 PL 2 38.714 0.230 15.393 0.098 19.041 0.128 0.836 0.002 2.028 0.002 PL 4 37.564 0.432 14.935 0.140 18.524 0.214 0.808 0.003 2.027 0.006 PL 8 38.802 0.221 15.382 0.098 19.108 0.104 0.805 0.001 2.028 0.001 PL 10 38.266 0.228 15.400 0.068 18.755 0.163 0.820 0.006 2.046 0.008 AC 12-2 PL 2 39.106 0.178 15.515 0.077 19.178 0.079 0.811 0.003 2.039 0.005 PL 8 38.934 0.182 15.475 0.058 19.087 0.114 0.811 0.003 2.040 0.005 PL 9 38.790 0.156 15.395 0.063 19.123 0.079 0.805 0.001 2.027 0.001 PL 11 38.984 0.158 15.540 0.054 19.184 0.097 0.854 0.002 2.030 0.004 AC 29-3 PL 1 38.809 0.166 15.474 0.070 19.116 0.084 0.808 0.018 2.027 0.002 PL 3 38.757 0.108 15.458 0.040 19.160 0.053 0.807 0.001 2.022 0.001 PL 4 37.226 0.360 14.877 0.142 18.316 0.167 0.811 0.003 2.030 0.003 PL 6 38.537 0.108 15.372 0.061 18.985 0.051 0.807 0.001 2.028 0.002 PL 9 38.544 0.151 15.357 0.054 18.994 0.077 0.808 0.001 2.028 0.002 61332 PL 2 38.199 0.382 15.187 0.140 18.893 0.176 0.804 0.001 2.023 0.003 PL 4 38.020 0.835 15.137 0.326 18.756 0.370 0.805 0.003 2.021 0.004 PL8 37.428 0.525 14.812 0.188 18.518 0.231 0.799 0.002 2.014 0.004 AC 81-4 PL 2 39.895 0.313 15.902 0.110 19.686 0.159 0.807 0.002 2.025 0.000 PL 4 39.872 0.231 15.868 0.096 19.657 0.126 0.806 0.001 2.027 0.003 PL 6 39.597 0.240 15.777 0.084 19.500 0.131 0.808 0.002 2.030 0.002 PL 9 39.928 0.361 15.910 0.133 19.722 0.152 0.808 0.002 2.028 0.004 PL 16 41.070 0.818 16.379 0.328 20.309 0.396 0.806 0.003 2.022 0.005 PL 18 39.967 0.337 15.858 0.103 19.743 0.168 0.807 0.001 2.023 0.002 AC 20-1 PL 1 38.755 0.529 15.528 0.161 18.932 0.228 0.818 0.002 2.042 0.004 PL 4 39.653 0.553 15.755 0.257 19.414 0.256 0.816 0.002 2.041 0.003 PL 6 39.088 0.673 15.666 0.281 19.219 0.326 0.814 0.002 2.034 0.004 PL 8 38.017 1.082 15.322 0.398 18.645 0.512 0.821 0.003 2.042 0.007 AC 23-1 PL 2 38.388 0.527 15.417 0.166 18.884 0.255 0.813 0.002 2.029 0.006 PL 3 38.700 0.527 15.473 0.194 19.006 0.255 0.811 0.002 2.036 0.002 PL 5 38.611 0.503 15.449 0.184 19.058 0.218 0.810 0.002 2.026 0.005 PL 6 39.213 0.288 15.643 0.110 19.293 0.146 0.810 0.001 2.034 0.002 PL 7 38.699 0.479 15.413 0.184 19.063 0.223 0.808 0.001 2.028 0.002 AC 36-1 PL 2 38.839 0.207 15.390 0.119 19.088 0.135 0.808 0.001 2.028 0.003 PL 3 38.826 0.125 15.443 0.054 19.108 0.060 0.807 0.001 2.030 0.002 PL 4 38.785 0.214 15.420 0.087 19.084 0.112 0.809 0.001 2.032 0.002 PL 5 38.707 0.091 15.426 0.096 19.061 0.121 0.810 0.001 2.030 0.002 PL 7 38.891 0.222 15.504 0.082 19.168 0.105 0.809 0.001 2.029 0.002 PL 8 38.721 0.132 15.383 0.049 19.080 0.058 0.807 0.001 2.031 0.002 61329 PL 3 38.323 0.360 15.370 0.131 19.049 0.149 0.807 0.001 2.025 0.002 PL 6 37.656 0.312 15.079 0.129 18.689 0.158 0.806 0.001 2.022 0.003 PL 7 38.594 0.288 15.445 0.115 19.115 0.147 0.807 0.001 2.026 0.002 PL 11 38.255 0.336 15.250 0.122 18.900 0.167 0.808 0.001 2.031 0.002 PL 12 38.116 0.264 15.257 0.091 18.907 0.126 0.807 0.001 2.023 0.003 AC 10-1 PL2 40.456 0.338 16.075 0.136 19.923 0.164 0.807 0.001 2.026 0.003 PL 4 40.029 0.224 15.932 0.094 19.695 0.110 0.809 0.001 2.032 0.002 PL 6 39.955 0.215 15.717 0.098 19.940 0.119 0.788 0.001 2.006 0.002 PL 7 40.256 0.386 16.002 0.161 19.886 0.196 0.805 0.001 2.024 0.002 PL 8 39.305 0.265 15.609 0.091 19.358 0.121 0.806 0.001 2.028 0.001 PL 11 39.977 0.338 15.864 0.147 19.697 0.192 0.805 0.001 2.023 0.002 AC 21-2 PL 2 38.387 0.384 15.320 0.154 18.841 0.176 0.811 0.001 2.033 0.002 PL 3 38.316 0.456 15.333 0.168 18.867 0.216 0.813 0.001 2.032 0.003 PL 5 37.360 0.432 14.950 0.163 18.374 0.202 0.813 0.002 2.032 0.003 PL 6 37.576 0.312 14.992 0.142 18.446 0.174 0.812 0.001 2.032 0.002 PL 8 38.053 0.384 15.233 0.145 18.729 0.183 0.813 0.002 2.030 0.004 PL 9 37.736 0.312 15.073 0.114 18.579 0.146 0.811 0.001 2.033 0.002 61324 PL 6 39.817 0.173 15.748 0.059 19.591 0.092 0.803 0.001 2.031 0.001 PL 7 39.536 0.560 15.740 0.188 19.473 0.282 0.808 0.003 2.029 0.003 PL 8 40.550 0.268 16.146 0.094 19.909 0.146 0.805 0.001 2.035 0.003 PL 11 40.597 0.341 16.063 0.118 19.988 0.160 0.803 0.001 2.031 0.002 PL 13 40.070 0.199 15.899 0.075 19.691 0.122 0.805 0.002 2.031 0.003 145 Tabla III.28. Relaciones isotópicas de Pb en roca total para los gabros de la intrusión de Los Molinos. próximas unas a otras, a excepción de la roca correspondiente a una vena de sienita de feldespato alcalino, a pesar de que ésta presenta relaciones de Nd similares al resto de litologías. Estos valores, tan restringidos, y sobre todo tan empobrecidos en 87Sr/86Sr, confirman que las rocas de la intrusión de Los Molinos proceden de un magma de origen mantélico, han evolucionado en condiciones de sistema relativamente cerrado y están libres de contaminación cortical o sedimentaria durante su diferenciación. 0.7010 0.7012 0.7014 0.7016 0.7018 0.7020 0.7022 0.7024 0.7026 0.7028 0.7030 0.7032 0.7034 0.7036 0.7038 0.7040 0.7042 0.7044 0.7046 0.7048 0.7050 87Sr/86Sr EMI HIMU DM Plagioclasa Apatito Roca total 0.702 0.703 0.704 0.705 0.706 0.5122 0.5124 0.5126 0.5128 0.5130 0.5132 0.5134 -8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 DM HIMU BSE EMI EMII Bulk Earth Mantle array ɛNd (87Sr/86Sr)o (14 3 N d/ 14 4 N d) o PREMA Melanogabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Gabros olivínicos Vena porfídica anfibólica Vena sienítica de feldespato alcalino Figura III.55 Composición isotópica inicial Sr-Nd para las facies de gabros y venas félsicas asociadas de la intrusión de Los Molinos. Los campos composicionales para los componentes DM, HIMU, PREMA, BSE, EMI y EMII han sido extraídos de Ziindler y Hart (1986) y Winter (2009). Figura III.56 Relaciones isotópicas iniciales de 87Sr/86Sr medidas en granos individuales de plagioclasas y apatito y en roca total para las facies de gabros y venas félsi- cas asociadas de la intrusión de Los Molinos. Se han añadido los rangos composicionales de los componentes mantélicos EM1, DM y HIMU de Zindler y Hart (1986). III.6 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Muestra U (ppm) Th (ppm) Pb (ppm) 208Pb/204Pb (208Pb/204Pb)o 207Pb/204Pb (207Pb/204Pb)o 206Pb/204Pb (206Pb/204Pb)o AC 81-4 0.35 1.33 1.5 38.944 38.943 15.563 15.563 19.156 19.153 AC 20-1 0.25 0.84 0.6 39.132 39.131 15.574 15.574 19.309 19.303 AC 36-1 0.45 1.68 1.3 39.184 39.183 15.573 15.573 19.402 19.397 AC 10-1 0.37 1.4 1 39.128 39.127 15.580 15.580 19.343 19.338 146 Por otro lado, las relaciones (87Sr/86Sr)o de los cristales de plagioclasa y apatito son mucho más variables que las de la roca total. Así, las de la plagioclasa, presentan un intervalo de entre 0.70225 y 0.70478, mientras que las de apatito se encuentran entre 0.70315 y 0.70358. Ambos intervalos han sido comparados con las relaciones iniciales de 87Sr/86Sr en roca total en la figura III.56, donde se han representado con línea continua los valores de roca total y los valores más frecuentes que presentan los cristales individuales, y en línea discontinua, los valores peor representados en todo el conjunto de datos. Además, se han añadido los valores de 87Sr/86Sr que presentan los componentes mantélicos EMI (enriched mantle type-1), HIMU (high μ; μ = 238U/204Pb) y DM (depleted mantle) de Zindler y Hart (1986). A partir de esta figura, parece claro también que la roca total y en su mayor parte el apatito, presentan relaciones isotópicas de Sr características de un manto tipo HIMU, mientras que la amplia variación de las mismas en plagioclasa parecería indicar que puede haber participación, además, de los componentes DM y EMI. Sin embargo, como se ha expuesto en la sección III.6.1, los datos isotópicos de oxígeno en plagioclasas de la intrusión de Los Molinos, sugieren que éstas han sido afectadas por procesos hidrotermales. Si se representan en un diagrama los valores de δ18O y (87Sr/86Sr)o para las plagioclasas (Fig. III.57), se observa que algunas de las muestras de la intrusión de Los Molinos se proyectan dentro del campo de basaltos inalterados o muy próximas a él, y desde allí marcan una tendencia lineal de disminución de δ18O, casi sin variación de (87Sr/86Sr)o, hacia el campo de rocas formadas por alteración meteórica o hidrotermal. Por tanto, la variación observada en la composición isotópica de Sr en los cristales individuales de plagioclasa es probablemente debida a procesos hidrotermales, y no a heterogeneidad de fuente mantélica. Silex y caliza Margas Pizarras y esquistos pelíticos Arcosas y Rocas sedimentarias y metasedimentarias Cuarcitas Batolitos graníticos 18Campo de bajo O. Rocas formadas por alteración meteórica-hidrotermal Complejos ofiolíticos Basaltos frescos Basaltos alterados 0.00 5.00 10.00 15.00 20.00 25.00 30.00 0.700 0.705 0.710 0.715 0.720 0.725 0.730 0.735 0.740 (87Sr/86Sr) Plg (δ 18 O SM O W ) P lg Melanogabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Figura III.57 Diagrama de variación de (87Sr/86Sr)o vs. δ18O medidos en granos individuales de plagio- clasa de las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 147 Las composiciones isotópicas de Pb medidas en cristales individuales de plagioclasa (Tabla III.27), presentan un intervalo de variación muy amplio, debido probablemente a que han sido afectadas por el proceso hidrotermal del que se habló en la sección anterior. Las relaciones de 206Pb/204Pb abarcan el intervalo comprendido entre 18.316 y 20.309, las relaciones de 207Pb/204Pb varían desde 14.812 a 16.380, y 208Pb/204Pb desde 37.226 a 41.070. La tendencia que siguen las relaciones 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (Fig. III.58A) es a grandes rasgos paralela a 17.0 17.5 18.0 18.5 19.0 19.5 20.0 20.5 21.0 21.5 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 206Pb/204Pb 20 7 P b/ 20 4 P b HIMU EMII BSE EMI DM PREMA Ge oc hr on NHRL 15.3 15.2 15.1 15.0 14.9 14.8 14.7 15.9 16.0 16.1 16.2 16.3 16.4 16.5 A B EMII HIMU DM EMI 17 18 19 20 21 37 38 39 40 41 NHRL (206Pb/204Pb)o (20 8 P b/ 20 4 P b) o Melanogabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Leucogabros Gabros s.s. Pl ag io cl as as Ro ca to ta l III.6 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Figura III.58 Composición isotópica inicial de Pb medidas en granos indi- viduales de plagioclasa y roca total de las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. Los campos composicionales para los componentes DM, HIMU, PREMA, BSE, EMI y EMII han sido extraídos de Ziindler y Hart (1986) y de Winter (2009). 148 0.7010 0.7020 0.7030 0.7040 0.7050 0.7060 0.7070 0.7080 0.7090 17 18 19 20 21 22 23 87 Sr /86 Sr 206Pb/ 204Pb 0.5122 0.5124 0.5126 0.5128 0.5130 0.5132 0.5134 17 18 19 20 21 22 23 14 3 N d/ 14 4 N d 206Pb/ 204Pb 0.7010 0.7020 0.7030 0.7040 0.7050 0.7060 0.7070 0.7080 0.7090 15.3 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 15.9 87 Sr /86 Sr 207Pb/ 204Pb 0.5122 0.5124 0.5126 0.5128 0.5130 0.5132 0.5134 15.3 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 15.9 14 3 N d/ 14 4 N d 207Pb/ 204Pb EMII EMI MORB HIMU EMII EMI MORB HIMU EMII EMI MORB HIMU EMII EMI MORB HIMU Gabros s.s. Leucogabros Figura III.59 Relación isotópica inicial en roca total de 87Sr/86Sr y 143Nd/144Nd vs. relación inicial de 206Pb/204Pb y 207Pb/204Pb de las facies de gabros de la intru- sión de Los Molinos. Los valo- res medios para los componen- tes DM, HIMU, EMI y EMII ha sido extraídos de Zindler Y Hart (1986); Hart et al., (1992). III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS la línea de referencia del NHRL (Northern Hemisphere Reference Line), que une los componentes mantélicos HIMU y DM. Sin embargo, al proyectar las relaciones 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (Fig. III.58B), la línea composicional que siguen las plagioclasas de la intrusión, corta a la NHRL y es paralela a la línea teórica de la Geocrona. A diferencia de las relaciones isotópicas de Pb tan variadas que muestran las plagioclasas, los valores de Pb para la roca total son bastante restringidos, 206Pb/204Pb: 19.153-19.397, 207Pb/204Pb: 15.562- 15.579 y, 208Pb/204Pb: 38.493-39.183, proyectándose en todos los casos sobre la NHRL (Fig. III.58A y III.58B). Esto puede interpretarse como debido a que otra fase mineral abundante, ha preservado mejor la firma isotópica original de la roca. Esta fase mineral sería el clinopiroxeno, que como se observó en la sección III.6.1, conserva valores mantélicos. Así pues, en cuanto a las relaciones de Sr y Nd, la intrusión de Los Molinos derivaría de magmas de un manto tipo HIMU, mientras que en lo que se refiere al Pb, presentaría mezcla con un reservorio correspondiente al DM. En la figura III.59 se han proyectado las relaciones iniciales en roca total de 87Sr/86Sr y 143Nd/144Nd frente a las de 206Pb/204Pb y 207Pb/204Pb. En todos los casos, las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos se proyectan dentro del campo composicional definido por la mezcla de los componentes mantélicos: MORB (o DM), HIMU y EMI, siempre más próximas a la línea de mezcla de MORB y HIMU. 149 III.7.- COMPOSICIÓN Y CARACTERÍSTICAS DEL ÁREA FUENTE III.7.1.- GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS TRAZA Como se dedujo de la geoquímica de roca total, los gabros, cuerpos pegmatoides asociados y venas félsicas que forman la intrusión de Los Molinos son rocas de alcalinidad moderada con afinidad de tipo OIB (oceanic island basalts), que se observa en los espectros de tierras raras (Fig. III.46) con pendiente negativa debida al enriquecimiento en tierras raras ligeras (LREE) con respecto a las tierras pesadas (HREE). Estos espectros son característicos de basaltos formados por bajo grado de fusión parcial de un manto peridotítico (e.g. Winter, 2009). Por otro lado, el empobrecimiento relativo en HREE con respecto a las LREE es indicativo de que el manto que ha fundido para dar lugar a todo este conjunto litológico, o bien estaba desprovisto de granate o bien lo contenía pero éste no ha participado en el proceso de fusión. Esto se explica porque el granate presenta un coeficiente de reparto mucho mayor de 1 tanto para Y como para las HREE (Rollinson, 1993), por lo que tiende a retener estos elementos y por ello, si permanece en el residuo de fusión, el fundido queda empobrecido en ellos. Debido al fuerte control que ejerce el granate sobre las tierras raras pesadas, las relaciones La/Yb y Dy/Yb ayudan a discriminar entre un manto con granate o con espinela (Jung et al., 2006). En el diagrama que enfrenta estas dos relaciones (Fig. III.60), las rocas de la intrusión de los Molinos, se proyectan en el campo intermedio entre ambos tipos de peridotita (con anfíbol-granate, y con anfíbol-espinela) y se habrían generado mediante tasas de fusión de entre el 2.5 y el 5 %. Esto apunta a que la fusión tuvo lugar en la interfase entre una peridotita con granate y una peridotita con espinela, ambas con anfíbol. Esta interfase se localizaría 0 20 40 60 80 1 2 3 4 5 La / Yb Dy / Yb 4.0% 2.5% 2.0% 1.0% 2.5%3.0%4.0%5.0% Fusión de peridotita con anfíbol y granate Fusión mixta de peridotita con anfíbol y grante y de peridotita con anfíbol y espinela Fusión de peridotita con anfíbol y espinela Gabros olivínicos Gabros anfibólicos Gabros s.s. Leucogabros Melanogabros olivínicos Figura III.60 Diagrama de discriminación Dy/Yb vs. La/Yb para el origen, a partir de fusión parcial, de distintos tipos de manto (Jung et al., 2006), para los gabros y cuerpos pegmatoides de la intrusión de Los Molinos. Las muestras se proyectan en el campo de mezcla entre fun- didos con granate, espinela y anfíbol. III.7 ÁREA FUENTE 150 entre los 1.5 - 2.0 GPa, lo que equivale a una profundidad de 45-60 Km según Fumagalli et al., (2009). En concordancia con lo anterior, la presencia de kaersutita modal en la mayoría de las muestras pertenecientes a la intrusión de Los Molinos, es indicativa de que se trata de una fuente hidratada. Tiepolo et al., (2000) indica que las relaciones Nb/Ta próximas a valores condríticos (alrededor de 18) sólo se dan en basaltos de tipo MORB y OIB y que es el anfíbol el único mineral que controla dichas relaciones durante la fusión parcial del manto. Los valores obtenidos para las relaciones Nb/Ta en los anfíboles de los gabros en la intrusión de Los Molinos (entre 13.9 y 21.4), son coincidentes, a grandes rasgos, con este valor propuesto por Tiepolo et al., (2000), excepto para aquellos que aparecen directamente reemplazando al clinopiroxenos, cuyos valores son más bajos (entre 4.3 y 8.5). Por otro lado, las altas cantidades de Nb y Ta observadas en estas rocas (las cuales presentan anomalías positivas en los diagramas spider, ver figura III.47) apuntan a que el anfíbol, que tiene DNb/Ta > 1 y por lo tanto tiende a retener estos elementos (Green, 1995; Chazot et al, 1996), ha participado en el proceso de fusión. Lo anterior es consistente con el hecho de que la intrusión de Los Molinos derive de una fuente de manto metasomatizada, es decir, enriquecida en elementos traza normalmente incompatibles con la mineralogía habitual del manto. En este sentido, las relaciones entre algunos elementos traza también son útiles para identificar este tipo de fuentes. Los valores de las relaciones de Th/Yb y Ta/Yb para los gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas de la intrusión de Los Molinos varían desde 0.63 a 3.05 y de 0.86 a 3.42 respectivamente, haciendo que estas rocas se proyecten dentro, o por debajo, de la línea del mantle array (línea que está definida para basaltos oceánicos que no han sufrido procesos de contaminación, asimilación o subducción) Figura III.61 A) Diagrama composicional de Th/Yb vs. Ta/Yb y B) diagrama composicional de Y/Nb vs. Zr/ Nb para los gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas de la intrusión de Los Molinos. En ambos diagramas las muestras se proyectan en el campo de un manto enriquecido de tipo OIB, encima o por debajo de la línea del mantle array (línea que está definida para basaltos oceánicos que no han sufrido procesos de contaminación, asimilación o subducción). Tan- to los campos de áreas fuentes de manto empobrecido y en- riquecido y las composiciones medias de MORB, OIB y de la corteza continental se han ex- traído de Wilson (1989). III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS FU EN TE DE M ANTO EM POBREC ID A M ORB FU EN TE D E M ANTO EN RIQ UEC ID A Bas alt os in tra -plac a 0.01 0.1 1 10 0.01 0.1 1 10 Th /Y b Ta/Yb A B FUENTE DE MANTO ENRIQUECIDA FUENTE DE MANTO EMPOBRECIDA MORBs A tlá ntico Su r 0 2 4 6 8 10 12 14 16 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 Y/ N b Zr/Nb Corteza continental MORB OIB Corteza continental OIB MORB Gabros olivínicos Gabros anfibólicos Vena porfídica anfibólica Venas sieníticas de feldespato alkalino Venas anortosíticas Melanogabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros 151 en el campo de un manto enriquecido de tipo OIB (Wilson, 1989) (Fig. III.61A). Otras relaciones de elementos traza de utilidad son las de Y/Nb y Zr/Nb. Del mismo modo que las anteriores, los intervalos de valores para estas relaciones en los gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas de la intrusión de Los Molinos, varían desde 0.32 a 1.09 y de 3.26 a 10.91, proyectándose en el campo definido para manto enriquecido y siguiendo la línea de los basaltos tipo MORB del Atlántico sur (Wilson, 1989) (Fig. III.61B). III.7.2.- GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Como acaba de comentarse en la sección anterior, la composición de elementos traza parece indicar que la fuente mantélica es de tipo OIB y enriquecida mediante procesos de metasomatismo. Sin embargo, la composición de los OIB es muy variable, por lo que estos no pueden derivar de una región químicamente homogénea del manto (Hofmann, 1997). El origen de esta heterogeneidad del manto continúa siendo objeto de debate, pero se observa que la mayoría de los OIB representan mezcla entre diferentes miembros finales conocidos como DM (depleted mantle), HIMU (high μ; μ = 238U/204Pb), EMI (enriched mantle 1), EMII (enriched mantle 2) (Zindler y Hart, 1986), PREMA (PREvalent MAntle) o FOZO (focal zone) (Hart et al., 1992). A pesar de que el origen de dichos componentes siga siendo debatido, existen diferentes modelos para explicar el origen de los mismos que, a modo de resumen son: - El componente DM está localizado en el manto superior, que ha sido empobrecido a lo largo del tiempo geológico por procesos de extracción de corteza continental, en LREE y Rb (Hofmann, 1988; Hart y Staudigel, 1989). - El componente HIMU, que presenta las relaciones más altas de Pb y más bajas de Sr de cualquier OIB (Hofmann, 1997), es quizá el componente más debatido. Algunos autores, como p.e. Weaver (1991) o Hofmann (1997), asocian sus características al reciclaje de litosfera oceánica por subducción en el manto, la cual habría permanecido allí durante un largo periodo de tiempo (1-2 Ga). Sin embargo, otro grupo de autores (p.e. Niu y O´Hara, 2003) asocian este componente del manto a procesos de metasomatismo, entendido este como enriquecimiento, del manto por la presencia de fluidos y/o fundidos. - El componente EMI se interpreta como el resultado de la subducción de materiales pelágicos antiguos (Weaver, 1991) o de la incorporación de litosfera sub-continental al manto mediante procesos de delaminación (Mahoney et al., 1991). - El componente EMII se interpreta como producto de la subducción de materiales terrígenos antiguos (Weaver, 1991). III.7 ÁREA FUENTE 152 - El componente FOZO o PREMA se define como una fuente empobrecida en el manto inferior (Hart et al., 1992), que representaría el manto si éste no hubiera cambiado de composición a lo largo de la historia geológica. En la figura III.55, donde se enfrentan las relaciones isotópicas iniciales de 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd, los gabros de la intrusión de Los Molinos se proyectan a la izquierda del mantle array, como es típico de los OIB, dentro del campo definido para el componente mantélico HIMU, y los altos valores de εNd (valores positivos), sugieren una fuente mantélica empobrecida. La ausencia de linealidad en los datos, y la homogeneidad en los resultados isotópicos obtenidos, parece indicar que no existe mezcla con los componentes mantélicos enriquecidos (EMI y EMII), por lo que, atendiendo únicamente a las relaciones isotópicas de 87Sr/86Sr y 143Nd/144Nd, se podrían descartar contribuciones del manto litosférico subcontinental en la fuente mantélica, ya que dichas aportaciones, enriquecerían las relaciones isotópicas de 87Sr/86Sr hacia valores superiores de 0.704 y empobrecerían las relaciones de 143Nd/144Nd hacia valores inferiores a 0.5126 (Zindler y Hart, 1986). Además, en el caso de los elementos traza, empobrecerían las composiciones en Nb y Ta y las aumentarían fuertemente en Ba (Weaver, 1991), contrario a lo que ocurre en las rocas de la intrusión de Los Molinos. El componente mantélico HIMU, se caracteriza, además por contener cantidades altas de Pb radiogénico, por su relativo enriquecimiento en Nb y Ta con respecto a las LREE y LILE, generando anomalías positivas de Nb y Ta en los diagramas de tipo spider, a diferencia de los tipos EMI (que no presentan esta anomalía) (Weaver, 1991), junto con la presencia de fuertes anomalías negativas de K (Woodhead, 1996). Como se vio en las secciones anteriores, estas anomalías están presentes en todos los espectros de los gabros que forman la intrusión de Los Molinos, por lo que, junto con las características isotópicas que presentan, se corrobora que una fuente mantélica de tipo HIMU forma parte importante de la génesis de estas rocas. Por otro lado, atendiendo a las composiciones isotópicas del plomo para la roca total (Fig. III.58), las muestras presentan firmas isotópicas más bajas que las que se atribuyen al componente HIMU, implicando la mezcla con otro componente caracterizado por signaturas de plomo menos radiogénicas, como es el componente DM, dado que las muestras se proyectan en la línea de mezcla entre este componente y HIMU. Si se considera que una fuente de tipo HIMU procede de una litosfera oceánica deshidratada durante subducción (Weaver, 1991), es improbable que sólo a partir de ella se generen fundidos hidratados que den lugar a asociaciones minerales con anfíbol y mica. Los componentes volátiles no son compatibles con la mineralogía habitual de este tipo de manto, por lo que ha debido sufrir un proceso de enriquecimiento o metasomatismo que aporte al manto dichos componentes volátiles. III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 153 Por tanto, las relaciones isotópicas de Sr, Nd y Pb, indican mezcla entre el componente HIMU y el DM, sin embargo, no es del todo descartable una aportación del componente EMI (aunque esta sea muy inferior a las anteriores), ya que al enfrentar tanto las relaciones isotópicas de Sr como de Nd con las del Pb (Fig. III.59), los gabros de la intrusión de Los Molinos se proyectan en un campo de mezcla definido por estos tres componentes. III.8.- GEOCRONOLOGÍA U-Pb EN APATITO Y K-Ar EN MICA Con el fin de obtener edades de cristalización para las distintas facies de gabros de la intrusión de Los Molinos, se dataron ocho muestras representativas de las mismas por el método U-Pb, mediante LA-ICP- MS in-situ en apatito y por el método K-Ar en mica. El apatito es un accesorio común en rocas ígneas, tanto félsicas como máficas, y, al igual que el circón, puede albergar U en su estructura, lo que hace que sea un mineral accesorio potencial para realizar dataciones U-Pb. Sin embargo, a diferencia del circón, también puede albergar altas cantidades de plomo inicial en su estructura cristalina, siendo esta una de las mayores limitaciones en la exactitud y precisión a la hora de determinar edades en apatitos. No obstante, existen varios métodos para la corrección del plomo común, como el que proponen Stacey y Kramers (1975), basado en el modelo de evolución del plomo para la corteza continental, o métodos basados en la medida de plomo en un mineral co-magmático con el apatito que no acepte U en su estructura (o cuya cantidad sea insignificante), como es el caso del feldespato potásico o la plagioclasa (Chamberlain y Bowring, 2000; Schoene y Bowring, 2007). Dado que las rocas que forman la intrusión de Los Molinos no contienen circón, pero sí apatito en todas sus facies, se eligió este mineral para las dataciones U-Pb, siendo esta la primera vez que se utiliza el apatito como geocronómetro en todo el archipiélago canario. Las ocho muestras datadas corresponden a dos melanogabros olivínicos, cuatro gabros s.s. y dos leucogabros, tanto del sector de Morro Negro como del sector de Molinos. Los criterios de selección de estas muestras han sido los siguientes: 1) Presentan pocos signos de alteración, tanto petrográfica como geoquímicamente. 2) Son representativas de las diferentes facies que afloran en la intrusión de Los Molinos. 3) Contienen cristales de apatito que tengan un tamaño mayor de 125 μm de diámetro para no introducir error de contaminación III.8 GEOCRONOLOGÍA 154 III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS Sample Anal. U (ppm) Pb (ppm) 238U/206Pb 2s error 207Pb/206Pb 2s error Rad. 206Pb/238U Rad. 206Pb/238U error (2s) Edad (Ma) AC 12-2 ap2 2.820 1.000 6.5863 0.3947 0.7653 0.0232 0.0084 54 3 AC 12-2 ap2-2 2.820 1.000 5.4198 0.2439 0.7712 0.0223 0.0088 56 3 AC 12-2 ap3 3.600 0.930 9.2713 0.4970 0.7409 0.0485 0.0094 60 3 AC 12-2 ap3-2 3.600 0.930 13.3505 0.5305 0.7640 0.0193 0.0043 27 1 AC 12-2 ap4 2.890 0.920 5.0242 0.5832 0.7705 0.0217 0.0097 62 7 AC 12-2 ap4-2 2.890 0.920 5.9247 0.3783 0.7962 0.0280 0.0025 16 1 AC 12-2 ap5 3.660 0.760 9.3545 0.4866 0.8023 0.0261 0.0007 5 0 AC 12-2 ap5-2 3.660 0.760 10.1595 1.1392 0.7900 0.0485 0.0022 14 2 AC 12-2 ap6 2.310 0.790 12.1815 0.7725 0.7794 0.0243 0.0030 19 1 AC 12-2 ap6-2 2.310 0.790 18.1292 1.1998 0.7704 0.0334 0.0027 17 1 AC 29-3 ap1 2.250 2.400 18.8849 2.9612 0.7565 0.0271 0.0035 23 4 AC 29-3 ap1-2 2.250 2.400 11.0159 0.9377 0.7932 0.0286 0.0017 11 1 AC 29-3 ap2 1.984 0.430 9.1171 0.5569 0.7930 0.0252 0.0021 13 1 AC 29-3 ap2-2 1.984 0.430 1.6809 0.1041 0.7983 0.0164 0.0071 45 3 AC 29-3 ap3 2.650 0.310 26.4573 2.2142 0.7392 0.0304 0.0034 22 2 AC 29-3 ap3-2 2.650 0.310 7.6361 0.9012 0.7700 0.0294 0.0064 41 5 AC 29-3 ap4 2.350 0.820 11.0222 1.4565 0.7541 0.0370 0.0064 41 5 AC 29-3 ap7-2 2.030 0.640 10.6674 1.1267 0.7566 0.0219 0.0063 40 4 AC 29-3 ap8 2.34 0.639 24.5388 1.3664 0.7367 0.0345 0.0038 24 1 AC 29-3 ap9 2.61 0.699 6.2997 0.4020 0.7795 0.0213 0.0058 37 2 AC 81-4 ap1 4.480 0.972 10.6740 0.6757 0.7667 0.0300 0.0050 32 2 AC 81-4 ap1-1 4.480 0.972 17.3406 1.3472 0.7680 0.0298 0.0030 19 1 AC 81-4 ap2 4.810 1137.0 13.1443 1.2765 0.7854 0.0217 0.0022 14 1 AC 81-4 ap3 2.010 0.838 13.8302 1.6666 0.7691 0.0350 0.0036 23 3 AC 81-4 ap4 3.550 1.008 17.9839 2.0156 0.7776 0.0350 0.0022 14 2 AC 81-4 ap5 2.490 1.780 13.5720 1.4288 0.7981 0.0326 0.0009 6 1 AC 36-1 ap3 1.864 0.618 17.1507 1.5804 0.7485 0.0317 0.0045 29 3 AC 36-1 ap4 1.749 0.141 14.8582 0.5490 0.7875 0.0297 0.0018 11 0 AC 36-1 ap5 1.852 0.199 12.4975 0.5074 0.7673 0.0275 0.0042 27 1 AC 36-1 ap5-2 1.852 0.199 15.7690 0.8243 0.7759 0.0195 0.0026 17 1 AC 36-1 ap6 2.706 0.527 14.9853 0.9223 0.7969 0.0235 0.0009 6 0 AC 36-1 ap7 3.240 0.340 25.7385 2.1755 0.7467 0.0419 0.0031 20 2 AC 36-1 ap9 2.105 0.208 19.0346 0.9188 0.7721 0.0336 0.0024 16 1 AC 36-1 ap9-2 2.105 0.208 33.1729 1.4437 0.7791 0.0381 0.0011 7 0 AC 36-1 ap10 2.559 0.283 19.5006 1.0663 0.7663 0.0411 0.0028 18 1 AC 36-1 ap11 2.025 0.609 21.3119 0.9278 0.7562 0.0342 0.0032 20 1 AC 36-1 ap13 2.123 0.237 36.5953 2.7567 0.7248 0.0503 0.0030 19 1 AC 21-1 ap1 2.105 0.242 33.2832 2.0911 0.7116 0.0559 0.0038 24 2 AC 21-1 ap1-2 2.105 0.242 31.6172 1.4863 0.7160 0.0759 0.0038 24 1 AC 21-1 ap3 2.244 0.561 21.8874 4.9600 0.7724 0.0603 0.0021 14 3 AC 21-1 ap4 1.991 0.19 23.1677 1.6712 0.7741 0.0381 0.0019 12 1 AC 21-1 ap7 1.570 0.212 31.6187 2.4560 0.7618 0.0670 0.0019 12 1 AC 23-1 ap1 5.140 0.312 43.8531 2.9566 0.6821 0.0386 0.0038 24 2 AC 23-1 ap2 2.271 0.273 27.7141 1.4350 0.7320 0.0428 0.0036 23 1 AC 23-1 ap3 2.414 0.423 23.7203 1.0853 0.7165 0.0357 0.0050 32 1 AC 23-1 ap4 10.990 0.781 47.0534 2.8195 0.7172 0.0452 0.0025 16 1 AC 23-1 ap5 6.440 0.275 49.7428 2.7055 0.7224 0.0430 0.0022 14 1 AC 23-1 ap8 2.354 0.211 19.1176 0.8397 0.7263 0.0309 0.0056 36 2 AC 23-1 ap9 2.354 0.211 34.5670 2.7340 0.7785 0.0592 0.0011 7 1 61324 ap1 3.530 0.739 16.2537 0.7314 0.7671 0.0245 0.0033 21 1 61324 ap6 2.460 0.625 21.8679 1.0335 0.7526 0.0261 0.0033 21 1 61324 ap8 7.24 0.749 28.1771 4.3721 0.7600 0.0432 0.0022 14 2 61324 ap9 19 2.22 41.1026 3.4744 0.7039 0.0281 0.0033 21 2 61324 ap10 5.57 0.802 9.5472 0.3894 0.7883 0.0170 0.0026 17 1 61324 ap11 6.15 0.988 35.0983 3.8470 0.7086 0.0270 0.0037 24 3 61324 ap11-2 10.170 0.906 30.5516 3.1269 0.7236 0.0267 0.0036 23 2 61324 ap12 2.600 0.808 10.7643 0.4745 0.7809 0.0253 0.0032 21 1 61324 ap12-2 2.600 0.808 11.0081 0.5698 0.7519 0.0294 0.0066 43 2 61324 ap13 2.710 0.775 16.8843 0.8340 0.7921 0.0294 0.0012 8 0 61324 ap13-2 2.710 0.775 9.0654 0.3580 0.7489 0.0234 0.0085 54 2 155 Tabla III.29 Dataciones in-situ de U-Pb en apatito mediante LA-ICP-MS. con los minerales que lo rodean. 4) Los valores analíticos de Pb y U medidos en los cristales de apatito, previamente a la datación, mediante láser ICP-MS, están por encima del límite de detección del aparato. De este modo, se han realizado 84 análisis de U-Pb en apatito (Tabla III.29). Para las correcciones de Pb común se han introducido los valores de 207Pb/206Pb obtenidos para la roca total, de forma que la composición del Pb común sea más próxima a la real que la asumida para 20 Ma por el modelo de Stacey y Kramers (1975) y, más ajustada que las obtenidas para los cristales individuales de plagioclasa, dada la problemática asociada que conlleva su amplio intervalo de variación y que se ha discutido en la sección III.6. Por tanto, los diagramas Tera- Wasserburg que se presentan en la figura III.62, han sido anclados a un valor de Pb común de 0.80741 ± 0.001 (media de los valores obtenidos en roca total). Los valores que no intersectaban la línea del Pb común fueron desechados junto con análisis cuyos valores de edad carecían de sentido geológico, es decir, edades negativas o edades con errores mayores a la propia edad obtenida, las cuales se atribuyen a error instrumental durante el procedimiento analítico. En las muestras de melanogabro olivínico de la intrusión de Los Molinos, se realizaron un total de 23 análisis, de los cuales 4 fueron desechados. La edad de intersección en el diagrama Tera-Wasserburg corresponde a 25.2 ± 4.4 Ma (figura III.62A), con una desviación estándar media ponderada (Mean Standard Weighted Deviation o MSWD) de 1.5. En las muestras de gabro s.s. se realizaron 36 análisis, de los cuales 8 fueron desechados. La edad de intersección en el diagrama Tera- Wasserburg corresponde a 18.2 ± 2.4 Ma, con un MSWD de 1.3 (figura III.62B). En las muestras de leucogabro se realizaron 23 análisis, de los cuales 2 fueron desechados. La edad de intersección en el diagrama Tera- Wasserburg corresponde a 16.5 ± 2.9 Ma, con un MSWD de 2.8 (figura III.62C). III.8 GEOCRONOLOGÍA Sample Anal. U (ppm) Pb (ppm) 238U/206Pb 2s error 207Pb/206Pb 2s error Rad. 206Pb/238U Rad. 206Pb/238U error (2s) Edad (Ma) 61324 ap14 2.630 0.774 20.3775 2.0599 0.7448 0.0213 0.0040 26 3 AC 33-1 ap1 10.62 1.195 47.0760 3.4001 0.7265 0.0268 0.0023 15 1 AC 33-1 ap3 7.97 1.253 43.5219 2.4957 0.7498 0.0245 0.0017 11 1 AC 33-1 ap5 9.03 1.038 40.6574 2.4391 0.7479 0.0224 0.0019 12 1 AC 33-1 ap6 8.49 1.274 26.6716 1.4569 0.7594 0.0281 0.0024 15 1 AC 33-1 ap7 5.87 1.13 16.1862 0.9772 0.7659 0.0219 0.0034 22 1 AC 33-1 ap8 12.02 1.374 31.8678 1.8906 0.7614 0.0211 0.0019 12 1 AC 33-1 ap9 5.66 11.510 44.1661 2.5101 0.7121 0.0234 0.0028 18 1 AC 33-1 ap10 10.86 1.46 28.5575 1.6174 0.7247 0.0244 0.0038 24 1 AC 33-1 ap11 15.42 1.206 51.5050 2.9283 0.7384 0.0316 0.0018 11 1 AC 33-1 ap12 10.08 1.74 22.8014 1.5044 0.7850 0.0225 0.0013 8 1 156 Finalmente, se agruparon todos los análisis en un mismo diagrama Tera-Wasserburg (figura III.62D). Para ellos, la edad de intersección es de 17.4 ± 1.9 Ma y un MSWD de 2.0. El intervalo de edades 206Pb/238U obtenidas para cada análisis, desde 5 a 62 Ma, debe ser debido a la movilidad que presentan tanto Pb como U en sistemas fluidos. Elementos con grandes radios y potenciales iónicos, entre ellos el Pb, son generalmente móviles en este tipo de sistemas, mientras que elementos con bajo radio iónico y moderado potencial iónico son generalmente inmóviles, como es el caso del U (Weaver, 1991). Sin embargo, la solubilidad del U depende en gran medida de su estado de oxidación, de tal modo que en sistemas oxidados, donde el U tiene una valencia 6+, éste puede formar complejos solubles (Weaver, 1991). De este modo, un sistema hidrotermal generado por el propio enfriamiento de la intrusión, puede alterar las relaciones U/Pb en el apatito, el cual, además, presenta temperaturas de bloqueo de entre 450-550 oC (Chamberlain and Bowring, 2000; Schoene and Bowring, 2007; Chew et al., 2011), por lo que el sistema U-Pb puede continuar abierto una vez instaurada la circulación hidrotermal. Norton y Taylor (1979) consideran que las reacciones entre un fluido hidrotermal y una III GABROS, PEGMATOIDES Y VENAS 0.66 0.70 0.74 0.78 0.82 0.86 0 10 20 30 238U/206Pb 20 7 Pb /20 6 Pb Intercept at 25.2 ±4.4 Ma MSWD = 1.5 0.60 0.64 0.68 0.72 0.76 0.80 0.84 0.88 0 10 20 30 40 50 60 238U/206Pb 20 7 Pb /20 6 Pb Intercept at 18.2 ±2.4 Ma MSWD = 1.3 0.64 0.68 0.72 0.76 0.80 0.84 0 20 40 60 238U/206Pb 20 7 Pb /20 6 Pb Intercept at 16.5 ±2.9 Ma MSWD = 2.8 0.60 0.64 0.68 0.72 0.76 0.80 0.84 0.88 0 20 40 60 238U/206Pb 20 7 Pb /20 6 Pb Intercept at 17.4 ±1.9 Ma MSWD = 2.0 data - point error ellipses are 2s data - point error ellipses are 2s data - point error ellipses are 2s data - point error ellipses are 2s A B DC Figura III.62 Diagramas de Tera-Wasserbug para las facies gabroicas de la intrusión de Los Molinos. A) Facies de melanogabros olivíni- cos. B) Facies de gabros s.s. C) Facies de leucogabros. D) Dia- grama común para todas las facies de la intrusión. 157 Tabla III.30 Edad K-Ar en mica separada de un leucogabro de la intrusión de Los Molinos. intrusión ocurren en un amplio intervalo de temperaturas, de entre 1000 y 200 oC, pero que más del 75 % de los fluidos en circulación tienen una temperatura superior a los 480 oC. Esta última consideración, junto con que las relaciones petrográficas observadas, que indican que el apatito empezó a formarse bien avanzada la cristalización de la intrusión, hacen que las edades obtenidas deban estar referidas a los últimos estadios de cristalización de la intrusión de Los Molinos. Las edades obtenidas en las tres facies principales de gabros que forman la intrusión, melanogabros olivínicos, gabros s.s. y leucogabros, a pesar de los errores en cada una de ellas, son coherentes con la secuencia de enfriamiento obtenida en el modelo petrogenético, es decir, son algo más antiguas para los melanogabros olivínicos y más jóvenes para los leucogabros. De este modo, la edad U-Pb obtenida en todo el conjunto de facies (17.4 ± 1.9 Ma), representa la edad media de cristalización para el apatito en toda la intrusión de Los Molinos. Por otro lado, la edad K-Ar (Tabla III.30) se realizó en las micas separadas de la muestra de leucogabro AC 10-1, del sector de Morro Negro, la cual, como se comentó en la sección III.6.1, no presenta signos de alteración. La edad obtenida para esta mica es de 14.8 ± 0.5 Ma y debe representar la última etapa de enfriamiento, puesto que, como indican las relaciones texturales en esta facies, la mica es el último mineral en la secuencia de cristalización. Considerando que la temperatura de bloqueo de una biotita suele encontrarse alrededor de los 373⁰C (Faure y Mensing, 2005), la diferencia entre esta temperatura y la de bloqueo del apatito (450-550⁰C, Chamberlain and Bowring, 2000; Schoene and Bowring, 2007; Chew et al., 2011) es de 77-177⁰C aproximadamente. Si tomamos esa diferencia de temperatura entre la diferencia de edades U-Pb y K-Ar (2.6 Ma) obtendríamos un gradiente de enfriamiento estimado entre unos 40-70⁰C por millón de años, para las últimas etapas de cristalización de la intrusión, que es coherente también con la baja profundidad de emplazamiento de la intrusión de Los Molinos. Finalmente, estas edades de 17.4 – 14.8 Ma, son claramente más jóvenes que el enjambre de prácticamente 100 % diques (con esquirlas de roca volcánica, a veces submarina y a veces de transición a subaérea), datado entre los 29 y 22 Ma (Ibarrola et al., 1989; Gutiérrez et al., 2006) en el área de Los Molinos. Por tanto, las edades obtenidas encajan también con el hecho de que este enjambre de diques constituya el encajante de la intrusión de Los Molinos. III.8 GEOCRONOLOGÍA Muestra Material Edad Ar-40 (*) % Ar-40 (*) % K analizado (Ma) (ssc/g x 10-5) AC 10-1 Biotita 14.8 ± 0.5 0.364 63 6.23 0.358 40.6 6.23 159 IV.1.- INTRODUCCIÓN IV.2.- PETROGRAFÍA Y RELACIONES TEXTURALES IV.3.-QUÍMICA MINERAL DE ELEMENTOS MAYORES IV.4.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL IV.5.- GEOQUÍMICA DE ISÓTOPOS RADIOGÉNICOS IV.6.- RELACIÓN ENTRE LOS DIQUES Y LAS FACIES DE GABROS EN LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS IV MINERALOGÍA Y GEOQUÍMICA DE LOS DIQUES DE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS 161 IV.1 INTRODUCCIÓN IV.1.- INTRODUCCIÓN Una vez conocidos los procesos y mecanismos de cristalización que han dado lugar a las distintas facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas asociadas de la intrusión de Los Molinos, la edad de las mismas y las características del área fuente de la que proceden, se presentan a continuación los resultados obtenidos para los diques que aparecen cortando tanto a las facies de gabros y venas félsicas como a las brechas que afloran en distintos puntos de la intrusión. Sobre estos diques, se han realizado estudios petrográficos, mineralógicos y geoquímicos con el fin de determinar si están o no relacionados genéticamente con los gabros, así como poder establecer qué procesos les han dado lugar y si proceden de un área fuente común a la de la intrusión. En el capítulo II, se distinguieron varios grupos o conjuntos de diques, así como las relaciones de corte entre ellos. El primer grupo corresponde a: diques basálticos porfídicos, diques microgranudos micáceos y diques máficos afaníticos. Estos tres tipos de diques son más frecuentes en las partes bajas de ambos sectores de la intrusión, presentan relaciones de campo muy estrechas con los gabros y suelen estar cortados por las venas félsicas, por lo que en principio, deberían tener composiciones afines a las de las rocas granudas. Este primer conjunto está cortado por un segundo grupo de diques que siempre se inyectan en el orden: traquibasalto, basalto plagioclásico y traquita, orden que se estableció por sus relaciones de corte respectivas en el campo. Este segundo grupo es más abundante hacia las partes altas de la intrusión y aumenta de potencia en los tipos de basalto plagioclásico y en las traquitas, en el sector de Morro Negro. Las traquitas presentan distintos tipos de relaciones de corte con los gabros, que dan idea de que existen al menos dos momentos de emplazamiento de las mismas: uno, claramente posterior a los gabros (por la presencia de bordes enfriados) y otro que podría haber sido más contemporáneo con ellos. Asimismo, ambos tipos de traquitas aparecen a veces cortadas por diques máficos afaníticos que pertenecerían a un tercer evento de inyección filoniana. A su vez, las brechas que aparecen en el sector de Molinos están atravesadas por: 1) diques traquibasálticos que presentan bordes enfriados con ellas y 2) diques y sills de potencia métrica, continuidad lateral importante y composición basáltica con textura porfídica, en la que destacan grandes cristales de olivino y piroxeno. La secuencia de corte observada parece relacionarse, al menos en el primer y segundo grupo de diques, con un progresivo cambio de composición de máfica a félsica. 162 IV.2.- PETROGRAFÍA Y RELACIONES TEXTURALES La composición modal de estos diques se muestra en la Tabla IV.1. Muestra Sector Clasf. Feno. Pl Cpx Ol Amp Opq Bt Afs Matriz Pl Cpx Ol Amp Opq Bt Ap Afs Spn Zrn Vidrio Vesículas Otros o matriz Diques basálticos porfídicos criptocristalina AC 5-6 MN BP-CP 30.9 39.6 60.4 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 69.0 37.1 29.4 0.0 0.0 18.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 15.4 AC 18-2 MN BP-C 29.4 3.1 96.9 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 57.9 14.4 3.4 0.0 28.7 27.6 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 25.9 AC 80-1 MN BP-PP 34.3 95.0 1.3 2.1 0.0 1.6 0.0 0.0 65.7 33.1 9.4 0.0 4.6 17.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 1.5 AC 29-1 MO BP-PC 29.8 46.6 42.6 0.0 0.0 10.7 0.0 0.0 70.2 31.5 0.0 0.0 48.1 20.4 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 AC 33-2 MO BP-OCP 32.7 18.0 22.0 59.9 0.0 0.0 0.0 0.0 67.3 50.1 0.0 0.0 0.0 29.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 21.0 AC 145a-2 MO BP-C 20.8 0.0 98.9 0.0 0.0 1.1 0.0 0.0 79.2 56.9 0.9 0.0 17.9 19.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 5.1 AC 133-1 MO BP-CO 11.8 0.0 64.4 32.2 0.0 3.4 0.0 0.0 88.2 49.7 37.9 0.0 0.0 10.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 2.5 Diques microgranudos micáceos AC 124-2 MN Mcg 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 56.4 23.7 0.0 0.0 6.9 11.2 0.6 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 1.2 AC 124-4 MN Mcg 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 46.7 16.7 0.0 0.0 15.7 16.6 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 4.1 Diques máficos afaníticos Microfenocristales AC 5-5 MN BmP-PC 6.7 81.1 18.9 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 93.3 43.9 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 56.1 0.0 0.0 AC 18-3 MN BmP-PC 9.8 64.5 19.4 0.0 0.0 16.1 0.0 0.0 90.2 33.3 30.0 0.0 0.0 36.7 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 AC 23-4 MO BmP-PC 11.7 76.9 23.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 88.3 40.0 29.2 0.0 0.0 30.8 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Diques de traquibasalto AC 16-1 MN TBP 2.8 100.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 97.2 47.5 0.0 0.0 0.0 27.7 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 24.8* 0.0 AC 16-2 MN TBP 37.4 100.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 62.6 46.3 0.0 0.0 0.0 39.8 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 13.9* 0.0 AC 62-1 MN TB 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 63.6 8.4 0.0 1.3 25.4 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 1.3 AC 72-2 MO TBP 3.4 0.0 0.0 0.0 100.0 0.0 0.0 0.0 83.9 31.4 0.0 0.0 1.3 26.6 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 28.0 12.7 0.0 AC 73-2 MO TB 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 66.3 18.7 0.0 0.0 10.9 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 4.1* 0.0 Diques de basalto plagioclásico AC 18-1 MN BPlg 29.0 94.0 0.0 6.0 0.0 0.0 0.0 0.0 71.0 33.8 19.2 0.0 0.0 36.9 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 10.0 AC 58-2 MN BPlg 34.2 87.9 0.0 9.5 0.0 2.6 0.0 0.0 65.8 25.6 20.9 0.0 0.0 51.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 2.3 AC 105-1 MN BPlg 57.7 98.2 0.0 0.0 0.0 1.8 0.0 0.0 42.3 0.0 42.1 0.0 0.0 38.9 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 19.0* 0.0 AC 35-2 MO BPlg 18.7 97.4 0.0 2.6 0.0 0.0 0.0 0.0 81.3 36.5 25.0 0.0 0.0 34.6 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 3.8 AC 74-3 MO BPlg 12.8 93.8 0.0 0.0 0.0 6.2 0.0 0.0 87.2 47.3 0.0 0.0 0.0 39.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 13.5 Diques de traquita AC 104-1 MN T 16.1 0.0 0.0 0.0 0.0 2.1 0.0 97.9 0.0 0.0 0.8 0.0 0.0 11.2 0.0 0.0 83.8 0.1 0.0 0.0 0.0 4.1 AC 67-1 MN T 4.8 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.2 98.8 95.2 0.0 0.0 0.0 0.0 22.1 0.0 0.0 60.6 0.0 0.0 0.0 0.0 17.3 AC 108-1 MN T 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 21.7 0.0 0.0 72.2 0.0 0.0 0.0 0.0 6.1 AC 78-3 MN Ms 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 10.2 2.1 0.0 0.0 7.3 1.1 0.4 76.9 0.0 0.3 0.0 0.0 1.7 AC 129-1 MN T (pitón) 20.5 89.8 0.0 0.0 0.3 0.0 1.9 0.0 79.5 15.8 0.0 0.0 0.0 14.0 4.2 0.1 63.6 0.0 0.0 0.0 0.0 2.3 AC 111-1 MO Ms 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 9.7 0.0 0.0 88.5 0.6 0.0 0.0 0.0 1.8 AC 113-1 MO T 13.5 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 100.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 5.3 0.0 0.0 77.1 0.0 0.0 0.0 0.0 17.6 Diques máficos afaníticos que cortan a las traquitas AC 124-1 MN TB-anf 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 38.7 7.1 0.0 28.4 18.6 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 7.2 AC 81-1 MN TB-anf 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 34.1 0.0 0.0 50.0 13.6 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 2.3 AC 133-2 MO TB-P-anf 7.2 0.0 78.3 0.0 0.0 21.7 0.0 0.0 92.8 43.8 19.4 0.0 21.5 10.6 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 4.7 Diques que cortan a brecha AC 99-2 MO TB-P-anf 10.5 31.8 9.1 0.0 56.5 2.6 0.0 0.0 89.5 41.2 1.6 0.0 23.5 27.8 0.0 1.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 4.8 AC 100-1 MO BP-OC 36.5 0.0 28.3 72.8 0.0 0.0 0.0 0.0 63.5 49.3 32.7 0.0 0.0 9.7 6.7 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 1.7 AC 100-3 MO BP-OC 18.4 0.0 18.5 81.5 0.0 0.0 0.0 0.0 81.6 41.2 44.9 0.0 0.0 8.6 3.4 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 2.0 AC 100-4 MO B-OC (1) 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 31.2 41.2 20.9 0.0 4.8 0.9 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.8 AC 148-1 MO BP-OC 12.2 0.0 37.1 61.1 0.0 1.8 0.0 0.0 87.8 41.2 31.3 0.0 0.0 23.4 2.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 2.1 AC 152-1 MO BP-OC 48.9 0.0 48.8 48.6 0.0 2.7 0.0 0.0 51.1 55.5 21.1 0.0 0.0 18.7 1.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 2.3 Feno: Fenocristales; Pl: Plagioclasa; Cpx: clinopiroxeno; Ol: olivino; Amp: anfíbol; Opq: Minerales opacos; Bt: biotita; Afs: feldespato alcalino; Ap: apatito; Spn: esfena; Zrn: circón Otros: Minerales secundarios (clorita, iddingsita, sericita, calcita, epidota) MN: Morro Negro; MO: Molinos * Vesículas rellenas de carbonato (amígdalas) BP = Basalto porfídico; las iniciales siguientes indican los tipos de fenocristales más abundantes en orden decreciente. C = Clinopiroxeno; P = Plagioclasa; O = Olivino Mcg = Microgabro BmP = Basalto microporfídico; las iniciales siguientes indican los tipos de fenocristales más abundantes en orden decreciente. C = Clinopiroxeno; P = Plagioclasa TB-P = Traquibasalto porfídico; TB = Traquibasalto; BPlg = Basalto plagioclásico T = Traquita; Ms = Microsienita TB-anf = Traquibasalto anfibólico; TB-P anf= Traquibasalto porfídico anfibólico (1) = Borde enfriado de sill Tabla IV.1. Análisis modales para los diques de la intrusión de Los Molinos. IV. DIQUES 163 IV.2.1. GRUPO 1: DIQUES BASÁLTICOS PORFÍDICOS Dentro de los diques del primer conjunto, los tipos porfídicos presentan cantidades de fenocristales desde moderadas (12 %) hasta altas (34 %). Estos fenocristales suelen ser principalmente de clinopiroxeno en ambos sectores, aunque algunas muestras contienen importantes cantidades de plagioclasa o de olivino (Tabla IV.1). El carácter porfídico es muy acusado, con tamaños de fenocristales normalmente entre 1 y 4 mm (Fig. IV.1A), que en ocasiones pueden llegar a alcanzar 5-7 mm. Sólo en una muestra del sector de Molinos AC 29-1, los fenocristales de clinopiroxeno presentan textura seriada, con tamaños que varían progresivamente desde 2.5 hasta 0.2 mm (Fig. IV.1B). Las matrices de estos diques porfídicos son microcristalinas, normalmente de tamaño de grano muy fino (0.2-0.3 mm) a fino (0.5- 0.6 mm) y ocasionalmente, casi criptocristalinas (alrededor de 0.05 mm de tamaño medio). Están compuestas por una alta cantidad de plagioclasa, o bien con clinopiroxeno y minerales opacos o bien con clinopiroxeno accesorio y abundante anfíbol (Tabla IV.I). Los fenocristales de clinopiroxeno presentan un zonado muy marcado, con núcleos anchos, incoloros o rosa pálido y con frecuencia de 1 mm 0.5 mm 240 µm 240 µm 1 mm 240 µm A B DC E F Figura IV.1 A, B y C: Texturas y mineralo- gías más representativas de los diques basálticos porfídicos y dique del grupo 1. A) Fenocris- tales de olivino y clinopiroxeno envueltos en una matriz de grano fino compuesta prin- cipalmente por plagioclasa y opacos. B) Fenocristales de clinopiroxeno con textura se- riada. C) Fenocristal de clinopi- roxeno con zonado oscilatorio y núcleo corroído. D) Detalle del borde de un fenocristal de plagioclasa en reacción con la matriz anfibólica. E) Textu- ra equigranular con placas de mica biotita de los diques mi- crogranudos micáceos. F) Tex- tura fluidal de los diques máfi- cos afaníticos. IV. 2 PETROGRAFÍA 164 morfología irregular (corroídos) rodeados por una zona de borde más estrecha, euhedral y de color rosa intenso con pleocroísmo. En muchas muestras predomina en estos fenocristales de gran tamaño, un zonado de tipo oscilatorio (Fig. IV.1C) con alternancia de ambos tipos de zonas y sólo ocasionalmente aparece algún fenocristal con zonado de tipo sectorial. El olivino, presenta hábito subhedral redondeado y aparentemente no se encuentra zonado. En algunas muestras aparece fuertemente cloritizado. Los fenocristales de plagioclasa, sin embargo, presentan texturas más variadas. En las muestras del sector de Morro Negro, aparecen en prismas cortos (tabulares), a veces con zonado oscilatorio. En las muestras del sector de Molinos presentan hábitos prismáticos con alta relación longitud/anchura que forman, o bien microfenocristales con un leve zonado concéntrico, en rocas cuya matriz presenta textura fluidal grosera (muestra AC 33-2), o bien agregados de prismas de gran tamaño (hasta 7 mm de dimensión mayor) con una corona de alteración en su contacto con la matriz (muestra AC 29-1, Fig. IV.1D). Los minerales de la matriz suelen ser de hábito prismático (plagioclasas y clinopiroxenos) o prismático a acicular en el caso del anfíbol. Los clinopiroxenos presentan las mismas características de color, pleocroísmo y zonado que los fenocristales, y el anfíbol es de color marrón rojizo y sin zonar. IV.2.2. GRUPO 1: DIQUES MICROGRANUDOS MICÁCEOS Este tipo de diques (Fig. IV.1E) es muy poco numeroso y sólo se ha observado en el sector de Morro Negro, asociado a melanogabros- gabros olivínicos. Son de textura aproximadamente equigranular, de tamaño de grano algo más grueso que los de las matrices de diques basálticos porfídicos (0.4-0.7 mm). Destaca en ella la abundancia de placas anhedrales de mica rojiza, fuertemente pleocroica, que ocasionalmente contienen algún cristal acicular de apatito. El resto de estos diques está formado por plagioclasa abundante, clinopiroxeno y minerales opacos. La plagioclasa aparece en prismas con zonado concéntrico. El clinopiroxeno es de hábito redondeado y casi incoloro, y los minerales opacos, a veces forman agregados con él y a veces se encuentran como cristales aislados rodeados por mica. IV.2.3. GRUPO 1: DIQUES MÁFICOS AFANÍTICOS En las partes bajas del sector de Morro Negro, los diques máficos afaníticos son en realidad microporfídicos, formados por muy pequeño porcentaje (6 %) de microfenocristales (0.3 a 0.9 mm) de plagioclasa, con algo de clinopiroxeno y anfíbol, en una matriz de acículas de plagioclasa con textura fluidal (Fig. IV.1D), rodeadas por una masa IV. DIQUES 165 marrón oscura que podría corresponder a una parte criptocristalina o vítrea, pero que se encuentra muy alterada. En el sector de Molinos, los diques equivalentes son de grano algo más grueso, con fenocristales de plagioclasa y clinopiroxeno de unos 2 mm, en matriz de textura equigranular de grano fino, formada por plagioclasa, clinopiroxeno, anfíbol y minerales opacos. El grado de alteración de estos diques es también alto. Este tipo de diques parece ser de composición aproximadamente equivalente a la de los diques basálticos porfídicos y enfriamiento más rápido. IV.2.4. GRUPO 2: DIQUES DE TRAQUIBASALTO Los diques de traquibasalto presentan a veces textura porfídica y con mayor frecuencia textura afanítica. En el primer caso, contienen fenocristales de entre 1 y 2.5 mm, exclusivamente de plagioclasa (Fig. IV.2A), en una matriz microcristalina, de tamaño 0.2-0.3 mm, constituida también por plagioclasa y minerales opacos, ocasionalmente con clinopiroxeno accesorio y anfíbol escaso. Cuando son afaníticos, la textura es fluidal muy marcada, con diminutas plagioclasas aciculares y abundantes vesículas también orientadas y estiradas. Ocasionalmente aparece algún cristal de anfíbol con inclusiones de apatito. IV.2.5. GRUPO 2: DIQUES DE BASALTO PLAGIOCLÁSICO Los diques de basalto plagioclásico presentan características muy 240 µm 1 mm 1 mm 1 mm A B DC Figura IV.2 A) Dique de traquibasalto con textura porfídica con fenocris- tales de plagioclasa envueltos en una matriz rica en plagiocla- sa y anfíbol. B) Dique de basalto plagioclásico con fenocristales de plagioclasa y olivinos alte- rados. C) Matriz de los diques traquibasálticos con prismas orientados de plagioclasa. D) Vesícula de morfología redon- deada con relleno de calcita. IV. 2 PETROGRAFÍA 166 uniformes en ambos sectores de la intrusión de Los Molinos. Tienen una textura fuertemente porfídica, con grandes fenocristales de plagioclasa (2 mm hasta 1 cm) de euhedrales a subhedrales, que con frecuencia forman agregados con cristales de olivino euhedral, de 1-2 mm, pero completamente alterado a iddingsita o serpentina y reemplazado en algunos puntos por calcita también secundaria (Fig. IV.2B). En algunas muestras el olivino, aparece sin embargo en microfenocristales aislados (de unos 0.5 mm de dimensión mayor), pero con la misma alteración descrita. Las matrices de estos diques son casi siempre microcristalinas de grano fino (unos 0.3 mm de tamaño medio), y están formadas por pequeños prismas de plagioclasa (Fig. IV.2C), gran cantidad de minerales opacos y diminutos cristales de clinopiroxeno de color rosa muy intenso, pleocroicos. Algunas muestras (AC 105-1) presentan un pequeño número de vesículas, de morfología redonda y 2 mm de diámetro, rellenas de calcita (Fig. IV.2D). En conjunto, estos diques parecen constituir una facies más gruesa de los diques de traquibasalto arriba descritos. IV.2.6. GRUPO 2: DIQUES DE TRAQUITA Como ya se comentó en el capítulo II, las traquitas son más abundantes en el sector de Morro Negro que en el de Molinos, aunque aparecen en ambos. En el primero, forman parte tanto de diques aislados de dimensiones discretas (0.5 -1 m de potencia), como de enjambres de diques (punto 108) e incluso de pequeños pitones (punto 129). En el sector de Molinos, sin embargo, aparecen sólo como diques aislados y ocasionalmente formando cuerpos tipo sill. Las texturas de los diques son en general de tipo porfídico (Fig. IV.3A), aunque con un porcentaje de fenocristales de bajo a moderado (5-20 %). Composicionalmente, los fenocristales son de feldespato alcalino de 1-2 mm y hábito subhedral, que por lo general presentan pertitas de grano fino en forma de venas (Fig. IV.4B). En algunas muestras aparecen escasos fenocristales de mica biotita, con hábito anhedral y alterada, con zonas de oxidación sobre todo en los bordes. Los minerales opacos, siempre presentes y de hábito también subhedral, a veces son de tamaño algo mayor que la matriz, constituyendo microfenocristales. Las matrices son en todos los casos microcristalinas, con textura fluidal marcada por pequeños prismas alargados de feldespato alcalino y ocasionalmente, esfena accesoria. Los tamaños de grano de estas matrices suelen encontrarse entre 0.3 y 0.4 mm. Algunos diques presentan una textura aproximadamente equigranular, más granuda, con tamaños de grano próximos a 1 mm y se podrían considerar microsienitas. Están formados en una alta proporción tanto por prismas de plagioclasa rodeados por feldespato potásico IV. DIQUES 167 como por prismas de este último, de tamaño algo menor y macla de dos individuos (Fig. IV.3C). Los minerales opacos son de tamaño menor que los feldespatos, pero de hábito subhedral y relativamente abundantes. Como accesorios aparecen algo de clinopiroxeno (Fig. IV.3D), redondeado y prácticamente incoloro, sin zonar, mica biotita, apatito en ocasionales prismas euhedrales y zircón diminuto. La muestra correspondiente al pitón que aflora en el sector de Morro Negro presenta una textura fuertemente porfídica (Fig. IV.3E), con fenocristales euhedrales a subhedrales, de hasta 3 mm de dimensión mayor, de plagioclasa. También aparecen fenocristales de biotita, con tamaños desde 0.5 hasta 1.8 mm y de anfíbol (0.6 a 2.52 mm), que incluye diminutos cristales de apatito (Fig. IV.3F). Tanto este último como la mica están rodeados de minerales opacos y el anfíbol además presenta lamelas de oxidación según los planos de exfoliación. La matriz es también de textura fluidal, aunque grosera y está compuesta por la misma mineralogía que forma los fenocristales, exceptuando el anfíbol y con feldespato potásico además de plagioclasa. 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm 240 µm 240 µm A B DC E F Figura IV.3 Texturas y mineralogías más representativas de los diques traquíticos. A) Textura porfídica con textura fluidal de la matriz. B) Textura general de diques de microsienita, formados prin- cipalmente por grandes cris- tales de feldespato alcalino, normalmente pertitizados, y opacos. C) Agregado de clino- piroxeno, opacos y mica en di- que de microsienita del sector de Morro Negro. D) Detalle de cristales de feldespato alcalino pertitizados. E) Textura porfídi- ca, formada por fenocristales de anortoclasa y mica biotita, en una matriz compuesta por feldespato alcalino, minera- les opacos y mica (muestra AC 129-1, correspondiente al pitón traquítico que aflora en el sector de Morro Negro. F) Fenocristal de anfíbol rodeado por minerales opacos y con pequeños cristales de apatito incluido. IV. 2 PETROGRAFÍA 168 IV.2.7. GRUPO 3: DIQUES MÁFICOS AFANÍTICOS QUE CORTAN A LAS TRAQUITAS Estos diques, afaníticos en campo, son de textura microcristalina, equigranular, de grano muy fino (0.04-0.2 mm). Están constituidos por una abundante cantidad de anfíbol y plagioclasa, de hábito subhedral en ambos casos, y con morfologías prismáticas para la plagioclasa y aciculares para el anfíbol. El resto de minerales incluye opacos subordinados, sin clinopiroxeno. Sólo una muestra presenta textura débilmente porfídica (Fig. IV.4A), con un 7 % de fenocristales de 1 mm de tamaño, formados por clinopiroxeno euhedral y minerales opacos. El clinopiroxeno presenta color rosa y zonados oscilatorios o sectoriales. La matriz (Fig. IV.4B) tiene un tamaño entre 0.4 y 0.6 mm, y está formada por anfíbol acicular abundante, clinopiroxeno, plagioclasa y minerales opacos. Se les ha clasificado en conjunto como traquibasaltos anfibólicos. IV.2.8. GRUPO 4: DIQUES QUE CORTAN A LAS BRECHAS Entre los diques que cortan a las brechas existe un primer tipo de diques de traquibasalto anfibólico, que presenta textura porfídica (Fig. IV.4C), con un porcentaje de fenocristales relativamente pequeño (alrededor del 10 %). Estos fenocristales son sobre todo de anfíbol, aunque la plagioclasa también es abundante. En cantidad más subordinada aparecen clinopiroxeno y minerales opacos, que suelen formar agregados. Plagioclasa y anfíbol son de gran tamaño (2 a 4 mm), mientras que clinopiroxeno y minerales opacos suelen medir 1-2 mm de dimensión máxima. La matriz de estos diques es microcristalina, con un tamaño de grano de 0.2-0.4 mm y de textura fluidal grosera marcada por los prismas de plagioclasa, más abundante que anfíbol. El resto de minerales constituyentes son, al igual que en los fenocristales, clinopiroxeno, minerales opacos y escasos cristales de apatito. Los fenocristales de anfíbol presentan zonado concéntrico, con núcleos de color verdoso y una fina zona de borde de color marrón rojizo. A su vez, el clinopiroxeno presenta: cristales de color rosado, cristales de color verde claro y cristales con zonas centrales verdes y zonas de borde rosas (Fig. IV.4D). Este tipo de clinopiroxenos es frecuente en rocas de la serie fuertemente alcalina, ricas en anfíbol como las que se describen en la intrusión de Montaña Blanca-Milocho (de Ignacio, 2008), por lo que es probable que estos diques tardíos correspondan a composiciones más alcalinas que las observadas en los diques más estrechamente relacionados con los gabros de la intrusión de Los Molinos. Además de los diques anteriores, la brecha de Salinas está atravesada por diques y sills de textura porfídica, con una cantidad de fenocristales importante, del 12 al 37% modal, que puede llegar a ser extrema (49 % en volumen, muestra AC 152-1, Fig. IV.4E). La composición de estos IV. DIQUES 169 fenocristales, a diferencia de la presente en los diques porfídicos del grupo 1, está fuertemente dominada por olivino, seguida en abundancia por clinopiroxeno y con minerales opacos accesorios, pero nunca incluye plagioclasa. La matriz de estos diques es microcristalina, pero de grano muy fino (0.06 a 0.1 mm de tamaño medio) y en las muestras que concentran mayor cantidad de fenocristales presenta una textura fluidal grosera marcada por el crecimiento de la plagioclasa adaptándose a los contornos de los fenocristales (muestra AC 152-1). El muestreo de uno de los sills (muestras AC 100-3 y AC 100-4) permite comparar la textura y composición de las zonas de borde y centro. Las primeras (AC 100-4) presentan textura equigranular de grano fino (0.2 mm de tamaño medio) subofítica, con minerales opacos de hábito subhedral a anhedral, rodeados por mica biotita. Esta matriz contiene, además, prismas de apatito de hábito esquelético entre los cristales de plagioclasa y cristales de sección cuadrada en las zonas intersticiales, que parecen haber sido de nefelina (Fig. IV.4F). La parte central del sill es fuertemente porfídica, con matriz microcristalina pero de grano algo más grueso (0.3 mm). El clinopiroxeno presenta zonado oscilatorio con zonas de borde de color rosa intenso, y los minerales opacos se encuentran también rodeados por mica biotita. Algún cristal 1 mm 1 mm 1 mm 240 µm 200 µm 240 µm A B DC E F Figura IV.4 A) Textura débilmente porfídi- ca de un dique de traquibasalto anfibólico del grupo 3. B) Ma- triz rica en anfíboles aciculares de los diques traquibasálticos del grupo 3. C) Textura porfídi- ca con fenocristales de anfíbol y plagioclasa de los diques del grupo 4. D) Fenocristal de cli- nopiroxeno con núcleo verde y borde rosado de los diques del grupo 4. E) Fenocristales de clinopiroxeno y olivino en los sills que cortan a la brecha de Salinas. F) Cristal alterado de nefelina en los sills que cortan a la brecha de Salinas. IV. 2 PETROGRAFÍA 170 de plagioclasa de tamaño superior a 1 mm presenta un ligero zonado concéntrico, mientras que el resto forma prismas alargados en los que sólo se aprecia el maclado. En las zonas intersticiales, nuevamente se aprecian lo que parecen cristales de antigua nefelina, completamente alterados. La presencia de estos cristales indicaría, como en el caso de los diques traquibasálticos arriba descritos, que estos diques basálticos porfídicos son de composición más alcalina que los del grupo 1, asociados a los gabros de la intrusión de Los Molinos. IV.3.- QUÍMICA MINERAL DE ELEMENTOS MAYORES La composición química de los diferentes minerales que forman los diques se determinó, al igual que para las distintas facies de gabros y venas félsicas, mediante microsonda de electrones (ver capítulo I para metodología) y se presentan en el anexo IX.2.2 en el CD adjunto al manuscrito de este trabajo. El cálculo de las fórmulas estructurales para cada mineral se realizó de manera similar a la ya explicada para los minerales pertenecientes a las facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas (sección III.3). IV.3.1.- OLIVINO El olivino aparece como fenocristal en los diques de basalto porfídico, tanto del grupo 1 (cortando a gabros) como del grupo 4 (cortando a brechas). Aunque en el microscopio óptico no presentan zonado, en imágenes BSE se observa cómo en ambos casos existe una fina zona de borde más brillante, de distinta composición (Fig. IV.5). En el olivino de los diques del grupo 1, los centros de cristal presentan composiciones de Fo83 a Fo75, mientras que las zonas de borde varían entre Fo73 y Fo67 (Fig. IV.5A). Este intervalo composicional es muy similar al de los olivinos de la facies de melanogabro-gabro olivínico (Fo80 a Fo65 de centros a bordes de cristal, sección III.3.1.1). Sin embargo, en los olivinos de diques de basalto porfídico del grupo 4, la variación es mucho más amplia, tanto en el contenido de forsterita de los centros de cristal, que puede alcanzar hasta Fo88, como en el 500 µm 500 µm A B Fo54 Fo88 Fo73 Fo79 Fo80 Figura IV.5 Imágenes BSE de olivinos per- tenecientes a A), un dique ba- sáltico porfídico del grupo 1 y, B) a un dique basáltico porfídi- co del grupo 4 de la intrusión de Los Molinos. IV. DIQUES 171 contenido de fayalita de las zonas de borde, que se encuentra entre Fo48 y Fo54. En ambos tipos de diques, las cantidades de Al2O3 en el olivino están por debajo del límite de detección, o no superan el 0.06 % en peso. Sin embargo, las cantidades de CaO y MnO son más elevadas en los diques del grupo 4 (0.4-0.5 y 0.4-0.6 % en peso respectivamente) que en los del grupo 1 (0.2-0.3 % CaO y ≤ 0.1 % MnO). Los contenidos de CaO, superiores al 0.2 % en peso en ambos casos, indican que la cristalización del olivino se produjo a bajas presiones, siguiendo el criterio de Jurewicz y Watson (1988). Por este motivo, y al igual que en el caso de los gabros, se han calculado temperaturas de cristalización del olivino a partir del geotermómetro que proponen De Hoog et. al., (2010), para un intervalo de presiones entre 1 y 4 Kb. Las diferencias obtenidas entre las temperaturas mínimas y máximas calculadas para dicho intervalo de presión son de un promedio de 30 oC, encontrándose dentro del error establecido para este geotermómetro, que es de 32 oC. Los resultados de la aplicación de este geotermómetro se muestran en la Tabla IV.2, donde se observa que las temperaturas obtenidas son menores para los fenocristales de los diques del grupo 1 (un promedio de 1000 oC) que para los diques del grupo 4 (un promedio de 1160 oC). Las primeras se encuentran acordes con las temperaturas de 967oC – 995oC calculadas para los melanogabros-gabros olivínicos del sector de Molinos, sector al que pertenece el dique del grupo 1 (muestra AC 33- 2, Tabla IX.2.2). IV.3.2.- CLINOPIROXENO En todos los tipos de diques los clinopiroxenos analizados se clasifican principalmente como diópsidos y, en menor medida, como augitas (Fig. IV.6). Tabla IV.2 Temperaturas basadas en la cantidad de CaO en olvinino (De Hoog, 2010). IV. 3 QUÍMICA MINERAL Muestra Sector Clasificación Análisis Area del cristal Fosrterita TCa-Ol(1 Kb) TCa-Ol(4Kb) AC 33-2 Molinos BP-OCP 1 Centro 81.39 712.47 734.69 AC 33-2 Molinos BP-OCP 10 Centro 79.65 1051.12 1080.97 AC 33-2 Molinos BP-OCP 11 C-B 79.27 1031.36 1060.76 AC 33-2 Molinos BP-OCP 12 Borde 73.27 1091.96 1122.73 AC 33-2 Molinos BP-OCP 25 Borde 68.11 1062.70 1092.82 AC 33-2 Molinos BP-OCP 26 Centro 82.98 1031.36 1060.76 AC 33-2 Molinos BP-OCP 44 Borde 67.48 1108.89 1140.04 AC 33-2 Molinos BP-OCP 45 Centro 75.18 1038.89 1068.46 AC 100-4 Molinos B-OC 13 Centro 60.02 1168.31 1200.80 AC 100-4 Molinos B-OC 14 Borde 48.25 1201.23 1234.46 AC 100-4 Molinos B-OC 21 Borde 54.20 1180.55 1213.32 AC 100-4 Molinos B-OC 22 Centro 70.03 1150.45 1182.54 AC 100-4 Molinos B-OC 23 Borde 54.00 1197.75 1230.91 AC 100-4 Molinos B-OC 24 Centro 88.02 1104.49 1135.54 AC 100-4 Molinos B-OC 27 Centro 57.61 1166.14 1198.59 AC 100-4 Molinos B-OC 32 Centro 56.01 1194.24 1227.32 La columna de forsterita se refiere a la cantidad de esta molécula obtenida a partir del análisis (ver Tabla IX.3.1) 172 En los diques de basalto porfídico del grupo 1, los marcados zonados que se describieron en la sección de petrografía se traducen en la existencia de dos tipos de composiciones de diópsido. Las zonas incoloras, normalmente de centro de cristal, se caracterizan por tener menores contenidos de TiO2 (1.3-1.7 % en peso) y Al2O3 (< 5 % en peso) y mayor SiO2 (49-50 % en peso) y MgO (15 % en peso). Esta composición se invierte en las zonas de color rosa intenso, donde los contenidos de TiO2 y Al2O3 aumentan fuertemente (hasta 2.6 y 7.6 % en peso, respectivamente) y los de SiO2 y MgO disminuyen (46-47 % y 14.0-13.5 % en peso, respectivamente). Estas dos zonas con frecuencia se alternan dando patrones de zonado oscilatorio (Fig. IV.7A). Los dos tipos composicionales definidos son similares a los que se describieron para el clinopiroxeno de los gabros, determinados por la sustitución acoplada de Ti por Mg y Si por Al que se describió en la sección III.3.1.2. Sin embargo, en los diques de basalto porfídico del grupo 4 (Fig. IV.7B), las zonas centrales del clinopiroxeno suelen presentar una composición de diópsido subsilícico (SiO2 = 42-45 % en peso), con contenidos de TiO2 y Al2O3 altísimos (hasta 5 y 10 % en peso, respectivamente), mientras que las zonas de borde presentan composiciones diopsídicas con contenidos de SiO2, TiO2 y Al2O3 más típicos, y con aumento de hierro (hasta 11 % en peso) y Na2O (hasta 0.87 % en peso). En los diques microgranudos micáceos, el clinopiroxeno, incoloro y sin zonar, corresponde a augita. Este tipo de composición está presente en las muestras de melanogabro-gabro olivínico de las partes bajas del sector de Morro Negro, donde se localizan este tipo de diques. Sin embargo, en los diques el clinopiroxeno no es rico en Al2O3 ni en Cr2O3, ya que no presenta inclusiones de espinela, a diferencia de lo observado para la mencionada facies de gabro. En los diques máficos afaníticos de este grupo (basaltos microporfídicos), los centros son de augita, como en los diques microgranudos, aunque algo más rica en Al2O3 y los bordes de fenocristales, así como los clinopiroxenos de la matriz, son de diópsido rico en Al2O3. 0 20 40 60 80 100 100 80 60 40 20 0100 80 60 40 20 0 En Fe Wo Diopsido Hedenbergita Augita Wollastonita Pigeonita FerrosilitaEnstatita Diques basálticos porfídicos OCP, fenocristales Diques basálticos porfídicos OCP, matriz Diques basálticos porfídicos C, fenocristales Diques basálticos porfídicos, C, matriz Diques basálticos porfídicos, PC, fenocristales Diques basálticos porfídicos, PC, matriz Diques microgranudos micáceos Diques máficos afaníticos, BmP-PC, fenocristales Diques máficos afaníticos, BmP-PC, matriz Diques de traquibasalto, microfenocristales Diques de traquibasalto, matriz Diques de basalto plagioclásico, BPlg Diques de traquita, Ms Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas, TB-P-anf, fenocristales Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas, TB-P-anf, matriz Diques que cortan a la brecha, B-OC Figura IV.6 Diagrama de clasificación de los clinopiroxenos para los di- ques de la intrusión de Los Mo- linos, según Morimoto et al., (1988). Wo: wollastonita. Fe: ferrosilita. En: enstatita. IV. DIQUES 173 Dentro del grupo 2, que corta a los diques anteriores, los diques de traquibasalto presentan un clinopiroxeno de tipo diópsido, cuyos centros de cristal son ricos en Al2O3 y cuyos bordes son ricos en Al2O3, hierro y TiO2 (Fig. IV.7C), además de ser subsilícicos. Este último tipo de clinopiroxeno, siempre subsilícico, es el que se encuentra formando parte de la matriz en los diques de basalto plagioclásico, lo cual parece confirmar que ambos tipos de diques constituyen dos facies distintas de traquibasaltos, quizá algo más diferenciados en el caso de los basaltos plagioclásicos. Los clinopiroxenos de los diques de traquibasalto (Fig. IV.7D) y basalto plagioclásico presentan características similares a las de los sectores coloreados, de clinopiroxeno en gabros s.s. y gabros leucocráticos, lo que podría indicar cierta afinidad composicional entre ellos, sobre todo teniendo en cuenta que este tipo de diques suele ser más abundante en las partes altas de la intrusión, dominadas por las mencionadas facies de gabros. Por el contrario, el poco clinopiroxeno que aparece en el grupo de diques traquíticos, es de nuevo de tipo augita, algo más rico en SiO2 100 μm 500 µm 500 µm 300 µm A B C D 0 2 4 6 8 10 12 14 1 2 3 MgO FeOt TiO2 Al2O3 1 2 3 0 2 4 6 8 10 12 14 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 MgO FeOt TiO2 Al2O3 0 2 4 6 8 10 12 14 16 1 2 3 4 MgO FeOt TiO2 Al2O3 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 MgO FeOt TiO2 Al2O3 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 2 1 3 4 5 6 7 8 9 10 1 2 3 4 Figura IV.7 Imágenes BSE de clinopiroxe- nos pertenecientes a distintos tipos de diques. Debajo de cada imagen se ha representa- do un perfil composicional des- de el centro hacía el borde del cristal. Los puntos de análisis están marcados en las imáge- nes BSE. A) Zonado oscilatorio en clinopiroxeno de un dique porfídico con olivino y clinopi- roxeno del grupo 1. B) Zonado oscilatorio en clinopiroxeno de un dique porfídico con plagio- clasa y clinopiroxeno del grupo 4. C) Zonado en parches en clinopiroxeno de un dique de basalto plagioclásico del grupo 2 D) Cristal de clinopiroxeno sin zonado apreciable en un dique traquibasáltico del grupo 2. IV. 3 QUÍMICA MINERAL 174 Tabla IV.3. Cálculos de presión de cristalización para el clinopiroxeno de los diques de la intrusión de Los Molinos, según Nimis (1999). IV. DIQUES Muestra Clasf. Sector SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O P (kbar) AC 33-2 BP-OCP MO 50.298 1.324 3.587 6.887 0.043 15.638 21.566 0.474 5.4 AC 33-2 BP-OCP MO 49.013 1.733 4.962 7.235 0.073 14.861 21.969 0.494 5.7 AC 33-2 BP-OCP MO 49.486 1.441 3.634 7.209 0.000 15.501 21.540 0.448 4.7 AC 33-2 BP-OCP MO 45.957 2.310 7.609 7.086 0.013 13.410 22.820 0.505 6.4 AC 33-2 BP-OCP MO 47.541 1.827 5.830 5.949 0.000 14.209 22.293 0.496 6.8 AC 33-2 BP-OCP MO 46.749 2.398 6.716 6.530 0.063 13.983 22.556 0.450 6.1 AC 33-2 BP-OCP MO 45.827 2.222 6.529 6.393 0.030 13.778 22.607 0.492 4.9 AC 33-2 BP-OCP MO 48.338 2.332 3.581 10.257 0.030 14.149 20.366 0.412 4.3 AC 33-2 BP-OCP MO 49.093 1.952 3.227 10.259 0.073 14.304 20.370 0.462 4.5 AC 33-2 BP-OCP MO 50.624 1.390 2.232 8.877 0.000 14.721 21.917 0.531 2.8 AC 33-2 BP-OCP MO 46.577 2.112 5.431 8.051 0.026 13.864 21.996 0.376 3.7 AC 33-2 BP-OCP MO 46.374 2.420 4.460 9.366 0.017 13.322 21.026 0.600 4.0 AC 33-2 BP-OCP MO 49.588 1.529 3.273 7.929 0.010 15.232 22.029 0.304 3.3 AC 33-2 BP-OCP MO 45.551 2.542 6.464 8.192 0.000 13.128 22.265 0.439 3.6 AC 145a-2 BP-C MO 45.384 3.649 7.786 7.024 0.159 12.714 22.654 0.429 5.9 AC 145a-2 BP-C MO 46.759 2.555 6.324 6.979 0.131 13.647 22.711 0.483 4.6 AC 145a-2 BP-C MO 45.112 3.762 7.463 6.476 0.062 12.859 23.315 0.400 3.7 AC 145a-2 BP-C MO 44.609 4.035 8.029 7.012 0.097 12.850 22.577 0.466 5.1 AC 145a-2 BP-C MO 45.982 3.451 7.243 7.223 0.156 12.576 22.623 0.502 5.7 AC 145a-2 BP-C MO 47.019 2.902 6.226 6.253 0.069 13.603 23.013 0.535 4.6 AC 29-1 BP-PC MO 47.578 2.625 5.126 7.915 0.013 13.048 23.592 0.635 1.8 AC 29-1 BP-PC MO 44.295 3.822 7.935 7.610 0.063 12.149 23.212 0.592 3.4 AC 29-1 BP-PC MO 46.658 2.623 5.191 7.465 0.000 12.785 23.770 0.631 1.3 AC 29-1 BP-PC MO 49.181 1.682 3.335 7.864 0.000 13.036 22.986 0.567 1.0 AC 29-1 BP-PC MO 48.509 2.057 3.993 7.986 0.000 12.789 22.744 0.592 2.0 AC 29-1 BP-PC MO 49.075 1.760 3.254 8.147 0.043 13.660 22.926 0.562 1.5 AC 29-1 BP-PC MO 48.832 1.781 3.462 7.732 0.030 12.992 23.263 0.547 0.6 AC 124-2 TB MO 53.560 0.441 0.954 9.396 0.379 15.154 20.454 0.477 4.9 AC 124-2 TB MO 51.428 1.206 2.151 9.056 0.254 14.008 21.108 0.529 3.9 AC 124-2 TB MO 49.907 1.778 3.404 9.369 0.253 14.225 20.908 0.713 5.0 AC 124-2 TB MO 53.325 0.298 0.757 9.108 0.404 14.905 21.123 0.459 3.2 AC 18-3 BmP-PC MN 46.712 3.087 5.996 9.135 0.197 12.635 20.846 0.571 6.5 AC 18-3 BmP-PC MN 50.536 1.498 2.917 8.521 0.141 14.868 20.678 0.408 5.1 AC 18-3 BmP-PC MN 50.542 1.232 2.803 7.177 0.160 14.540 21.439 0.437 5.0 AC 18-3 BmP-PC MN 50.291 1.298 3.103 8.003 0.190 14.740 20.686 0.450 6.0 AC 18-3 BmP-PC MN 50.543 1.302 2.934 8.104 0.167 14.494 21.221 0.491 4.9 AC 18-3 BmP-PC MN 46.622 3.020 6.127 8.553 0.141 13.243 20.863 0.532 6.7 AC 18-3 BmP-PC MN 46.924 2.887 5.642 8.914 0.064 12.770 22.444 0.489 2.7 AC 18-3 BmP-PC MN 50.364 1.487 3.287 7.908 0.082 14.411 22.715 0.486 2.5 AC 18-3 BmP-PC MN 47.786 2.461 5.299 8.708 0.052 13.070 22.678 0.452 2.6 AC 18-3 BmP-PC MN 48.132 2.710 5.622 8.480 0.072 13.180 22.741 0.412 3.5 AC 18-3 BmP-PC MN 46.733 2.749 5.502 8.419 0.065 12.848 22.405 0.506 2.7 AC 18-3 BmP-PC MN 49.837 1.987 4.463 8.176 0.100 13.709 23.061 0.477 3.0 AC 18-3 BmP-PC MN 48.761 2.039 5.078 8.756 0.114 13.598 22.775 0.443 3.1 AC 18-3 BmP-PC MN 49.085 1.954 4.407 7.650 0.086 13.761 22.780 0.459 3.1 AC 18-3 BmP-PC MN 47.869 2.441 5.312 9.094 0.141 12.934 22.505 0.490 2.9 AC 18-3 BmP-PC MN 49.979 1.707 3.862 7.898 0.186 14.073 22.944 0.518 2.5 AC 18-3 BmP-PC MN 49.753 1.733 3.821 8.077 0.073 14.397 22.892 0.452 2.5 AC 18-3 BmP-PC MN 51.428 1.191 2.493 7.822 0.135 15.160 22.554 0.369 2.5 AC 18-3 BmP-PC MN 51.177 1.160 2.544 7.866 0.066 15.187 22.672 0.407 2.5 AC 73-2 TB MO 43.806 4.585 7.683 8.362 0.125 11.598 22.367 0.591 3.2 AC 73-2 TB MO 43.089 4.603 8.422 9.766 0.176 10.689 22.240 0.702 3.6 AC 73-2 TB MO 47.460 2.974 3.763 8.722 0.197 13.249 21.927 0.474 1.9 AC 73-2 TB MO 48.455 2.429 4.661 6.490 0.174 14.479 22.702 0.493 3.5 AC 73-2 TB MO 48.651 2.477 4.742 6.985 0.149 14.142 22.766 0.466 3.2 AC 18-1 BPlg MN 42.663 6.070 8.024 9.526 0.123 10.231 21.819 0.665 2.6 AC 18-1 BPlg MN 43.813 4.987 7.393 10.195 0.116 10.362 21.851 0.727 2.7 AC 18-1 BPlg MN 43.425 5.081 6.991 9.769 0.109 10.563 21.935 0.691 2.0 AC 18-1 BPlg MN 44.415 4.423 6.956 9.365 0.074 11.328 21.251 0.642 4.4 AC 18-1 BPlg MN 42.685 5.321 7.686 9.668 0.144 10.313 21.971 0.677 2.4 AC 18-1 BPlg MN 42.462 5.593 7.865 9.582 0.189 10.324 21.820 0.726 2.8 AC 18-1 BPlg MN 44.970 4.210 6.779 9.368 0.165 11.540 21.093 0.559 5.0 AC 18-1 BPlg MN 42.440 5.534 7.743 9.616 0.161 10.500 22.005 0.680 2.4 AC 78-3 Ms MN 52.791 0.662 0.981 8.395 0.517 15.669 20.329 0.659 5.4 AC 78-3 Ms MN 52.449 0.605 1.292 7.275 0.289 14.334 23.354 0.782 1.5 AC 78-3 Ms MN 52.643 0.831 1.430 7.381 0.444 15.538 21.756 0.696 4.3 AC 78-3 Ms MN 52.760 0.513 1.218 7.069 0.404 15.286 22.017 0.636 3.4 AC 133-2 TB-P-anf MO 49.162 1.859 4.952 5.419 0.128 14.335 23.489 0.422 4.6 AC 133-2 TB-P-anf MO 49.059 2.114 5.047 5.168 0.122 14.039 23.303 0.393 5.4 AC 133-2 TB-P-anf MO 49.710 1.793 4.243 7.151 0.181 13.817 23.020 0.492 3.6 AC 133-2 TB-P-anf MO 50.753 1.236 2.754 8.332 0.340 14.070 22.576 0.375 1.6 AC 133-2 TB-P-anf MO 46.941 2.747 6.155 7.746 0.125 12.967 22.158 0.556 5.5 AC 133-2 TB-P-anf MO 48.644 2.320 5.661 7.172 0.135 13.263 23.190 0.474 4.9 AC 100-4 B-OC MO 49.741 1.769 3.999 8.246 0.170 12.943 23.080 0.607 2.6 AC 100-4 B-OC MO 47.556 3.130 5.928 7.682 0.055 11.805 22.998 0.690 4.6 AC 100-4 B-OC MO 48.569 2.415 5.208 6.225 0.069 14.350 22.485 0.441 5.4 AC 100-4 B-OC MO 48.397 2.601 4.481 7.719 0.118 13.194 23.186 0.404 1.2 AC 100-4 B-OC MO 42.653 4.754 9.143 7.805 0.062 11.500 23.038 0.472 3.7 AC 100-4 B-OC MO 48.421 2.370 5.195 6.973 0.035 12.927 23.097 0.556 4.3 AC 100-4 B-OC MO 49.897 0.434 3.420 12.008 0.252 10.379 22.551 0.827 2.0 MO: Molinos; MN: Morro Negro. Presiones de la serie medianamente alcalina de Nimis (2000) calculadas a 1000 oC 175 que en el resto de diques (52-53 % en peso), muy pobre en TiO2 y Al2O3 (< 1 y < 1.5 % en peso, respectivamente) y relativamente rico en Na2O (0.6-0.7 % en peso). Estas características son similares a las del clinopiroxeno presente en las venas de sienita que cortan a los gabros. Finalmente, en el grupo 3, de diques de traquibasalto anfibólico que cortan a las traquitas, el clinopiroxeno vuelve a ser muy similar al de los traquibasaltos y basaltos plagioclásicos del grupo 2. Todos los clinopiroxenos de los distintos tipos de diques, salvo los de las traquitas, presentan relaciones de AlVI/AlIV inferiores a 0.25, lo cual es indicativo de que han cristalizado a baja presión (Aoki y Shiba 1973; Aydin et al., 2009). Para estimar la misma, se ha utilizado la calibración para la serie moderadamente alcalina del geobarómetro propuesto por Nimis (2000), cuyo error es de 2 Kb. Los resultados obtenidos (Tabla IV.3) varían entre 4.9 y 1.7 Kb, siendo frecuentes los valores en torno a 3 Kb para todos los tipos de diques. A pesar de presentar relaciones AlVI/AlIV algo superiores, alcanzando valores de 0.40, los clinopiroxenos de los diques traquíticos se incluyen también en el mismo intervalo de presión de cristalización. IV.3.3.- FELDESPATOS En la figura IV.8 se presentan diagramas de clasificación de feldespatos de Deer et al., (1992) para los diques de la intrusión de Los Molinos. Se han representado por separado, atendiendo a su clasificación modal, y se han diferenciado los cristales que aparecen como fenocristales de los cristales que aparecen en la matriz. En los diques basálticos porfídicos del grupo 1, los fenocristales de plagioclasa se clasifican en general como labradoritas cálcicas (An68- 66) o labradoritas (An65-59). El zonado está poco desarrollado y suele ser concéntrico de tipo normal, con finos bordes enriquecidos en Na2O (Fig. IV.9A) o de tipo oscilatorio, aunque con poca variación de composición, llegando ocasionalmente alguna zona a ser andesina (An34). Este intervalo de composición es similar al de los feldespatos de la facies de gabro s.s. En la muestra AC 29-1, cuyos fenocristales presentan intensa alteración en los bordes, en contacto con la matriz, los feldespatos de ésta consisten en algunas plagioclasas con igual composición que la de los bordes de fenocristales pero además, cristales de feldespato potásico de composición Or88-89 Ab12-11. En otras muestras, como AC 145a-2, prácticamente toda la matriz que se había considerado plagioclasa al microscopio óptico, está en realidad formada por feldespatos alcalinos, tanto plagioclasa de tipo albita (An15-10 Ab85-90), como oligoclasa rica en componente ortosa (An12-11 Ab80-83 Or7-8), es decir, casi en el campo de anortoclasa, y feldespato potásico de composición ortosa (Or75-96). Ninguno de estos cristales presenta zonado y por lo general se observa IV. 3 QUÍMICA MINERAL 176 que los feldespatos potásicos o bien se encuentran intercrecidos con la plagioclasa sódica o bien son intersticiales (Fig. IV.9B). Este tipo de feldespatos aparece en los diques cuya matriz contiene una cantidad importante de anfíbol. En los diques microgranudos micáceos, los feldespatos presentan una composición más sencilla, con fenocristales zonados de manera normal, desde centros de andesina cálcica (An49 a bordes de oligoclasa (An24) y matriz con cristales tanto similares a los centros de fenocristales (An52-50) como a los bordes (An24-17). La composición de tipo andesina cálcica se mantiene también en los escasos microfenocristales de plagioclasa de los diques de basalto microporfídico (muestra AC 18-3). Sin embargo, los cristales aciculares de la matriz presentan composiciones tanto de oligoclasa-andesina sódica (An18-33), como de feldespato potásico (Or94-98). En general, por tanto, este primer grupo de diques, cuya composición IV. DIQUES Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An OrAb 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An OrAb 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An OrAb 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An OrAb 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla sa An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An OrAb 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Anortoclasa Sanidina Ortosa Al bi ta Ol igo cla se An de sin a La br ad or ita By to wni ta An or tit a An OrAb 0 20 40 60 80 100 20 40 60 80 Diques basálticos porfídicos OCP, fenocristales Diques basálticos porfídicos OCP, matriz Diques basálticos porfídicos C Diques basálticos porfídicos, PC, fenocristales Diques basálticos porfídicos, PC, matriz Diques microgranudos micáceos, matriz Diques máficos afaníticos, BmP-PC Diques de traquibasalto, microfenocristales Diques de traquibasalto, matriz Diques de basalto plagioclásico, BPlg, matriz Diques de traquita, fenocristales Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas, TB-P-anf Diques que cortan a la brecha, B-OC Diques microgranudos micáceos, mircrofenocristales Diques de basalto plagioclásico, BPlg, fenocristales Diques de traquita, matriz Figura IV.8 Diagrama de clasificación de las plagioclasas y feldespatos alcalinos de los diques de la intrusión de Los Molinos según Deer et al., (1992). Ab: albita; An: anortita; Or: ortosa. Se ha sombreado en gris el campo composicional ocupado por las distintas facies de gabros y ve- nas félsicas a la que están aso- ciados estos diques. 177 de olivino y clinopiroxeno es similar a la de los gabros, presenta una composición de fenocristales de plagioclasa o bien similar a la de gabros s.s. o bien algo más sódica y matrices de composición dominada por feldespatos alcalinos. Dentro del segundo grupo de diques, traquibasaltos y basaltos plagioclásicos presentan composiciones similares de sus feldespatos. Los fenocristales son mucho más cálcicos que en el grupo anterior, alcanzando composiciones de bytownita cálcica (An84-87) en algunos centros y con frecuencia presentan zonados en parches, aunque con composiciones poco contrastadas, siempre dentro del campo de la bytownita (An78-81), en cristales casi sin zonar. En algunas muestras (AC 18-1) las composiciones son de tipo labradorita cálcica-bytownita, con el mismo patrón de zonado. Los feldespatos de la matriz presentan composiciones similares a las de los fenocristales, y en algunas muestras (AC 16-2, Fig. IV.9C) aparece también algo de feldespato potásico intersticial de composición Or92-94. Los feldespatos en las traquitas de textura porfídica (diques y pitón del sector de Morro Negro) consisten en fenocristales con centros de plagioclasa de tipo oligoclasa (An25-23) y bordes de oligoclasa más sódica (An16-13), y cristales de la matriz con composiciones de albita (An6-2) y ortosa (Or83-90). En los diques de microsienita, las plagioclasas rodeadas por feldespato potásico descritas en el análisis petrográfico, corresponden a oligoclasas sódicas (An12) envueltas por sanidina (Or54). El resto de feldespatos que aparecen aislados tienen composiciones a veces de oligoclasa (An13) o de sanidina (Or35) y con mayor frecuencia consisten en ortosas (Or68) con pertitas de albita (Fig. IV.9D). Los diques que cortan a las traquitas (traquibasaltos anfibólicos) 200 µm 150 µm 400 µm 200 µm Ab95 Ab80 Ab82 Ab52 Or72 Or62 A B DC An67 An66 An68 An53 Ab83 Ab89 Or88 Or95 An82 An65 An84An76 An80 An81 An80 Or92 An58 Figura IV.9 Imágenes BSE de plagioclasas pertenecientes a distintos ti- pos de diques de la intrusión de Los Molinos. A) Zonado concéntrico en un fenocris- tal de plagioclasa de un dique porfídico con olivino y clinopi- roxeno del grupo 1. B) Plagio- clasa y feldespato alcalino en la matriz de un dique porfídico con clinopiroxeno del grupo 1. C) Fenocristal de plagioclasa en un dique traquibasáltico del grupo 2. D) Feldespatos alcali- nos pertitizados en un dique de microsienita del grupo 2. IV. 3 QUÍMICA MINERAL 178 contienen feldespatos sólo en la matriz. Estos feldespatos presentan ocasionalmente zonado, desde An37 (andesina) en el centro hasta An22 (oligoclasa) en el borde, y en la mayoría de los casos son, o bien de albita (An8, An5) o bien de ortosa (Or79, Or96). En conjunto, tanto los diques de traquita, como las matrices de todos los diques ricos en anfíbol, presentan composiciones de feldespatos muy alcalinas (ricas en sodio y potasio), que comprenden un intervalo de variación similar al de las venas sieníticas de la intrusión de Los Molinos, mientras que los fenocristales de los diferentes tipos de diques son, en general, de composición similar a la de la plagioclasa de los gabros (Fig. IV.8). Por último, en los diques de basalto porfídico del grupo 4, que cortan a la brecha de Salinas, las plagioclasas, que sólo se encuentran en la matriz, presentan nuevamente composición de bytownita (An79-75), con zonas de borde más sódicas, de tipo labradorita (An65, An55) o andesina (An39). Las zonas con posible nefelina observadas en petrografía no se pudieron analizar por estar completamente alteradas. IV.3.4.- ÓXIDOS DE Fe Y Ti Los minerales opacos descritos en la petrografía de los distintos tipos de diques son, en todos los casos, óxidos de Fe-Ti (magnetitas e ilmenitas), cuya variación composicional se muestra en la figura IV.10. Los óxidos de Fe-Ti de los diques de basalto porfídico del grupo 1, consisten principalmente en magnetitas, de pequeño tamaño (< 30 μm de diámetro), y en menor proporción, de cristales que alcanzan hasta las 50-70 μm. En los diques en los que dominan los fenocristales de olivino y clinopiroxeno, las magnetitas, presentan una variación de 0 100 100 0100 0 Titanohematites Titanomagnetita TiO2 FeO Fe2O3 Pseudobrookite Fe2TiO4 Fe2TiO5 FeTiO3 FeTi2O5 Fe3O4 Hematitea Maghaemita Wüstita Ulvöspinela Ilmenita Rutilo Diques basálticos porfídicos OCP Diques basálticos porfídicos C Diques basálticos porfídicos, C Diques basálticos porfídicos, PC Diques microgranudos micáceos Diques máficos afaníticos, BmP-PC Diques máficos afaníticos, BmP-PC Diques de traquibasalto Diques de traquibasalto Diques de basalto plagioclásico, BPlg Diques de traquita, Ms Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas, TB-P-anf Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas, TB-P-anf Diques que cortan a la brecha, B-OC Diques microgranudos micáceos Diques de traquita, MsIlm en ita M ag ne tit a Figura IV.10 Diagrama composicional TiO2- FeO-Fe2O3 para los óxidos de Fe y Ti en llos distintos tipos de diques de la intrusión de Los Molinos. IV. DIQUES 179 composición progresiva desde magnetitas ricas en Al2O3 y Cr2O3 (19- 20 % en peso y 8 % en peso, respectivamente), con MgO también abundante (10 % en peso), hasta magnetitas con contenidos bajos en Al2O3 y Cr2O3 (< 2.5 % y < 0.4% en peso, respectivamente) y mucho menor MgO (2-3 % en peso). La progresión anterior continúa en los diques en los que predominan fenocristales de clinopiroxeno y/o plagioclasa, cuyas magnetitas presentan una composición desde similar a la más empobrecida en Al2O3, Cr2O3 y MgO de los diques con olivino y clinopiroxeno dominantes (Mgt19Usp81) hasta mucho más rica en Fe2O3 (Mgt78Usp22), (Fig. IV.10). La presencia de magnetitas ricas en Cr2O3 (de 4 a 19 % en peso) se describió también en las inclusiones de minerales opacos presentes en los cristales cúmulo de la facies de melanogabro-gabro olivínico de la intrusión de Los Molinos. Las ilmenitas presentes en estos diques son exsoluciones muy finas (< 2 μm) en los tipos dominados por fenocristales de olivino y clinopiroxeno, de modo que no se consiguió obtener análisis de ilmenita que no estuvieran contaminados con magnetita. Sin embargo, en los diques en los que dominan los fenocristales de clinopiroxeno y/o plagioclasa, aparecen cristales que varían de tamaño desde pocas micras a 0.4 mm, de ilmenitas bastante limpias, con zonado más o menos concéntrico, junto con magnetitas que presentan bandas de exsolución de ilmenita finas, pero con tamaño suficiente como para ser analizadas (Fig. IV.11A). La composición de las ilmenitas zonadas varía desde centros enriquecidos en MgO, con composición de Ilm76Gk23Php1, hasta bordes de composición empobrecida en este elemento: Ilm92Gk7Php2. Esta última composición es similar a la de las bandas de exsolución en magnetitas, Ilm95Gk1-2Php3-4. Los altos contenidos de geikielita en los centros de ilmenitas zonadas son similares a los que presentan los cristales aislados de ilmenita en la facies de gabros s.s. (22 % en peso) y a los de las exsoluciones de ilmenita en melanogabros-gabros olivínicos (9-19 % en peso). Los diques microgranudos micáceos y diques de basalto microporfídico del grupo 1 presentan magnetitas con exsoluciones de ilmenita de 200 µm 150 µm A B Figura IV.11 Imágenes BSE de los óxidos de Fe y Ti pertenecientes a los di- ques de la intrusión de Los Mo- linos. A) Ilmenita con zonado concéntrico y magnetita con finas bandas de exsolución de ilmenita en un dique basáltico porfídico del grupo 1. B) Mag- netita con zonado concéntrico y alta fracturación en un dique porfídico con plagioclasa del grupo 2. IV. 3 QUÍMICA MINERAL 180 composiciones similares a las ya descritas, en ocasiones con ilmenitas ricas en geikielita (4-8 y hasta 17 % de este componente) y magnetitas desde bastante ricas en TiO2 (Mt33Usp67) hasta bastante ricas en Fe2O3 (Mt80-98). En los diques del grupo 2, los óxidos de Fe-Ti no contienen Al2O3 ni Cr2O3 apreciables. La mayor variación composicional la presentan los diques de basalto plagioclásico, en los cuales los cristales de mayor tamaño (100-200 μm), son magnetitas muy fracturadas con zonados más o menos concéntricos (Fig. IV.11B) y además existe otra población de magnetitas de menor tamaño (unas 5 μm de diámetro). Las primeras presentan composiciones de centro de cristal enriquecidas en TiO2 (Mt19-32Usp81-68), que van empobreciéndose en este elemento hacia los bordes, hasta alcanzar composiciones desde Mt45-54 hasta Mt75-78. Los cristales de menor tamaño presentan, o bien composiciones afines a las de los centros (Mt23-28), o bien algo más ricas en Fe2O3 que las de los bordes (Mt80-84). Todo este intervalo de composición es similar al observado en las magnetitas de los leucogabros. En las traquitas de textura porfídica (diques y pitón del sector de Morro Negro) sólo hay cristales de magnetita, muy pobres en TiO2, de composición Mt94Usp6. En los diques de microsienita, aunque aparecen pequeños cristales de magnetita y de ilmenita, las composiciones de las magnetitas son también pobres en TiO2 (Mt86-95Usp14-5) y las ilmenitas son bastante puras, con 3-5 % de componente pirofanita (MnO). Ambos rasgos (baja cantidad de TiO2 y algo mayor MnO que en el resto de diques) son análogos a los de los óxidos de Fe-Ti de las venas sieníticas que cortan a los gabros en la intrusión de Los Molinos. Los diques de tipo 3 (traquibasaltos anfibólicos) presentan magnetitas con exsoluciones de ilmenitas de dos tipos: uno, con altos contenidos de geikielita en la ilmenita (similares a los descritos en los diques basálticos porfídicos del grupo 1) y otro de composición Ilm90-93 con 4-8 % de componente geikielita. En cuanto a los diques de basalto porfídico del grupo 4, presentan sólo magnetitas, cuyas composiciones varían desde más ricas en Cr2O3 que las presentes en los diques del grupo 1 (35 % en peso), con Al2O3 abundante (17 % en peso), hasta composiciones relativamente ricas en estos elementos (9 % en peso de Cr2O3 y 6 % en peso de Al2O3). Se puede concluir, por tanto, que los óxidos de Fe-Ti de los diques en la intrusión de Los Molinos presentan composiciones afines a las de gabros y venas sieníticas en los grupos 1 y 2, y composiciones de más alta temperatura en los diques de basalto porfídico que cortan a la brecha de Salinas. IV. DIQUES 181 IV.3.5.- APATITO El apatito está presente en aquellos diques que tienen cierta abundancia de ferromagnesianos hidratados (anfíbol o mica), mostrando así una asociación similar a la observada con frecuencia en las facies de gabros de la intrusión de Los Molinos. En todos los tipos de diques, el apatito analizado es de composición muy pura, prácticamente sin otros componentes que no sean CaO y P2O5, aunque algunas sumas analíticas ligeramente bajas (97-98 %) podrían indicar la presencia de tierras raras. Sin embargo, son apatitos con contenidos apreciables, aunque variables, tanto de F como de Cl (Fig. IV.12), clasificándose como flúor-apatitos en todos los grupos salvo en los diques microgranudos micáceos y diques de traquibasalto anfibólico del grupo 3. Los apatitos de los diques microgranudos micáceos solapan en composición con los de los cuerpos pegmatoides anfibólicos descritos en relación con los gabros de la intrusión de Los Molinos y, como en el caso de éstos, los altos contenidos en cloro podrían indicar un origen hidrotermal. El resto de apatitos, sin embargo, se proyecta en el campo típico de apatitos de rocas alcalinas de Stoppa y Liu (1995), solapando sus composiciones aproximadamente con las del apatito de los gabros s.s. y leucogabros. IV.3.6.- ANFÍBOL El anfíbol aparece generalmente formando parte de la matriz de los diques, tanto en algunas muestras del grupo 1, como en los traquibasaltos anfibólicos del grupo 3. También se han encontrado algunos fenocristales de anfíbol, bastante alterado, en las traquitas porfídicas del pitón aflorante en el sector de Morro Negro (ver sección Ap-Carb Ap-Alc 10 x Cl F OH 0 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 1000 20 40 60 80 100 Diques que cortan a la brecha, B-OC Diques máficos afaníticos, BmP-PC Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas, TB-P-anf Diques microgranudos micáceos Diques de traquita Figura IV.12 Diagrama composicional Cl- F-OH para los apatitos de di- ferentes tipos de diques de la intrusión de Los Molinos. Las secciones delimitadas con lí- neas discontinuas, correspon- den a los campos composicio- nales de rocas carbonatíticas (Ap-Carb) y rocas silicatadas alcalinas (Ap-Alc) de Stoppa y Liu (1995). IV. 3 QUÍMICA MINERAL 182 IV.2.6). Composicionalmente todos los anfíboles son muy similares. Se clasifican como kaersutitas (Fig. IV.13) por su alto contenido de TiO2 (5-8 % en peso) y por tanto presentan la misma composición que el anfíbol presente en los gabros de la intrusión de Los Molinos. IV.3.7.- MICA Al igual que el anfíbol, la mica forma está presente sólo en parte de los diques, que incluye: los diques microgranudos micáceos del grupo 1, la traquita del pitón en el sector de Morro Negro, los diques de microsienita, los diques de traquibasalto anfibólico del grupo 3 y los diques de basalto porfídico del grupo 4. La composición de la mica en todos ellos es muy similar. En el diagrama de clasificación de biotitas y flogopitas de Deer et al., (1966), se clasifican como flogopitas (Fig. IV.14A), presentando tan solo pequeñas variaciones en el contenido de TiO2, que tiende a ser menor en la flogopita de los diques de microsienita, y en F, que es alto en la flogopita de las traquitas (1-3 % en peso) y bajo en la mica del resto de diques. IV.3.8.- ESFENA La esfena sólo aparece de manera accesoria en los diques traquibasálticos y diques de traquita, del grupo 2 y en alguno de los diques de traquibasalto anfibólico del grupo 3. Las composiciones son muy puras, tan solo con pequeñas cantidades de hierro (1 % en peso). En ningún caso presentan zonados significativos, pero sí se han observado zonas de borde más brillantes en imágenes BSE, que podrían corresponder a zonas más enriquecidas en REE, ZrO2 y/o Nb2O5 de manera similar a como ocurre en la esfena accesoria de las venas anfibólicas y sieníticas de la intrusión de Los Molinos. IV. DIQUES 0 0.5 1 5.56.5 M g / ( M g + Fe 2+ ) Si (a.p.f.u.) 6.0 Kaersutita Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas, TB-P-anf Diques de traquita Diques basálticos porfídicos C Diques basálticos porfídicos, PC Ferrokaersutita Figura IV.13 Clasificación de los anfíboles de los diferentes tipos de di- ques de la intrusión de Los Mo- linos en el diagrama de Leake et al., (1997) para los anfíboles marrones, que presentan Ti > 0.5 a.p.f.u. 183 IV.3.9. CIRCON Sólo se ha encontrado un cristal de circón en el dique de microsienita AC 78-3. Es de composición muy pura, con suma analítica alta, lo cual indica que sus contenidos de elementos traza son a grandes rasgos muy bajos. 0 0.5 1 0 1 2 3 4 Annita Siderofilita Flogopita Eastonita BIOTITA FLOGOPITA Al IV (a.p.f.u.) Fe / ( Fe + M g) ( a. p. f.u .) 2+ 2+ Ti MgFe2+ 1000 0 1000 100 A B Diques que cortan a la brecha, B-OC Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas, TB-P-anf Diques microgranudos micáceos Diques de traquita Figura IV.14 Diagramas de variación com- posicional para las micas de los diferentes tipos de diques de la intrusión de Los Molinos. A) Diagrama de clasificación de biotitas y flogopitas de Deer et al., (1966). B) Diagrama com- posicional Ti-Mg-Fe2+. IV. 3 QUÍMICA MINERAL 184 IV.4.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL Se han analizado químicamente un total de 27 muestras de diques que incluyen todos los tipos descritos en las secciones anteriores. Los datos analíticos están representados en la Tabla IX.3.2, dentro del CD adjunto al manuscrito de este trabajo. IV.4.1.- ELEMENTOS MAYORES La proyección de los distintos tipos de diques en el diagrama TAS (SiO2 vs. Na2O + K2O) de Le Bas et al., (1986) para rocas volcánicas, se sitúa dentro del campo alcalino alcalina (Fig. IV.15). Atendiendo al contenido en SiO2, los diques de la intrusión de Los Molinos abarcan desde rocas ultrabásicas (en su mayoría diques basálticos porfídicos de los grupos 1 y 4) y básicas (diques basálticos y traquibasálticos), a intermedias y ácidas (diques traquíticos). El contenido en SiO2 aumenta dentro del grupo 1, desde los diques basálticos porfídicos (42-49 % en peso) hasta los microgranudos micáceos (48-51 % en peso) y diques máficos afaníticos (basaltos microporfídicos, 52 % en peso). También aumenta en los diques del grupo 2, desde los tipos traquibasálticos y basaltos plagioclásicos (43-60 % en peso) hasta las traquitas (63 % en peso). Finalmente, el contenido de SiO2 es menor (42 a 48 % en peso) en los diques que cortan a traquitas y brechas, especialmente en los diques y sills de basalto porfídico. Los diques basálticos porfídicos del grupo 1 son rocas saturadas, sin cuarzo ni nefelina normativos y con cantidades de olivino moderadas (del 2 al 9% normativo). Sin embargo, el resto de características son algo variables (Tabla IX.3.4, anexo). Contienen 40-50 % de plagioclasa normativa y contenidos de ortosa SERIE ALCALINA SERIE SUBALCALINA Foidita Picro- basalto Basanita (Ol > 10%) Tefrita (Ol < 10%) Fono- tefrita Tefri- fonolita Fonolita Basalto Andesita basáltica Andesita Dacita Riolita Traqui- basalto Traqui- andesita basáltica Traqui- andesita Traquita (Q < 20%) Traquidacita (Q > 20%) SiO2 (% peso) N a2 O + K 2O (% p es o) 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77 1 3 5 7 9 11 13 15 Diques basálticos porfídicos Diques microgranudos micáceos Diques máficos afaníticos Diques de traquibasalto Diques de basalto plagioclásico Diques de traquita Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques que cortan a brecha Figura IV.15 Diagrama TAS de clasificación para rocas volcánicas (Le Bas et al., 1986) en el que se ha proyectado la composición en álcalis y sílice de los diques pertenecientes a la intrusión de Los Molinos, donde queda de manifiesto el carácter alca- lino de estos diques. IV. DIQUES 185 muy variables, desde 1-2 % hasta 10-17 %. Esto refleja la presencia de feldespato potásico en las matrices de algunos de estos diques. Las cantidades de olivino normativo son bajas (< 9 % y en casi todas las muestras < 5 %), mientras que las de piroxeno son variables. Así, los diques que presentan alta cantidad de fenocristales y dominantemente de clinopiroxeno (AC 18-2) contienen una alta proporción de diópsido normativo (19 %), mientras que aquellos diques con fenocristales principalmente de plagioclasa (AC 80-1) presentan bajos porcentajes del mismo (2.3 %). Sin embargo, todos estos diques tienen en común sus números de magnesio (#Mg, calculados con respecto al contenido de hierro total de la roca) relativamente bajos, de 57 a 38, indicando que son rocas diferenciadas. Los diques microgranudos micáceos y de basalto microporfídico de este grupo 1 presentan mayores contenidos de plagioclasa (50-60 %) y ortosa (10-20 %) normativas y un alto índice de diferenciación (67 a 71), con #Mg más bajo (38 a 46) (Tabla IX.3.4). Esto último se refleja en sus bajas cantidades de piroxenos (3 al 6 %, de diópsido y 3 al 8 % de hiperstena) y de olivino (prácticamente cero en dos muestras y < 5 % en la tercera). En comparación con los gabros de la intrusión de Los Molinos, las composiciones normativas de este grupo son similares en algunos rasgos a melanogabros-gabros olivínicos (diques con altas cantidades de Di y Ol normativos, como AC 12-1 y en otros a las de los gabros s.s., con olivino normativo entre 2 y 10 % e incluso a las de los leucogabros (diques microgranudos micáceos y de basalto microporfídico). En el grupo 2, los diques traquibasálticos y de basalto plagioclásico, o bien no presentan ni cuarzo ni nefelina modal o bien presentan pequeñas cantidades de cuarzo (AC 16-1 y AC 16-2) (Tabla IX.3.4). Por lo demás, sus normas son similares a las de los diques más diferenciados del grupo 1, con 50-60 % PL y 6-17 % de Or. Los #Mg son, sin embargo, ligeramente más bajos (42 a 37), lo cual les equipara también a los gabros de las facies más diferenciadas de la intrusión. Las traquitas, sin embargo, son rocas de carácter sobresaturado (7-8 % cuarzo normativo), con altos índices de diferenciación (93-94), #Mg muy bajos (de 30 a 8) y más del 80 % de la norma compuesto por feldespatos (Tabla IX.3.4), en concordancia con sus composiciones modales. Los diques del grupo 3 son de nuevo saturados (sin cuarzo ni nefelina), con características normativas similares a las de traquibasaltos y basaltos plagioclásicos del grupo 2, es decir, contenidos de plagioclasa normativa entre 55 y 61 %, con ortosa variable, del 8 al 18 %, y #Mg de 39 a 45. Sin embargo, a diferencia de los diques del grupo 2, no contienen hiperstena normativa y sí olivino, aunque en cantidades accesorias, alrededor del 5 %. Los diques del grupo 4 sí presentan diferencias de composición IV. 4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 186 0246810121416 40 45 50 55 60 65 70 MgO (% en peso) Si O 2 (% e n pe so ) 02468101214161820 40 45 50 55 60 65 70 Al2O3(% en peso) Si O 2 (% e n pe so ) 0246810121416 40 45 50 55 60 65 70 Fe2O3(T)(% en peso) Si O 2 (% e n pe so ) 0246810121416 40 45 50 55 60 65 70 CaO (% en peso) Si O 2 (% e n pe so ) 0123456 40 45 50 55 60 65 70 TiO2(% en peso) Si O 2 (% e n pe so ) 01234567 40 45 50 55 60 65 70 Na2O (% en peso) Si O 2 (% e n pe so ) 0123456 40 45 50 55 60 65 70 K2O (% en peso) Si O 2 (% e n pe so ) 0001111 40 45 50 55 60 65 70 P2O5(% en peso) Si O 2 (% e n pe so ) 0. 0 0. 5 1. 0 1. 5 40 45 50 55 60 65 70 CaO / Al2O3 Si O 2 (% e n pe so ) Di qu es b as ál tic os p or fíd ic os Di qu es m ic ro gr an ud os m ic ác eo s Di qu es m áfi co s af an íti co s Di qu es d e tr aq ui ba sa lto Di qu es d e ba sa lto p la gi oc lá sic o Di qu es d e tr aq ui ta Di qu es m áfi co s af an íti co s qu e co rt an a tr aq ui ta s Di qu es q ue c or ta n a br ec ha IV. DIQUES Fi gu ra IV .1 6. D ia gr am as d e va ria ci ón , o ti po H ar ke r, de e le m en to s m ay or es p ar a lo s d ife re nt es ti po s d e di qu es d e la in tr us ió n de L os M ol in os . 187 importantes con el resto de diques. Las muestras correspondientes al borde enfriado y parte central porfídica del sill que corta a la brecha de Salinas (AC 100-4 y AC 100-3, respectivamente) presentan nefelina normativa, aunque en pequeñas cantidades, junto con importantes porcentajes de olivino normativo (7-18 %), que son también de este orden en los diques (AC 148-1 y AC 152-1). Esto indica que sus composiciones son más alcalinas que las del resto de diques, probablemente ya enmarcadas dentro de la serie fuertemente alcalina. Sus #Mg son también bastante más altos (69 a 47), lo que probablemente indica que este tipo de diques pertenece a un pulso magmático posterior a la intrusión de Los Molinos. Dada la alta variación en SiO2 que presentan, se ha tomado este óxido como elemento diferenciador en los diagramas tipo Harker para variación de elementos mayores (Fig. IV.16). En ellos se observa una disminución de: MgO (primero un descenso brusco hasta alcanzar el 45 % de SiO2 y después un descenso también, pero con pendiente más tendida), Fe2O3t, CaO, relación CaO/Al2O3 y TiO2 con el aumento de la diferenciación (aumento de SiO2), así como un aumento en los contenidos de Na2O y K2O. El Al2O3 aumenta hasta el 51 % de SiO2, para después permanecer prácticamente constante. El P2O5 aumenta también hasta el mismo valor de SiO2 (51 % en peso) para después disminuir bruscamente. El contenido de MnO (no mostrado) permanece prácticamente constante durante todo el transcurso de la diferenciación. Las tendencias descritas indican fraccionación de minerales ferromagnesianos, plagioclasa cálcica y óxidos de Fe- Ti, con progresiva concentración de los álcalis a medida que avanza la diferenciación. La pauta observada en el Al2O3, primero con pendiente positiva y a partir del 51 % de SiO2 con estabilización de su concentración, puede marcar el cambio del predominio de las plagioclasas a los feldespatos potásicos, que son abundantes en algunos diques de traquibasalto (AC 137-2). La pauta que se observa en P2O5, indica que el apatito no debe ser un mineral importante al inicio de la diferenciación, pero este empezaría a cristalizar más acusadamente hacia el final de la misma. Por lo tanto parece deducirse, a partir de los diagramas de variación de elementos mayores, que los diques de los grupos 1 y 2 que cortan a los gabros de la intrusión de Los Molinos, pueden estar genéticamente relacionados entre sí mediante cristalización fraccionada. IV.4.2.- ELEMENTOS TRAZA Los contenidos en Cr, Ni y Co descienden rápidamente en los diques de los grupos 1 y 2 con el aumento de la diferenciación (Fig. IV.17). Este descenso es muy brusco para Cr y Ni, y está marcado principalmente por el paso de diques basálticos porfídicos, con población de fenocristales dominada por clinopiroxeno y/u olivino al resto de diques en el cual IV. 4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 188 domina la población de fenocristales de plagioclasa. El descenso en Co es algo más moderado, dado que este elemento suele alojarse como elemento traza también en los óxidos de Fe-Ti. Por lo tanto, el descenso de estos elementos compatibles, refleja la fraccionación de clinopiroxeno y olivino y, en menor medida, óxidos de Fe-Ti. El V (Fig. IV.17), que es compatible con la magnetita, muestra también una buena correlación negativa con la sílice, indicadora, al igual que los diagramas tipo Harker para TiO2 y Fe2O3total, de la fraccionación de óxidos de Fe-Ti. Dentro de los elementos L.I.L. (Fig. IV.18), el Ba no muestra una buena correlación positiva con la sílice, mientras que el Rb sí lo hace, presentando carácter de elemento incompatible, que se va concentrando a medida que progresa la diferenciación, desde los diques basálticos porfídicos del grupo 1 a los diques de traquibasalto y traquita del grupo 2, donde puede entrar en sustitución en las estructuras de mica flogopita y feldespato potásico. Por su parte el Sr, presenta una pauta descendente con SiO2, en relación con el fraccionamiento de plagioclasa. 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 40 45 50 55 60 65 70 Cr (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 40 45 50 55 60 65 70 N i ( pp m ) SiO2 (% en peso) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 40 45 50 55 60 65 70 Co (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 40 45 50 55 60 65 70 V (p pm ) SiO2 (% en peso) Diques basálticos porfídicos Diques microgranudos micáceos Diques máficos afaníticos Diques de traquibasalto Diques de basalto plagioclásico Diques de traquita Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques que cortan a brecha 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 40 45 50 55 60 65 70 Ba (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 20 40 60 80 100 120 140 160 40 45 50 55 60 65 70 Rb (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 40 45 50 55 60 65 70 Sr (p pm ) SiO2 (% en peso) Diques basálticos porfídicos Diques microgranudos micáceos Diques máficos afaníticos Diques de traquibasalto Diques de basalto plagioclásico Diques de traquita Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques que cortan a brecha Figura IV.17 Diagramas de variación para Cr, Ni, Co y V frente a SiO2 como índice de diferenciación, de los diques de la intrusión de los Molinos. Figura IV.18 Diagramas de variación de ele- mentos traza tipo L.I.L. frente a SiO2 como índice de diferen- ciación, de los diques de la in- trusión de Los Molinos. IV. DIQUES 189 Los elementos que suelen comportarse como fuertemente incompatibles, tanto H.F.S. (Zr-Hf y Nb-Ta) como Th y U, muestran aceptables correlaciones positivas con el aumento de la diferenciación (Fig. IV.19). Algunas muestras de diques basálticos porfídicos se encuentran algo enriquecidas con respecto a la tendencia general en Nb y Ta, debido a que concentran cantidades importantes de anfíbol (por ejemplo, AC 29-1, que contiene 48 % de anfíbol modal). Además, las tendencias frente a SiO2 para todos estos elementos se pierden, sin embargo, en las traquitas, debido a que éstas pueden presentar esfena y/o circón como minerales accesorios, susceptibles de controlar dichos elementos. V e Y muestran comportamientos diferentes con la diferenciación. El contenido en V decrece con la diferenciación, desde rocas ricas en olivino y/o clinopiroxeno a rocas pobres en estos, siguiendo un patrón muy similar al que sigue el Fe2O3t y el TiO2, mientras que Y aumente hasta alcanzar un valor aproximado del 50 % en SiO2 para luego permanecer prácticamente constante e incluso mostrar cierta tendencia negativa. Ambos patrones, indican, por un lado el fraccionamiento de óxidos de Fe-Ti, y por otro, el inicio de la fraccionación más acusada de apatito, marcado por el quiebro que presenta el Y durante la diferenciación. Al igual que sucedía en el caso de los gabros y venas félsicas de la intrusión, para los diques también se observa que al enfrentar elementos fuertemente incompatibles, de comportamiento geoquímico similar entre sí, obtenemos buenas correlaciones positivas (Fig. IV.20), lo cual indica que las relaciones de estos han permanecido constantes durante todo el proceso de cristalización y sugeriría que éste se ha desarrollado 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 40 45 50 55 60 65 70 Zr (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 40 45 50 55 60 65 70 Hf (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 20 40 60 80 100 120 40 45 50 55 60 65 70 N b (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 40 45 50 55 60 65 70 Ta (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 40 45 50 55 60 65 70 Th (p pm ) SiO2 (% en peso) 0 1 1 2 2 3 3 4 4 5 40 45 50 55 60 65 70 U (p pm ) SiO2 (% en peso) Diques basálticos porfídicos Diques microgranudos micáceos Diques máficos afaníticos Diques de traquibasalto Diques de basalto plagioclásico Diques de traquita Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques que cortan a brecha Figura IV.19 Diagramas de variación para elementos traza de tipo H.F.S. frente a SiO2 como índice de diferenciación, para los diques de la intrusión de Los Molinos. IV. 4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 190 en condiciones de sistema cerrado. IV.4.2.1.- Diagramas de tierras raras En la figura IV.21 se han representado los espectros de tierras raras, normalizados a los valores del manto primitivo de Sun y McDonough (1989), para los distintos tipos de diques de la intrusión de Los Molinos. En conjunto, todos los tipos de diques presentan espectros similares y paralelos entre sí, con pendiente negativa debido al enriquecimiento en tierras raras ligeras con respecto a las pesadas, que es característico de OIBs, como en el caso de los gabros y venas félsicas asociadas. Las relaciones (La/Lu)N varían entre 10 y 27, valores similares o ligeramente enriquecidos con respecto al valor medio de los OIB (La/Lu = 12; Sun and McDonough 1989). Los valores más enriquecidos corresponden a los espectros de los diques traquibasálticos y traquíticos, difieren del resto, además: 1) en la concavidad que presentan (sobre todo en el caso de los diques traquíticos), en las tierras raras medias (Sm a Ho), que se relaciona con la fraccionación de esfena (Eby et al., 1998), y 2) en el ligero enriquecimiento en tierras raras pesadas presente en los diques traquíticos y que está motivado por la presencia de circón accesorio. Los diques del grupo 3 y 4 presentan espectros similares a los espectros de los diques microgranudos micáceos y diques máficos afaníticos, indicando que la fuente debe ser similar en todos los conjuntos de diques con un porcentaje de fusión parecido. En conjunto, y al igual que ocurría con las facies de gabros de la 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 0 20 40 60 80 100 Ce (p pm ) La (% en peso) 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 0 20 40 60 80 100 120 Ta (p pm ) Nb (% en peso) 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 0 5 10 15 20 U (p pm ) Th (% en peso) 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 0 5 10 15 20 25 30 35 40 Ho (p pm ) Y (% en peso) Diques basálticos porfídicos Diques microgranudos micáceos Diques máficos afaníticos Diques de traquibasalto Diques de basalto plagioclásico Diques de traquita Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques que cortan a brecha Figura IV.20 Diagramas de comportamiento de elementos fuertemente in- compatibles de los diques en la intrusión de Los Molinos. IV. DIQUES 191 intrusión, los espectros de tierras raras para los diques, muestran pendiente negativa, indicando enriquecimiento de las tierras raras ligeras con respecto a las pesadas, espectro característico de basaltos de tipo OIB formados por bajos grados de fusión parcial de un manto peridotítico (e.g. Winter 2009). IV.4.2.2.- Diagramas multielemento En la figura IV.22 se han representado los diagramas multielemento, también normalizados a los valores del manto primitivo de Sun y McDonough (1989) para todos los grupos de diques. En conjunto, se observa un moderado enriquecimiento en elementos incompatibles desde los diques basálticos porfídicos del grupo 1 hasta los diques traquibasálticos y traquíticos del grupo 2. Además, a medida que aumenta la diferenciación, se van desarrollando anomalías negativas de Sr y Ti y anomalías positivas de Zr y Hf, reflejo del paso de la cristalización de plagioclasa cálcica (Sr) y óxidos de Fe-Ti a minerales accesorios como esfena y circón. De nuevo, los diques del grupo 3 y 4 presentan similitud con los espectros de los diques microgranudos micáceos y diques máficos afaníticos del grupo 1. 0.1 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo Diques basálticos porfídicos Diques microgranudos micáceos y diques máficos afaníticos Diques de traquibasalto y diques de basalto plagioclásico Diques de traquita Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques que cortan a brecha Figura IV.21 Espectros de tierras raras (REE) normalizados al manto primiti- vo de Sun y McDonough (1989) para los distintos tipos de di- ques de de la intrusión de Los Molinos. Se observa un fuerte control de los mismos por la mineralogía modal de las dis- tintas litologías (explicación en el texto). La línea gris en todos los diagramas corresponde al espectro del OIB de Sun y Mc- Donough (1989). IV. 4 GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL 192 0.1 1 10 100 1000 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo 0.1 1 10 100 1000 Rb Ba U Th K Ta Nb La Ce Sr NdSm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Yb Lu M ue st ra /M an to p rim iti vo Diques basálticos porfídicos Diques microgranudos micáceos y diques máficos afaníticos Diques de traquibasalto y diques de basalto plagioclásico Diques de traquita Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques que cortan a brecha Figura IV.22 Diagramas multielemento, o spider, normalizados al manto primitivo de Sun y McDonough (1989) para los diferentes tipos de diques de la intrusión de Los Molinos. La línea gris en todos los diagramas corresponde al espectro del OIB de Sun y Mc- Donough (1989). IV. DIQUES 193 IV.5.- GEOQUÍMICA DE ISÓTOPOS RADIOGÉNICOS Las relaciones isotópicas obtenidas para diques basálticos, traquibasálticos y traquíticos de la intrusión de Los Molinos se presentan en las tablas IV.4, IV.5 y IV.6. Las relaciones iniciales se han calculado para un t = 16 Ma, edad estimada, ya que no se dispone de edades para ninguno de estos diques. Para estos análisis, se han elegido diques pertenecientes al grupo 1 (microgranudos micáceos) y 2 (traquíticos), siempre sin fenocristales, representativos de las facies menos y más evolucionadas respectivamente, relacionadas con las facies de gabros y venas félsicas de la intrusión. Además, se han analizado dos diques pertenecientes al grupo 3, con y sin fenocristales, y otro dique del grupo 4. En la figura IV.23, se han proyectado las relaciones iniciales 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd para las composiciones de roca total de los diques analizados. Los diques microgranudos micáceos presentan una relación de 87Sr/86Sr inicial de 0.703200. Esta relación aumenta ligeramente en los diques traquíticos cuya relación es de 0.703245. Los diques del grupo 3, presentan relaciones de entre 0.703153 y 0.703368, mientras que la relación inicial de los diques del grupo 4 es de 0.703111. Las relaciones de 143Nd/144Nd son más restringidas. Los diques microgranudos presentan una relación inicial de 0.512901 con un valor de εNd de +5.4. Los diques traquíticos tienen una relación IV. 5 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Tabla IV.4. Relaciones isotópicas de Sr para los diques de la intrusión de Los Molinos. Tabla IV.5. Relaciones isotópicas de Nd para los diques de la intrusión de Los Molinos. Tabla IV.6. Relaciones isotópicas de Pb para los diques de la intrusión de Los Molinos. Muestra Clasificación Rb Sr 87Sr/86Sr StdErr*E-06 87Rb/86Sr(atom) (87Sr/86Sr)t=16 AC 124-2 Mcg 50 694 0.703237 3 0.208164 0.703200 AC 78-3 Ms 134 167 0.703654 3 2.318464 0.703245 AC 133-2 TB-P-anf 63 491 0.703433 2 0.370733 0.703368 AC 137-2 TB-anf 76 718 0.703207 3 0.305831 0.703153 AC 100-4 B-OC 31 563 0.703139 3 0.159090 0.703111 Muestra Clasf. Sm Nd 143Nd/144Nd StdErr*E-06 147Sm/144Nd (143Nd/144Nd)t=16 εNdt=0 εNdt=16 TDM AC 124-2 Mcg 9.7 52.5 0.512910 2 0.111790 0.512901 5.3 5.4 284.0 AC 78-3 Ms 8.0 45.1 0.512928 2 0.106356 0.512919 5.7 5.8 246.7 AC 133-2 TB-P-anf 8.3 41.0 0.512926 2 0.122591 0.512916 5.6 5.7 290.4 AC 137-2 TB-anf 10.1 52.9 0.512899 1 0.114391 0.512890 5.1 5.2 306.6 AC 100-4 B-OC 7.2 36.4 0.512964 2 0.119441 0.512954 6.4 6.5 224.6 Muestra Clasf. U (ppm) Th (ppm) Pb (ppm) 208Pb/204Pb (208Pb/204Pb)o 207Pb/204Pb (207Pb/204Pb)o 206Pb/204Pb (206Pb/204Pb)o AC 124-2 Mcg 1.7 6.9 3 39.325 39.324 15.649 15.649 19.165 19.160 AC 78-3 Ms 2.6 10 6.1 39.232 39.231 15.580 15.580 19.415 19.411 AC 133-2 TB-P-anf 1.1 4.9 3.3 38.974 38.973 15.567 15.567 19.154 19.151 AC 137-2 TB-anf 2.5 9.3 4.4 39.292 39.291 15.591 15.591 19.404 19.399 194 inicial de 0.512919 y un εNd de +5.8. Los diques del grupo 3 presentan una relación inicial entre 0.512890 y 0.512916 con valores de εNd comprendidos entre +5.2 y +5.7. Por último, la relación inicial de 143Nd/144Nd para los diques del grupo 4 es de 0.512954 con un valor de εNd de +6.5. Al igual que las facies de gabros, los diques se proyectan a la izquierda del mantle array, dentro del campo del componente HIMU definido por Zindler y Hart (1986). En la figura IV.24 se han proyectado las relaciones iniciales de Pb. Las relaciones iniciales de 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb y 208Pb/204Pb son de 19.116, 15.649 y 39.324 respectivamente para los diques microgranudos micáceos. Los diques traquíticos presentan relaciones de 19.411, 15.580 y 39.231 respectivamente y, las relaciones iniciales para los diques del grupo 3 varían entre 19.151-19.399 para la relación 206Pb/204Pb, entre 15.567 y 15.591 para la relación 207Pb/204Pb, y entre 38.973 y 39.291 para la relación 208Pb/204Pb. En todos los casos, se proyectan por encima de la NHRL (Northern Hemisphere Reference Line), dentro del campo composicional que ocupaban las facies de gabro, excepto los diques microgranudos micáceos que quedan ligeramente enriquecidos con respecto a gabros y al resto de diques. En la figura IV.25 se han proyectado las relaciones iniciales de 87Sr/86Sr y 143Nd/144Nd frente a las relaciones iniciales de 206Pb/204Pb y 207Pb/204Pb. En todos estos diagramas, los diques se proyectan en el campo composicional definido por los componentes mantélicos MORB, HIMU y EMI. Los resultados obtenidos para las relaciones isotópicas Sr, Nd y Pb en roca total de los diques, son muy similares, en todos los casos, a los resultados obtenidos para las facies de gabros y venas félsicas 0.702 0.703 0.704 0.705 0.706 0.5122 0.5124 0.5126 0.5128 0.5130 0.5132 0.5134 -8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 DM HIMU BSE EMI EMII Bulk Earth Mantle array ɛNd (87Sr/86Sr)o (14 3 N d/ 14 4 N d) o PREMA Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques que cortan a la brecha Diques microgranudos micáceos Diques de traquita Figura IV.23 Composición isotópica inicial Sr-Nd para los diques de la intrusión de Los Molinos. Los campos composicionales para los componentes DM, HIMU, PREMA, BSE, EMI y EMII han sido extraídos de Ziindler y Hart (1986) y Winter (2009). IV. DIQUES 195 17.0 17.5 18.0 18.5 19.0 19.5 20.0 20.5 21.0 21.5 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 206Pb/204Pb 20 7 P b/ 20 4 P b HIMU EMII BSE EMI DM PREMA Ge oc hr on NHRL 15.3 15.2 15.1 15.0 14.9 14.8 14.7 15.9 16.0 16.1 16.2 16.3 16.4 16.5 A B EMII HIMU DM EMI 17 18 19 20 21 37 38 39 40 41 NHRL (206Pb/204Pb)o (20 8 P b/ 20 4 P b) o Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques microgranudos micáceos Diques de traquita Figura IV.24 Composición isotópica inicial de Pb para los diques de la intrusión de Los Molinos. Los campos composicionales para los componentes DM, HIMU, PREMA, BSE, EMI y EMII han sido extraídos de Ziindler y Hart (1986) y de Winter (2009). IV. 5 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA 196 asociadas de la intrusión de Los Molinos. IV.6.- RELACIÓN ENTRE LOS DIQUES Y LAS FACIES DE GABROS EN LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS Como se deduce de las relaciones de campo observadas en la intrusión de Los Molinos, de la química mineral y de la geoquímica de los diques, existen al menos 4 momentos de inyección filoniana en la misma. La primera corresponde a la inyección de diques basálticos porfídicos, microgranudos micáceos y diques máficos afaníticos del grupo 1. Estos diques parecen estar íntimamente relacionados con las facies de gabros de la intrusión, especialmente con la facies de melanogabro-gabro olivínico. Las relaciones de campo en este tipo de diques muestran contactos graduales, con frecuencia sin bordes enfriados, entre estos tipos de diques y la facies de gabros. Además, las relaciones espaciales entre unos y otros son, a grandes rasgos, muy similares, de tal manera que en las partes bajas de la intrusión, donde predominan las facies de melanogabros y gabros olivínicos, son predominantes estos tipos de diques. Atendiendo a la composición mineral también se observa una relación estrecha entre ambos conjuntos litológicos. El rango composicional de olivino, de magnetitas ricas en cromo, de anfíbol o plagioclasa, así como las temperaturas o presiones de cristalización mineral es, en ambos conjuntos litológicos, bastante similar. La segunda etapa de inyección corresponde al momento de generación de los diques del grupo 2: diques de traquibasalto, diques de basalto plagioclásico y diques traquíticos. Al igual que los anteriores, estos diques también muestran bastantes similitudes con las facies de gabro y, en especial, con las facies de gabro s.s. y leucogabro y con las venas sieníticas de la intrusión de Los Molinos. Por un lado, las relaciones espaciales, ya que ambos conjuntos son especialmente abundantes en 0.7010 0.7020 0.7030 0.7040 0.7050 0.7060 0.7070 0.7080 0.7090 17 18 19 20 21 22 23 87 Sr /86 Sr 206Pb/ 204Pb 0.5122 0.5124 0.5126 0.5128 0.5130 0.5132 0.5134 17 18 19 20 21 22 23 14 3 N d/ 14 4 N d 206Pb/ 204Pb 0.7010 0.7020 0.7030 0.7040 0.7050 0.7060 0.7070 0.7080 0.7090 15.3 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 15.9 87 Sr /86 Sr 207Pb/ 204Pb 0.5122 0.5124 0.5126 0.5128 0.5130 0.5132 0.5134 15.3 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 15.9 14 3 N d/ 14 4 N d 207Pb/ 204Pb EMII EMI MORB HIMU EMII EMI MORB HIMU EMII EMI MORB HIMU EMII EMI MORB HIMU Diques máficos afaníticos que cortan a traquitas Diques microgranudos micáceos Diques de traquita Figura IV.25 Relación isotópica inicial en roca total de 87Sr/86Sr y 143Nd/144Nd vs. relación inicial de 206Pb/204Pb y 207Pb/204Pb de los diques de la intrusión de Los Molinos. Los valores me- dios para los componentes DM, HIMU, EMI y EMII ha sido extraídos de Zindler Y Hart (1986); Hart et al., (1992). IV. DIQUES 197 las partes altas de la cámara y, por otro, en la química mineral que presentan ambas unidades, indican una relación estrecha entre ellos. Los diques traquibasálticos y diques de basalto plagioclásico presentan características muy similares con las facies de gabro s.s. y leucogabro, mientras que se puede observar una estrecha relación entre los diques de traquita y las venas sieníticas de la intrusión. A pesar de no disponer de datos de edad para ninguno de los diques, las relaciones tan estrechas que presentan los diques del grupo 1 y 2 con las facies de gabros, indican proximidad temporal entre ellos, por lo que, de manera preliminar, se puede atribuir una edad similar a la obtenida en las facies de gabros (17.4 ± 1.9 Ma) a este conjunto de diques. La tercera etapa de inyección filoniana corresponde a la inyección de los diques traquíticos que presentan bordes enfriados con el gabro, y diques máficos afaníticos que aparecen cortando a los diques traquíticos. Por último, una cuarta etapa que corresponde a la inyección de diques que cortan a la brecha de Salinas. No se han observado relaciones de corte entre la tercera y cuarta etapa, por lo que la numeración de estas etapas no implica temporalidad entre ellas. IV. 6 RELACIÓN DIQUES - GABROS 199 V.1.- INTRODUCCIÓN V.2.- BRECHA DE MORRO NEGRO V.3.- BRECHA DE SALINAS V.4.- POSIBLE ORIGEN PARA LAS BRECHAS V CARACTERIZACIÓN TEXTURAL DE LAS BRECHAS QUE AFLORAN EN EL ÁREA DE LOS MOLINOS 201 V.1 INTRODUCCIÓN V.1.- INTRODUCCIÓN Además de materiales plutónicos (gabros) y subvolcánicos (diques), en el área de Los Molinos, aparecen materiales brechoides tanto en el sector de Morro Negro como en el sector de Molinos (Fig. II.4 y II.12). Las brechas que rodean a la intrusión plutónica en el sector de Morro Negro, fueron descritas y consideradas por Galindo (1978) como tobas y brechas volcánicas pertenecientes a las formaciones submarinas de la isla y, por lo tanto más antiguas que la intrusión de Los Molinos a la que rodean. Sin embargo, como se comentó en el capítulo II, durante los trabajos de campo realizados para la preparación de esta tesis doctoral, no se han encontrado signos de esta aureola térmica, por lo que en este trabajo no se han considerado como de origen submarino. Además, dado que el porcentaje de diques que atraviesan a la brecha es sustancialmente menor en comparación con la intensa malla de diques que la rodea, Barrera y Gómez (1991) consideran que es más reciente que el enjambre de 100% diques datado entre 29 y 22 Ma (Ibarrola et al., 1989; Gutiérrez et al., 2006), el cual, como se ha visto a partir de la geocronología, constituye el encajante de la intrusión de Los Molinos. Los citados autores consideran a esta brecha como una brecha lítica asociada al fenómeno de emplazamiento. La brecha de Salinas, que aflora en el sector de Los Molinos, parece tener un origen distinto al de las brechas del sector de Morro Negro. Esta brecha ha sido correlacionada con las brechas líticas de Ampuyenta (Barrera y Gómez, 1990b), formación que se encuentra entre el Edificio Volcánico Norte Inferior (NVC-I) y el Superior (NVC- II), y que se interpreta como un depósito de avalancha de escombros producido por la destrucción parcial o total de un edificio volcánico subaéreo previo, probablemente del Edificio Volcánico Norte Inferior (p.e., Ancochea, 1993; Barrera y Gómez, 1990b). Por otro lado, en las últimas cartografías (Barrera y Gómez, 1990b), se ha diferenciado, en la base de la brecha de Salinas, un conjunto litológico también brechoide, formado por fragmentos de alta angulosidad y con escasez de matriz, e interpretado como una brecha tectónica relacionada con un sistema de fracturas ligado a los materiales antiguos de la isla. No obstante, estas características por las que se clasifica como brecha tectónica, como se comentó en el capítulo II, no se han observado en los trabajos realizados durante el transcurso de esta tesis doctoral, por lo que ambos conjuntos litológicos (brecha tectónica y brecha de Salinas) no se han individualizado cartográficamente. A continuación se presentan los aspectos texturales más destacados de la brecha de Morro Negro y de la brecha de Salinas, en lo que constituye, así, el primer estudio textural detallado de estas litologías. Los aspectos que se van a considerar consisten en: 1) la caracterización de los fragmentos (tamaño, redondez, esfericidad y composición), 2) la caracterización de la matriz en la cual se encuentran empastados y, 3) la estimación del porcentaje relativo entre ambos (fragmentos y matriz). 202 Esta estimación debe tomarse con precaución dado que, al tratarse de brechas tan heterométricas, la estimación de estos porcentajes es fuertemente dependiente del tamaño de la muestra, por lo que algunas de las fotografías tomadas en afloramiento, las muestras de mano y láminas delgadas no son, en muchos casos, representativas del total de la brecha. Con ello, y a falta de un estudio estratigráfico detallado, se pretende avanzar en la caracterización genética de los fragmentos constituyentes. Dado que en ambos casos se trata de brechas compactas, no se pudieron realizar análisis granulométricos mediante tamizado, por lo que se eligieron fotografías y muestras representativas de cada sector de la intrusión, sobre las que se trazaron los perímetros de los fragmentos que se observan a diferentes escalas: escala de afloramiento, escala de muestra de mano y escala de lámina delgada, de manera similar a la propuesta por Saotome et al., (2002). Posteriormente, se tomaron las medidas de los fragmentos individualizados con el software JMicroVision v.1.2.7 (Roudit, 2007). Los resultados obtenidos se presentan en el anexo IX.4 en el CD adjunto al manuscrito de este trabajo. V.2.- BRECHA DE MORRO NEGRO V.2.1- Resultados a escala de afloramiento Como se comentó en el capítulo II, la brecha del sector de Morro Negro, es una brecha bien consolidada, heterométrica y polimíctica. Es de tipo matriz-soportado, con fragmentos de diques de composición basáltica, traquibasáltica y traquítica, siendo estos últimos los más abundantes y, en menor medida, con fragmentos de gabros, a veces ricos en olivino en los afloramientos que rodean las partes más bajas de la intrusión en este sector, y a veces ricos en plagioclasa, similares a los leucogabros de la intrusión, en los afloramientos de brecha que rodean las partes altas de la zona oriental (brechas del Morro de la Cueva, Fig. I.4). A esta escala, la matriz es afanítica, bien consolidada, y presenta colores oscuros, verdosos o violáceos. A esta escala, se ha realizado el análisis granulométrico sobre 7 fotografías correspondientes a diferentes zonas que cubren el área de afloramiento de la brecha de Morro Negro. En las figuras V.1A y V.1B, se pueden observar imágenes de detalle de algunos afloramientos realizadas en varias zonas de esta brecha, así como un dibujo a mano alzada de los fragmentos que se pueden diferenciar a simple vista, con los que se ha realizado el análisis granulométrico. El perímetro de los fragmentos varía entre 0.4 y 45 cm con una media de 3.9 cm y una moda que varía entre 1 y 2 cm (Fig. V.2). Presentan V. BRECHAS 203 un diámetro circular equivalente de entre 0.1 y 13 cm, equivalente a un valor de Phi (ɸ) de entre -4.9 y -2.4, clasificándose como tamaños equivalentes a lapilli medio y lapilli grueso según Murcia et al., (2013). Presentan formas con baja esfericidad y de sub-angulosas a sub- redondeadas según el comparador visual de Powers (1982). La estimación del porcentaje de matriz se ha realizado mediante un contaje de puntos similar a la estimación de los porcentajes modales en las facies de gabros, sobre las mismas fotografías sobre las que se ha realizado el análisis granulométrico. De este modo, se ha obtenido un porcentaje medio de matriz del 48 % sobre un porcentaje de fragmentos del 52 % para esta escala. Sin embargo, dado que mucho de los fragmentos no son identificables en las fotografías, dada la poca diferencia de color que existe principalmente entre los fragmentos basálticos y la matriz, es probable que el porcentaje de ésta esté sobrestimado. V.2.2.- Resultados a escala de muestra de mano Para esta escala, se han tenido en cuenta 3 muestras. La figura IV.1C V. 2 BRECHA DE MORRO NEGRO 1 mm 3 cm 1 mm 240 µm A B DC E F Fragmento traquítico Figura V.1 Aspectos texturales y petro- lógicos de la brecha de Morro Negro a diferentes escalas. A y B) Aspectos a escala de aflora- miento. B) Aspectos a escala de muestra de mano. C y D) Imá- genes bajo microscopio petro- gráfico, de los principales tipos de fragmentos que componen la brecha. F) Imagen bajo mi- croscopio petrográfico del as- pecto general de la matriz de la brecha. 204 corresponde a una imagen de una de las muestras de mano, sobre la que se han trazado los fragmentos con los que se ha realizado el análisis granulométrico. El perímetro de los fragmentos varía entre 0.3 y 23 cm con una media de 3 cm y una moda que varía entre 0.6 y 1.8 cm. Presentan un diámetro circular equivalente de entre 0.1 y 6.4 cm, equivalente a un valor de Phi (ɸ) de entre -6.0 y -0.2, clasificándose como tamaños equivalentes a los que están entre ceniza muy gruesa y lapilli grueso según Murcia et al., (2013). Presentan formas con baja esfericidad y sub-redondeadas según el comparador visual de Powers (1982). La composición de los fragmentos es muy similar a la que se observa a escala de afloramiento. A esta escala de muestra de mano, la matriz es afanítica en muchos sectores, mientras que en otros, parece estar formada por pequeños fragmentos de la misma composición que los fragmentos más grandes, así como por pequeños cristales de colores claros (probablemente feldespatos), y oscuros que probablemente correspondan a óxidos y/o piroxenos. V.2.3.- Resultados a escala de lámina delgada Para esta escala, se han tomado medidas sobre los fragmentos observados en 7 muestras diferentes. En las figuras V.1D, V.1E y V.1F se presentan imágenes, realizadas bajo microscopio petrográfico de luz transmitida, de la brecha de Morro Negro. El perímetro de los fragmentos a esta escala varía entre 0.05 y 4.6 cm con una media de 0.3 cm y una moda que varía entre 0.12 y 0.2 cm. Presentan un diámetro circular equivalente de entre 0.02 y 1.2 cm, equivalente a un valor de Phi (ɸ) de entre -3.66 y 2.1, clasificándose 0 3 6 9 12 15 18 21 24 0 4 9 14 19 (n=100) Perímetro (cm) Fr ec ue nc ia Figura V.2 Histograma de frecuencia para el perímetro de los fragmentos que constituyen la brecha de Morro Negro a escala de afloramiento. V. BRECHAS 205 como tamaños equivalentes a los que están entre lapilli medio y ceniza media según Murcia et al., (2013). Por lo general, presentan formas con baja esfericidad y sub-redondeadas, excepto en algunos puntos, como por ejemplo en el punto 17, donde los fragmentos presentan baja esfericidad y formas angulosas, según el comparador visual de Powers (1982). Bajo microscopio óptico se pueden diferenciar varios tipos de fragmentos: 1) fragmentos de roca clara, 2) fragmentos de roca oscura, 3) fragmentos de roca rica en vesículas, 4) fragmentos de gabro, 4) cristales claros y 5) cristales oscuros. Los fragmentos de roca clara, los más abundantes en esta brecha, tienen una composición principalmente traquítica (Fig. V.1D y E) con un tamaño de grano similar al de los diques traquíticos de este sector de la intrusión. Muchos de los fragmentos presentan alteración elevada, de modo que los cristales de feldespato pueden estar totalmente sericitizados. También es frecuente encontrar, en estos fragmentos, minerales secundarios típicos de alteración hidrotermal como clorita, calcita y minerales del grupo de las zeolitas, éstos últimos llegando a constituir componentes mayoritarios de los fragmentos. Este tipo de alteración hidrotermal intensa es también frecuente en muchos de los diques de traquita, llegando a hacer irreconocible su textura original (ver capítulo IV). Los fragmentos de roca oscura presentan una pátina de alteración anubarrada, que dificulta su clasificación. Sin embargo, en algunos de estos fragmentos se llegan a reconocer prismas alargados de plagioclasa con textura fluidal (Fig. V.1D), que podrían corresponder a fragmentos de roca volcánica basáltica o bien, dado su tamaño medio próximo a 0.4-0.5 mm, y su textura fluidal, a fragmentos de los diques de basalto microporfídico o de traquibasalto. Los fragmentos de roca ricos en vesículas son escasos en esta brecha. Parecen tener una composición basáltica o traquibasáltica, dado que ocasionalmente se pueden diferenciar pequeñas acículas de plagioclasa muy alterada, y las vesículas se encuentran totalmente rellenas principalmente por zeolitas y en menor medida por calcita. Los fragmentos de gabro son, como se ha descrito a escala de afloramiento, de diversos tipos, aunque también escasos. Los ricos en olivino, presentan grandes cristales de este mineral con abundancia de inclusiones aciculares de espinela, lo que les da un color gris, similar al que presenta a veces el olivino en la facies de melanogabro-gabro olivínico de la intrusión. Los cristales se encuentran diseminados por toda la roca. Son de pequeño tamaño y tienen hábitos subhedrales. Los claros corresponden a feldespatos, aunque con frecuencia están totalmente reemplazados o bien por calcita o por calcita y zeolitas. Los minerales oscuros son opacos, probablemente formados por óxidos de hierro y cristales de V. 2 BRECHA DE MORRO NEGRO 206 anfíbol. La matriz es bastante similar en toda la brecha. En ella aparecen abundantes fragmentos de tamaño muy pequeño, de la misma composición que los fragmentos grandes. Además, se pueden diferenciar diminutos cristales claros que principalmente corresponden a feldespatos, generalmente alterados y cristales oscuros que corresponden a minerales opacos, todos ellos envueltos en una masa marrón (Fig. V.1F). Esta masa marrón está formada por pequeños “grumos” de forma redondeada de tamaño lapilli fino o ceniza. A esta escala, se ha obtenido un porcentaje medio de matriz del 59 % (masa marrón + fragmentos menores a 2 mm) sobre un porcentaje de fragmentos del 41 %. V.3.- BRECHA DE SALINAS V.3.1- Resultados a escala de afloramiento En la figura V.3A y V.3B, se pueden observar imágenes de afloramiento realizadas en varias zonas de esta brecha, así como un dibujo a mano alzada de los fragmentos que se pueden diferenciar a simple vista, y con los que se ha realizado el análisis granulométrico. Como se comentó en el capítulo II, son rocas matriz-soportadas, heterométricas y polimícticas, donde la composición de los fragmentos es principalmente basáltica, apareciendo también fragmentos de gabros, principalmente en la base de la brecha y fragmentos traquíticos, estos más abundantes hacia las partes medias y altas de la misma. Por lo general esta brecha tiene una matriz bien consolidada, excepto en las partes bajas, donde la matriz presenta un aspecto arenoso y más deleznable. Los fragmentos basálticos pueden presentar diferente textura, desde afanítica, los más abundantes; afanítica rica en vesículas; porfídica, con fenocristales de olivino o porfídica con abundantes fenocristales de plagioclasa. Los fragmentos traquíticos, que normalmente son de grano fino-medio, presentan ocasionalmente textura porfídica. Los fragmentos de gabro son muy similares a los gabros s.s. que se describieron en el capítulo II para el sector de Molinos. El perímetro de los fragmentos varía entre 0.4 y 41.8 cm, con una media de 15.6 cm y una moda que varía entre 1.1 y 3.2 cm (Fig. V.4). Presentan un diámetro circular equivalente de entre 1.5 y 10.7 cm, equivalente a un valor de Phi (ɸ) de entre -0.6 y -10.1, clasificándose como tamaños equivalentes a los que están entre ceniza muy gruesa y bomba/bloque medio según Murcia et al., (2013). Presentan formas con baja esfericidad y sub-redondeadas según el comparador visual de V. BRECHAS 207 Powers (1982). V.3.2.- Resultados a escala de muestra de mano La figura V.3C corresponde a una imagen de muestra de mano, sobre la que se han trazado los fragmentos con los que se ha realizado el análisis granulométrico. El perímetro de los fragmentos varía entre 0.2 y 22 cm con una media de 13.5 cm y una moda que varía entre 3.2 y 9 cm. Presentan un diámetro circular equivalente de entre 0.9 y 63.1 cm, equivalente a un valor de Phi (ɸ) de entre 0.2 y -5.9, clasificándose como tamaños equivalentes a los que están entre ceniza gruesa y ceniza muy fina según Murcia et al., (2013). Presentan formas con baja esfericidad y sub-redondeadas según el comparador visual de Powers (1982). La composición de los fragmentos es muy similar a la que se observa a escala de afloramiento y la matriz es afanítica en muchos sectores, mientras que en otros, parece estar formada por pequeños fragmentos, de la misma composición que los fragmentos más grandes, y pequeños Fragmento volcánico Fragmento volcánico Matriz 1 mm Fragmento traquita 1 mm 240 µm 2 cm A B DC E F Figura V.3 Aspectos texturales y petrológicos de la brecha de Salinas a diferentes escalas. A y B) Aspectos a escala de afloramiento. B) Aspectos a escala de muestra de mano. C y D) Imágenes bajo microscopio petrográfico, de los principales tipos de fragmentos que componen la brecha. F) Imagen bajo microscopio petrográfico del aspecto general de la matriz de la brecha. V. 3 BRECHA DE SALINAS 208 cristales de colores claros, (probablemente feldespatos), y oscuros, que probablemente corresponden a óxidos y/o piroxenos. V.3.3.- Resultados a escala de lámina delgada En las figuras V.3D, V.3E y V.3F se presentan imágenes, realizadas bajo microscopio petrográfico de luz transmitida, de la brecha de Salinas. El perímetro de los fragmentos a esta escala varía entre 0.06 y 4.4 cm con una media de 0.06 cm y una moda que varía entre 0.02 y 0.04 cm. Presentan un diámetro circular equivalente de entre 0. 2 y 11.3 cm, equivalente a un valor de Phi (ɸ) de entre 2.1 y -3.5, clasificándose como tamaños equivalente a los que están entre ceniza media y lapilli medio según Murcia et al., (2013). Presentan formas con baja esfericidad y sub-redondeadas según el comparador visual de Powers (1982). Bajo el microscopio óptico se han podido diferenciar los siguientes tipos de fragmentos, descritos en orden de abundancia: 1) Fragmentos volcánicos oscuros con cristales y/o vacuolas. Presentan una matriz de grano fino a muy fino compuesta por cristales claros aciculares sericitizados, empastados por una masa marrón isótropa y criptocristalina. Pueden presentar fenocristales de clinopiroxeno, que en comparación con el resto del fragmento están bastante bien preservados, de olivino totalmente reemplazado por serpentina y opacos, así como vacuolas muy esféricas, en ocasiones totalmente rellenas de calcita (Fig. V.3D) 2) Fragmentos oscuros. Estos fragmentos son muy similares a los encontrados en las brechas de Morro Negro. Presentan una pátina de 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 0 24 48 72 97 (n=514) Perímetro (cm) Fr ec ue nc ia Figura V.4 Histograma de frecuencia para el perímetro de los fragmentos que constituyen la brecha de Salinas a escala de afloramiento. V. BRECHAS 209 alteración oscura y anubarrada por lo que se dificulta su clasificación. En algunos de los fragmentos se observan cristales aciculares claros, probablemente plagioclasas. 3) Fragmentos claros de composición traquítica, con alto grado de alteración, donde los cristales de feldespato pueden estar totalmente sericitizados. También es frecuente encontrar, en estos fragmentos, clorita, calcita y minerales del grupo de las zeolitas. Estos fragmentos pueden tener textura porfídica con grandes fenocristales (1-1.5 mm) de plagioclasa (Fig. V.3E). 4) Cristales sueltos, tanto claros como oscuros. Los claros pueden ser plagioclasas total o parcialmente sericitizadas u olivinos totalmente serpentinizados, mientras que los minerales oscuros corresponden a minerales opacos, probablemente óxidos de hierro. Se han distinguido dos tipos de matriz, una muy oscura y anubarrada, con colores marrones casi negros en la cual no se han podido identificar componentes (Fig. V.3F), y otro tipo de matriz más clara (Fig. V.3D), formada por pequeños cristales de plagioclasa, minerales opacos y pequeños fragmentos similares a los descritos anteriormente. Ambas pueden coexistir en la misma muestra. V.4.- POSIBLE ORIGEN PARA LAS BRECHAS A partir de las relaciones de campo, petrografía y relaciones texturales descritas para las brechas que afloran en el área de la intrusión de Los Molinos, en esta sección se tratará de establecer el posible origen de las mismas. V.4.1.- Brecha de Morro Negro Como se apuntaba en la introducción a este capítulo, recientemente, se ha considerado a estas brechas como brechas líticas de extrusión asociadas al emplazamiento de los gabros (Barrera y Gómez, 1991). Dichos autores fundamentan esta asociación en dos hechos: la cartografía, en la cual la brecha rodea casi completamente a los gabros del sector de Morro Negro y la alta proporción de fragmentos de diques de la misma composición que los asociados a los gabros y de los propios gabros. La intrusión de magmas en rocas pre-existentes, cualquiera que sea su naturaleza, puede producir la fragmentación mecánica de las mismas, dando lugar a brechas constituidas por fragmentos de todo tipo cristalizados previamente a dicha intrusión, envueltos en una matriz ígnea. Este tipo de brechas suele aparecer con frecuencia en los márgenes de los cuerpos intrusivos (Bryant, 1968; Ehlers, 1979; Lawless y White, 1990). La forma de afloramiento, alrededor de la intrusión, V. 4 DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS 210 y las características observadas en las brechas de Morro Negro, en las que aparece una mezcla de fragmentos de diferentes tamaños, redondez y tipos de roca, y entre los que se incluyen fragmentos de la roca caja y fragmentos intrusivos, son características comunes en brechas intrusivas como la de Mirror Lake, USA (Vallier y Friedly, 1972), las de Åland, Finlandia (Ehlers, 1979) o las de Duchess, Australia (Blake et al., 1982), lo que apoya una interpretación de este tipo para las brechas de Morro Negro. La formación de estas brechas podría estar relacionada con el propio proceso de cristalización que se ha descrito para la intrusión de Los Molinos. En dicho proceso, las primeras rocas en formarse (facies de melanogabro-gabro olivínico) acumulan fuertemente minerales de fraccionación temprana, como olivino y clinopiroxeno, mientras que plagioclasa y en buena medida anfíbol y mica se van concentrando, para ir produciendo facies progresivamente más diferenciadas, de gabro s.s. y leucogabro. Los cuerpos de leucogabro tienden a concentrarse en las zonas altas y marginales del sector de Morro Negro, en las que además son más abundantes también los diques de traquibasalto y basalto plagioclásico, y las traquitas. En los capítulos II y IV se describió cómo ambos tipos (basaltos plagioclásicos y traquitas) tienden a aumentar de potencia en estas zonas, llegando a formar, en el caso de las traquitas, pequeños pitones. La concentración de magmas ricos en sílice, con alta cantidad de fenocristales de feldespato en estas zonas de borde de la intrusión (sobre todo superiores), haría que estos magmas no pudieran fluir y en estas zonas más fracturadas, perderían volátiles bruscamente, rompiendo los diques encajantes e incluso puntualmente el propio gabro y formando las brechas alrededor de la intrusión. El hecho de que el contacto entre gabros y brechas se produzca siempre a través de los diques parece apoyar también esta idea. En este sentido, Lawless y White (1990) definen un tipo de brechas intrusivas que son producidas en las últimas etapas de emplazamiento, motivadas por la acumulación y separación de una fase fluida (rica en volátiles) del cuerpo intrusivo, proceso definido por Phillips (1973) como ebullición retrógrada. Estos fluidos tienen un alto potencial para la fracturación hidráulica y pueden fracturar las capas suprayacentes al cuerpo intrusivo. Además, estos fluidos pueden transportar hacia arriba fragmentos en suspensión, que pueden ser redondeados por corrosión durante el ascenso (Vallier y Fredley, 1972; Ehlers, 1979). Este proceso de enriquecimiento en volátiles en las últimas etapas de cristalización de la intrusión de Los Molinos, fue puesto de manifiesto en la sección III.7 y IV.7, por lo que la acción de fases fluidas residuales de la cristalización puede explicar, por un lado, el alto grado de redondez de los fragmentos observado en algunas partes de la brecha de Morro Negro y, por otro, el alto grado de alteración y reemplazamiento por minerales secundarios observados en los fragmentos, típicos de alteración hidrotermal. V. BRECHAS 211 Dado que la formación de este tipo de brechas está íntimamente relacionada con el proceso intrusivo, de alta temperatura, y el emplazamiento de magmas ricos en sílice y poco capaces de fluir suele ser un emplazamiento forzado, cabe esperar zonas de deformación dúctil alrededor de la intrusión, las cuales presentan direcciones únicamente condicionadas por el esfuerzo local asociado al emplazamiento de estos magmas y no por los regímenes tectónicos regionales (Lawless y White 1990). Esto explicaría las zonas de deformación, de carácter muy local, observadas en la parte sur de la brecha (punto 2 de la figura II.4 y figura II.11F), próximas al contacto con el gabro, que son similares a las deformaciones descritas en la brecha intrusiva de Åland, Finlandia (Ehlers, 1979) directamente relacionadas con una intrusión de tonalitas. V.4.2.- Brecha de Salinas Al igual que la brecha de Morro Negro, la brecha de Salinas está formada por fragmentos de composiciones, tamaños y formas diversas pero, a diferencia de la primera, la brecha de Salinas está formada principalmente por fragmentos volcánicos de composición basáltica. Otra diferencia notable está en la matriz, que a pesar de presentar elevada alteración en ambas brechas, en la de Salinas tiene, especialmente a la base, una textura arenosa (ver capítulo II). Además, aunque no se ha estudiado en detalle, la disminución del tamaño de los fragmentos desde la base al techo de la unidad, y la existencia de niveles ricos en fragmentos traquíticos hacia las partes medias, apuntan a que la brecha de Salinas parece tener cierta estratificación interna. Todos estas características sugieren que la brecha de Salinas tenga un carácter subaéreo para su formación, tal y como ya apuntaban Barrera y Gómez (1990b), tratándose pues de un depósito volcanoclástico, entendiéndose éste como el “espectro completo de depósitos clásticos, compuestos en parte o enteramente de fragmentos volcánicos originados a partir de fragmentación mecánica por procesos volcánicos primarios o de re-sedimentación” (Murcia et al., 2013). La figura V.5 de Murcia et al., (2013), representa un diagrama de flujo que conduce a nombrar y clasificar los depósitos volcanoclásticos con relación a su origen e identificar si el proceso que los produjo está directamente relacionado o no con una erupción volcánica (depósitos volcánicos primarios), o bien se trata de un depósito removido y/o re- sedimentado (depósito volcanoclástico secundario). Siguiendo este esquema, parece lógico indicar que la brecha de Salinas se trate de un depósito volcanoclástico secundario ya que: 1) Un depósito formado por piroclastos de caída es, por lo general, un depósito constituido por fragmentos piroclásticos dispuestos en capas bien seleccionadas y monomícticas (o poco polimícticas). V. 4 DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS 212 2) Un depósito de corriente de densidad piroclástica es un depósito mal seleccionado formado por fragmentos de cualquier origen (piroclástico, autoclástico, epiclástico o volcanoclástico) envueltos por una matriz constituida por ceniza volcánica (flujo piroclástico). Estos depósitos se caracterizan por la alta proporción de fragmentos piroclásticos o por la presencia de: estructuras en flama si se trata de flujos piroclásticos, o laminaciones paralelas si éstos corresponden a oleadas piroclásticas. 3) Una peperita se caracteriza por la presencia de fragmentos volcánicos (principalmente fragmentos de lava) y fragmentos epiclásticos (principalmente fragmentos sedimentarios). 4) Un depósito hialoclastítico, que se genera por enfriamiento rápido de la lava al contacto con agua o hielo, es, por lo general, un depósito monomíctico (o poco polimíctico). Tipo de fragmentos en depósitos volcanoclásticos (Génesis por fragmentación mecánica) Erupción volcánica Remoción de depósitos antiguos Efusiva Explosiva Fragmentación al contacto con Magmática, freatomagmática, freática, hidrotermal Fragmentos volcánicos Fragmentos no volcánicos Agua o hielo Aire Piroclástico Hialoclástico Autoclástico Juvenil Accesorio Accidental Epi-volcanoclástico Epiclástico Transporte y depositación Depósito volcanoclástico primario Caída piroclástica Corriente de densidad piroclástica Peperita Hialoclastita Caída piroclástica Proyectil balístico Concentrada Diluida Flujo piroclástico Oleada piroclástica Bloques y cenizas Bombas y cenizas Pómez/Escoria (ignimbrita) Explosión dirigida Basal Húmeda Seca Remoción y/o re-sedimentación Depósito volcanoclástico secundario Lahar Avalancha de escombros Post-eruptivo Sin-eruptivo No-eruptivo Lahar - sensu stricto - (flujo de escombros) Lahar diluido (flujo hipercondesado o flujo de corriente) Cohesivo No cohesivo o granular Meterorización, erosión, re-trabajamiento y transporte por procesos sedimentarios superficiales Depósito epiclástico ¿ ? Figura V.5 Diagrama de clasificación de los tipos de fragmentos y de- pósitos volcanoclásticos, pri- marios y secundarios (Murcia et al., 2013). Las líneas rojas corresponden al camino segui- do para la clasificación de la brecha de Salinas. V. BRECHAS 213 La brecha de Salinas no reúne ninguna de las características que definen estos tipos de depósitos volcánicos primarios. Por tanto, según al diagrama propuesto por Murcia et al., (2013), los fragmentos que forman la brecha de Salinas reciben el nombre de fragmentos epi-volcanoclásticos o epiclásticos y forman un depósito volcanoclástico secundario. Según estos autores, estos depósitos se pueden generar por lahares o por avalancha de escombros. Los lahares son mezclas densas de detritos rocosos (de cualquier tipo y origen) movilizados por agua y originados en las pendientes de los volcanes (Smith y Fritz, 1989). Los depósitos de lahar se caracterizan por presentar abundantes arcillas, granoselección negativa (el tamaño de los fragmentos aumenta desde la base hacia el techo del depósito), y ausencia de orientación preferente de los fragmentos (Smith y Fritz, 1989). Un depósito de avalancha de escombros es el resultado del colapso de uno de los flancos de un edificio volcánico (Ui, 1983; Siebert, 1984). Estos depósitos se caracterizan por la presencia de distintos tipos de facies (Reubi y Hernandez, 2000 y referencias en el interior): 1) facies de bloques, que consisten en grandes bloques homogéneos que son transportados y depositados relativamente intactos con respecto a como se encontraban en su fuente, conservando prácticamente todas sus características internas. Estos bloques pueden alcanzar tamaños de hasta cientos de metros y pueden estar fracturados parcial o totalmente; y 2) facies de matriz, la cual se ha generado por fragmentación mecánica progresiva de las facies de bloque. Los fragmentos de la matriz pueden ser desde milimétricos hasta métricos. Como se puede deducir del alto grado de alteración y consolidación que presenta la brecha de Salinas, y con los resultados obtenidos en este trabajo, la discriminación entre ambos tipos de depósitos (lahar o avalancha de escombros) es difícil. La naturaleza de la matriz de la brecha de Salinas, que está compuesta, por un lado, por pequeños fragmentos similares a los fragmentos de mayor tamaño, apunta hacia un depósito de tipo avalancha de escombros. Sin embargo, las partes de matriz formadas por materiales anubarrados oscuros no se han identificado, por lo que podrían corresponder a un depósito arcilloso ahora alterado, apuntando de este modo a un depósito de tipo lahar, donde el material arcilloso es abundante en relación al material fragmentario. Sin embargo, este tipo de materiales aparecen en mucha menor proporción que los pequeños fragmentos que forman la matriz, por lo que, en este sentido, la brecha se Salinas correspondería a un depósito de avalancha de escombros. La brecha de Salinas se ha relacionado con las brechas líticas de Ampuyenta, ya que ambas presentan a grandes rasgos, características similares (Barrera y Gómez, 1990b). Las brechas de Ampuyenta afloran en la parte media de los volcanes miocenos (Dominio Este), apoyándose V. 4 DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS 214 discordantemente sobre los materiales volcánicos inferiores, del centro de la isla y, ocasionalmente en posición discordante sobre los materiales del Dominio Oeste (Ancochea, 1993). Esta brecha tiene un espesor de hasta 200 m y está formada principalmente por fragmentos de lavas subaéreas de todo tamaño y tipo (basaltos afaníticos, ankaramíticos, plagioclásicos, traquitas y ocasionalmente fragmentos de rocas plutónicas) (Coello et al., 1992; Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996; Barrera y Gómez, 1990a), presentando así características similares a las descritas para la brecha de Salinas. Las brechas líticas de Ampuyenta se han interpretado como un depósito de avalancha de escombros producido por la destrucción parcial o total de un edificio volcánico subaéreo previo, probablemente la parte inferior del Edificio Norte (NVC-I, Ancochea 1993; Barrera y Gómez, 1990a). La edad de la formación de las brechas líticas de Ampuyenta se ha establecido entre los 15.3 y 14.3 Ma (Ancochea et al., 1996), mientras que no se tienen datos para la edad de la brecha de Salinas. Sin embargo, ésta última aparece estructuralmente encima de la intrusión de Los Molinos, datada en este trabajo en 17.4 ± 1.9 Ma, por lo que ésta debería ser de edad inferior y, probablemente correlacionable con la edad de las brechas liticas de Ampuyenta. En este sentido, y en caso de que la brecha de Salinas y la brecha de Ampuyenta estén correlacionadas, el origen de la brecha de Salinas sería similar al atribuido para la brecha de Ampuyenta, y relacionado con la destrucción parcial del Edificio Norte Inferior (NVC-I). V. BRECHAS 215 VI.1.- RELACIÓN ENTRE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS Y OTRAS INTRUSIONES DE LA ISLA VI.2.- RELACIÓN ENTRE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS Y EL VULCANISMO MIOCENO DE LA ISLA VI.3.- POSIBLE RELACIÓN ENTRE LAS INTRUSIONES Y LOS COLAPSOS DE LA ISLA VI DISCUSIÓN FINAL: INTEGRACIÓN DE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS EN EL CONTEXTO GEOLÓGICO GENERAL DE LA ISLA DE FUERTEVENTURA 217 VI.1 RELACIÓN CON LAS INTRUSIONES VI.1.- RELACIÓN ENTRE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS Y OTRAS INTRUSIONES DE LA ISLA Las intrusiones que afloran en la isla de Fuerteventura están representadas por una serie de cuerpos plutónicos de tamaño variable, más o menos alineados en dirección 015o, que han sido agrupados en cuatro episodios magmáticos (ver sección I.4) (Muñoz et al., 2003; Muñoz y Sagredo, 2004). En esta clasificación de episodios, el plutón de Los Molinos parece afín, en principio, al episodio magmático EM2 o episodio alcalino transicional (Muñoz et al., 2003), el cual está ampliamente representado por la intrusión o plutón de Pájara y datado en 22-21 Ma (Sagredo et al., 1996; Allibon et al., 2011). Geoquímica y petrológicamente, la intrusión de Pájara y la intrusión de Los Molinos, presentan características similares. En ambas, aparecen diferentes facies de gabros (con o sin olivino, con o sin facies pegmatoides asociadas) de alcalinidad moderada a baja. Sin embargo, en la intrusión de Pájara son comunes los términos piroxeníticos, los cuales no aparecen en Los Molinos, sugiriendo una mayor profundidad de emplazamiento para la intrusión de Pájara. En la figura VI.1 se han proyectado las rocas pertenecientes a estos cuatro episodios magmáticos (datos de Balcells et al., 2004) junto con los gabros de la intrusión de Los Molinos. Éstos, parecen ocupar una posición intermedia, en términos de alcalinidad, entre el episodio magmático EM2 y el episodio magmático EM3. Esta diferencia, unida a la que existe en edad, de unos 4 Ma entre la intrusión de Pájara (22-21 Ma; Muñoz et al., 2003; Allibon et al., 2011) y la de Los Molinos (17.4 ± 1.9 Ma), plantea la posibilidad de que la intrusión de Los Molinos Figura VI.1 Diagrama TAS (SiO2 vs. Na2O+K2O) de clasificación para rocas plutónicas (Cox et al., 1979) en el que se han proyectado las diferentes facies de gabros y sus venas félsicas asociadas que forman la intrusión de Los Molinos, datos de este trabajo, junto con las rocas plutónicas pertenecientes a los episodios magmáticos EM1, EM2, EM3 y EM4 definidos por Muñoz et al., (2003); Muñoz y Sagredo (2004), datos de Balcells et al., (2004). 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 35 40 45 50 55 60 65 70 75 N a 2 O + K 2O (% w t.) SiO2 (%wt.) Ijolita Sienita nefelínica Sienita Granito alcalino Granito Cuarzo- Diorita (granodiorita) Diorita Gabro Gabro Gabro Sieno-diorita Sienita Alcalino Subalcalino Ultrabasico Básico Intermedio Ácido Ajuí-Solapa (EM1) Pájara (EM2) Vega de Río de Palmas (EM3) Los Molinos Betancuria (EM4) 218 represente, por sí misma, un episodio magmático diferente. De este modo, y siguiendo con la clasificación de Muñoz et al., (2003) y Muñoz y Sagredo (2004), el plutón de Los Molinos pasaría a representar el episodio magmático EM4 (Fig. V.2), formado por gabros de alcalinidad intermedia. A consecuencia de esto, el antiguo EM4 (edificio volcánico-subvolcánico de Betancuria) pasaría a denominarse episodio magmático EM5. A pesar de que estos episodios representen cámaras diferentes, como indica el hecho de que exista metamorfismo de contacto entre ellos (Muñoz et al., 2003; Muñoz y Sagredo, 2004), la actividad intrusiva en la isla parece ser bastante continua, como se puede observar en la figura V.2. Montesinos et al., (2005) a partir de un estudio de gravimetría en la isla de Fuerteventura concluyeron, que los cuerpos de alta densidad son continuos desde altas profundidades (> 10 Km) y que están alineados en una dirección NE-SW coincidente por tanto, con la dirección de lineamiento de todas las intrusiones que afloran en la isla y con la alineación de los edificios volcánicos miocenos, lo que nos lleva a establecer una fuente profunda común para todo el magmatismo presente en la isla. En este sentido, Hoernle y Tilton (1991) en un estudio isotópico en el que incluyeron tanto rocas del llamado Complejo Basal (incluyendo rocas del EM1, EM2 y EM3 de Muñoz et al., 2003; Muñoz y Sagredo 12.5 13 13.5 14 14.5 15 15.5 16 16.5 17 17.5 18 18.5 19 19.5 20 20.5 21 21.5 22 22.5 23 25 25.5 23.5 24 24.5 Ed ad (M a) EM1 EM2 EM3 ? EM4 EM1 EM2 EM3 EM4 EM5 Piroxenitas, ijolitas, sienitas neflínicas, calci-carbonatitas Piroxenitas Gabros Gabros Sienitas Gabros Gabros Sienitas/traquitas Muy Alta Baja Alta Media Media Asociación alcalino-carbonatítica Asociación máfica- ultramáfica Asociación alcalina de Vega de Río Palmas Episodio volcánico- subvolcánico Asociación máfica Intrusión Episodio magmático Litologías más representativas Alcalinidad Asociación Ajuí-Solapa- Peñon Blanco Esquinzo Pájara Vega de Río de Palmas Los Molinos Betancuria Figura VI.2 Cuadro de resumen de los episodios magmáticos definidos por Muñoz et al., (2003) y Muñoz y Sagredo (2004) en la isla de Fuerteventura, en el que se ha introducido el episodio magmático EM4 representado por la intrusión de Los Molinos. VI. DISCUSIÓN FINAL 219 2004; de Ignacio et al., 2006; y de Ignacio, 2008), rocas del vulcanismo mioceno (rocas con edad de aproximadamente 16 Ma; Hoernle y Tilton, 1991) y rocas del vulcanismo reciente (desde 4 hasta 0 Ma) de Fuerteventura, determinaron que todo este conjunto litológico procedía de una fuente común, lo que se encuentra en consonancia con el modelo de gravimetría propuesto por Montesinos et al., (2005). En la figura VI.3 y VI.4 se ha realizado un compendio de los datos isotópicos de roca total obtenidos por Hoernle y Tilton (1991) y de Ignacio et al., (2006) junto con los obtenidos en el transcurso de esta tesis doctoral. En ambas figuras se puede observar que, como ya apuntaban Hoernle y Tilton (1991), a grandes rasgos las relaciones isotópicas de Sr y Pb disminuyen, mientras que las relaciones de Nd aumentan con la disminución de la edad de la roca. Por tanto, estas relaciones isotópicas ponen de manifiesto la relación genética existente entre todo el magmatismo presente en la isla de Fuerteventura, hecho que ya concluían Hoernle y Tilton (1991). Las rocas de la intrusión de Los Molinos, en todos los casos, se proyectan junto con los datos obtenidos para las rocas del vulcanismo mioceno de 16 Ma aproximadamente 0.702 0.703 0.704 0.705 0.706 0.5122 0.5124 0.5126 0.5128 0.5130 0.5132 0.5134 -8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 DM HIMU BSE EMI EMII Bulk Earth Mantle array ɛNd (87Sr/86Sr)o (14 3 N d/ 14 4 N d) o PREMA 0.51270 0.51275 0.51280 0.51285 0.51290 0.51295 0.51300 0.51305 0.51310 0.7028 0.7030 0.7032 0.7034 0.7036 0.7038 (87Sr/86Sr)o (14 3 N d/ 14 4 N d) o Los Molinos A B CB, de Ignacio et al. (2006) CB, Hoernle et al. (1991) CB, este trabajo VM, Hoernle et al. (1991) VR, Hoernle et al. (1991) EDAD (Ma) 25 0 17 Figura VI.3 Composición isotópica inicial Sr-Nd para las facies gabroicas y venas félsicas asociadas de la intrusión de Los Molinos, datos de este trabajo, junto con los datos extraídos para rocas plutónicas y volcánicas de Hoernle y Tilton (1991) y de de Ignacio et al., (2006). Los campos composicionales para los componentes DM, HIMU, PREMA, BSE, EMI y EMII han sido extraídos de Ziindler y Hart (1986) y Winter (2009). VR: volcánico reciente. VM: volcánico mioceno. CB: Complejo Basal. VI.1 RELACIÓN CON LAS INTRUSIONES 220 (Hoernle y Tilton, 1991), entre las rocas más antiguas del denominado Complejo Basal y las rocas más modernas del vulcanismo reciente. Esto no sólo indica una estrecha relación genética entre la intrusión de Los Molinos y las rocas del vulcanismo mioceno de alrededor de 16 Ma, edad aproximada a la obtenida para los gabros de la intrusión de Los Molinos, sino que además indica un cambio progresivo en la naturaleza de la fuente mantélica, que va siendo más empobrecida a medida que transcurre el tiempo. En este sentido, Hoernle y Tilton (1991) proponen que los magmas de Fuerteventura se originan a partir de una pluma mantélica (manto de tipo HIMU) que interactúa con el manto astenosférico (DM + EMI) durante su ascenso, y relacionan así el descenso en Sr y Pb y aumento de Nd con el tiempo (es decir, el componente mantélico DM va ganando protagonismo en relación al componente HIMU con el transcurso del tiempo). Los resultados obtenidos en este trabajo, indican que la fuente de las rocas de la intrusión de Los Molinos es una mezcla entre estos dos componentes (HIMU + DM), en consonancia con los 17.0 17.5 18.0 18.5 19.0 19.5 20.0 20.5 21.0 21.5 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 HIMU EMII BSE EMI DM PREMA Ge oc hr on NHRL 15.9 (206Pb/204Pb)o (20 8 P b/ 20 4 P b) o A B EMII HIMU DM EMI 17 18 19 20 21 37 38 39 40 41 NHRL (206Pb/204Pb)o (20 8 P b/ 20 4 P b) o CB, de Ignacio et al. (2006) CB, Hoernle et al. (1991) CB, este trabajo VM, Hoernle et al. (1991) VR, Hoernle et al. (1991) Los Molinos Los Molinos Figura VI.4 Composición isotópica inicial de Pb para las facies gabroicas y venas félsicas asociadas de la intrusión de Los Molinos, datos de este trabajo, junto con los datos extraídos para rocas plutónicas y volcánicas de Hoernle y Tilton (1991) y de de Ignacio et al., (2006). Los campos composicionales para los componentes DM, HIMU, PREMA, BSE, EMI y EMII han sido extraídos de Ziindler y Hart (1986) y Winter (2009). VR: volcánico reciente. VM: volcánico mioceno. CB: Complejo basal. VI. DISCUSIÓN FINAL 221 resultados obtenidos por estos autores, pero con cierta participación del componente EMI. VI.2.- RELACIÓN ENTRE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS Y EL VULCANISMO MIOCENO DE LA ISLA Como se comentó en la sección I.4, los cuerpos intrusivos que afloran en la isla son interpretados como las cámaras magmáticas de los edificios volcánicos del Mioceno (p.e. Hernández-Pacheco, 1973; Ancochea et al., 1996; Muñoz et al., 2003; de Ignacio, 2008) estos últimos reconstruidos por Ancochea et al., (1991) (ver Fig. I.9). Por tanto, se hace necesario establecer qué relación existe entre la intrusión de Los Molinos y el vulcanismo mioceno de la isla y establecer con cuál de los episodios y edificios volcánicos está relacionada. Para ello, se tendrán en cuanta la localización geográfica, edad, petrografía y composición, tanto geoquímica como isotópica, de las rocas intrusivas de Los Molinos y de las rocas volcánicas de los edificios miocenos. VI.2.1.- LOCALIZACIÓN GEOGRÁFICA Parece lógico pensar que, de estar relacionada la intrusión de Los Molinos con el vulcanismo mioceno, deba estarlo o bien con el Edificio Volcánico Central o bien con el Edificio Volcánico Norte, ya que, atendiendo a la reconstrucción de los tres edificios volcánicos realizada por Ancochea et al., (1991), y tal y como apuntaban los propios autores, la zona de Los Molinos, se sitúa en el área de solape entre ambos edificios. VI.2.2.- EDAD Y ESTRATIGRAFÍA VOLCÁNICA Ancochea (1993) realizó una recopilación de los datos estratigráficos y geocronológicos de los edificios miocenos de la isla de Fuerteventura (CVC, NVC y SVC), añadiendo datos de sus propias investigaciones. En este trabajo, el autor realiza una subdivisión de los edificios volcánicos, separándolos en varias etapas o series (generalmente tres), las cuales no necesariamente son correlacionables ni sincrónicas entre sí. VI.2.2.1.- Edificio Central Se extiende desde la localidad de Antigua, al norte, hasta el Jable, al sur de la isla. En él se han distinguido cuatro tramos que están separadas por discontinuidades: CVC-I, CVC-II, CVC-III y series tardías (Ancochea et al., 1991; Ancochea et al., 1996). VI.2 RELACIÓN CON VOLCÁNICO 222 La parte baja del edificio central, CVC-I, consiste en un conjunto masivo, uniforme y bastante roto. Está constituida fundamentalmente por coladas basálticas de afinidad moderadamente alcalina, con una potencia aproximada de 1000-1500 m, atravesadas intensamente por diques básicos (Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996). Coello et al., (1992) datan una colada perteneciente a esta serie en 20.4 Ma. Por otro lado, Balcells et al., (1994), obtienen edades de 22.5, 21.7, 21.1 y 20.0 Ma para esta unidad, aunque posteriormente, Ancochea (1993) y Ancochea et al., (1996) atribuyen todas estas edades al tramo superior, CVC-II, por lo que a la parte baja del edificio central se le atribuye una edad superior a los 22.5 Ma, pero aún desconocida con exactitud. El tramo medio del edificio (CVC-II) se apoya discordante sobre el tramo inferior. Consiste en 300-500 m de escorias y finas coladas, principalmente basálticas, y en menor proporción diferenciados traquibasálticos y traquiandesíticos. Intercalados entre las coladas, aparecen ocasionalmente piroclastos, también basálticos, que indican la cercanía de centros de emisión. Toda la serie tiene una afinidad moderadamente alcalina. (Ancochea et al., 1991; Ancochea et al., 1996). Ancochea (1993) datan dos coladas pertenecientes a este tramo del edificio central en 21.12 y 20.03 Ma, por lo que, junto con las edades anteriormente atribuidas al tramo inferior (CVC-I), el tramo CVC-II debió formarse entre los 22.5 y 20 Ma. El tramo superior del edificio (CVC-III) se apoya discordante sobre los tramos anteriores. Está formado por 200-300 m de coladas fundamentalmente basálticas de afinidad moderadamente alcalina (Ancochea et al., 1996), con algunos términos evolucionados (traquibasaltos y traquitas) y los diques que la atraviesan son poco numerosos (Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996). Coello et al., (1992) datan una colada basáltica en 15.6 Ma, otra traquibasáltica en 15.4 y otra colada basáltica en 14.5 Ma. Ancochea (1993) data una traquita en 17.2 Ma. De este modo, al tramo superior se le atribuye una edad entre los 17.2 y 14.5 Ma. Las series tardías, tienen una distribución irregular y están formadas por tres formaciones: Formación Melindraga, Formación Tamacite y Formación Tableros (Ancochea, 1993). La Formación Melindraga aflora próxima al monte del mismo nombre, al norte de la localidad de Cardón y es la de mayor espesor. Consiste en coladas basálticas y traquibasálticas que alcanzan unos 150 m de espesor (Ancochea, 1993). La formación Melindraga está datada en 18.29 y 16.6 Ma por Ancochea et al., (1996) y en 16.45 Ma por Balcells et al., (1994). La formación Tamacite aflora al sur de la localidad de Tuineje. Está formada por coladas basálticas con nefelina (Ancochea et al., 1991) y datada en 17.55 Ma (Ancochea et al., 1996). La Formación Tableros aparece discordante sobre coladas del NE del edificio sur (Ancochea, 1993). Está formada por coladas basálticas, una de ellas datada por Coello et al., (1992) en 13.2 Ma. Todas estas formaciones tienen afinidad fuertemente alcalinas-ultraalcalinas (Ancochea et al., 1996). VI. DISCUSIÓN FINAL 223 VI.2.2.2.- Edificio Norte Se extiende desde la localidad de Antigua hasta el norte de la isla donde está cubierto por materiales plio-cuaternarios. En él se han distinguido dos unidades (NCV-I y NVC-II) separadas por las brechas (o aglomerado) de Ampuyenta (Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996). En la parte baja del edificio (NVC-I) se han distinguido tres tramos: bajo, intermedio y alto (p.e. Ancochea, 1993). El tramo bajo consiste en numerosas coladas picríticas atravesadas intensamente por diques cuya edad no se conoce con precisión aunque se supone mayor de 22 Ma (Ancochea et al., 1996). El tramo medio presenta una composición similar al anterior, y al igual que éste, su edad no está bien establecida aunque esta podría ser de 22 Ma (Ancochea et al., 1996). El tramo superior o Formación Oliva-Lajares, está formado principalmente por basaltos oceaníticos (ricos en olivino) y en menor proporción basaltos plagioclásicos y términos diferenciados (traquibasaltos y traquiandesitas) (Ancochea, 1993) de afinidad moderadamente alcalina (Ancochea et al., 1996). Coello et al., (1992) datan una colada basáltica de esta serie en 16.1 Ma. Ancochea (1993) data una colada de la Formación la Oliva en 17.0 Ma y otra de Lajares en 15.34 Ma. Por tanto, la edad para el tramo superior del NVC-I es de 17.0-15.3 Ma (Ancochea et al., 1996). A este episodio, NVC-I también son atribuidos los afloramientos traquíticos de Tindaya y Tebeto (Hernán et al., 1993; Simancas, 2014), que afloran en el NE de la isla, en montaña Tindaya y en las montañetas de Tebeto. Estos afloramientos traquíticos consisten en cuarzotraquitas de afinidad alcalina (Muñoz, 1969; Simancas, 2014). Las traquitas de Tindaya han sido datadas por Coello et al., (1992) en 18.7 Ma y por Simancas (2014) en 18.2 ± 0.5 Ma, mientras que las traquitas de Tebeto han sido datadas por Simancas (2014) en 16.7 ± 1 Ma. El aglomerado o brecha de Ampuyenta, aflora en la parte central del edificio norte y se apoya discordante sobre el NVC-I. Como se comentó en el capítulo V, consiste en una formación volcanoclástica de más de 200 m de espesor (p.e. Coello et al., 1992). Está formada mayoritariamente por fragmentos de lavas subaéreas, aunque pueden aparecer fragmentos de todo tipo (basaltos afaníticos, ankaramíticos, plagioclásicos, traquíticos, etc.) y tamaño, los más comunes de 5 a 30 cm, aunque se han encontrado fragmentos superiores, y en algunos puntos se han encontrado fragmentos de rocas plutónicas. Aparecen coladas basálticas intercaladas en el aglomerado, y todo el conjunto está atravesado por diques pertenecientes a la serie superior (NVC-II) (Ancochea, 1993). Coello et al., (1992) datan una colada situada encima de esta formación en 13 Ma y otra infrayacente en 13.6 Ma, mientras que Ancochea (1993) y Ancochea et al., (1996) no consideran que se trate de la misma unidad, por lo que datan una colada intercalada en el techo de la formación en 20.3 Ma, aunque la consideran muy antigua, probablemente debido al alto grado de alteración de la misma. Por tanto, la formación Ampuyenta queda delimitada por la edad más VI.2 RELACIÓN CON VOLCÁNICO 224 joven del NVC-I y la más antigua del NVC-II entre los 15.3 y 14.3 Ma (Ancochea et al., 1996). La parte alta del edificio (NVC-II) está formada por coladas basálticas y en menor proporción diferenciados traquibasálticos y traquiandesíticos de afinidad alcalina alcanzando un total de 300 m de espesor (Ancochea, 1993; Ancochea et al., 1996). Coello et al., (1992) datan esta unidad entre los 14.3 y 12.8 Ma. En la figura VI.5 se han representado esquemáticamente las edades y tipos petrológicos de las distintas unidades del Edificio Central y Norte (modificada de Ancochea, 1993), exceptuando por un lado las series tardías del edificio central, dado que, al igual que ocurría con el edificio sur, debido a su localización geográfica y afinidad geoquímica es poco probable que tengan relación con la intrusión de Los Molinos y, por otro, las partes más bajas de ambos edificios debido a que aún no están datadas con exactitud y, las edades que se conocen siempre son más antiguas que las edades obtenidas para la intrusión de Los Molinos. Se ha añadido el intervalo de edad de 17.4 ± 1.9 Ma obtenido para la intrusión de Los Molinos, así como el porcentaje que ocupan las diferentes facies de gabros (de rocas máficas-ultramáficas) y diferenciados (rocas intermedias-félsicas) dentro de la intrusión para su mejor comparación con los materiales volcánicos. En esta figura se observa a simple vista que, cronológicamente, los gabros de la intrusión de Los Molinos se correlacionan con la parte baja y media del CVC-III y con el NVC-I superior. Por otro lado, y atendiendo a las proporciones petrológicas que forman los diferentes episodios volcánicos, y considerando basaltos con olivino equivalentes a los melanogabros olivínicos, basaltos con piroxeno equivalentes a los gabros s.s. y basaltos con plagioclasa equivalentes a leucogabros en el volcánico y en la intrusión respectivamente, los gabros de la intrusión de Los Molinos, parecen estar mejor correlacionados con el CVC-III que con el NVC-I superior, ya que: 1) en este último no aparecen basaltos con piroxeno como fenocristal dominante, los cuales son abundantes tanto en el CVC-III como en la intrusión de Los Molinos, donde aparece el clinopiroxeno como mineral principal en todas las facies, y 2) que las proporciones de las tres litologías de basaltos son, a grandes rasgos, equivalentes a las litologías de la intrusión de Los Molinos, es decir, que los términos más comunes tanto en el volcánico como en la intrusión son basaltos con piroxeno y gabros s.s. respectivamente, seguidos de basaltos con olivino y melanogabros olivínicos y en menor proporción basaltos con plagioclasa y leucogabros. Sin embargo, no se han encontrado términos plutónicos equivalentes a traquibasaltos, los cuales están presentes en el CVC-III. En este sentido, los diques que cortan a los gabros en la intrusión de Los Molinos, donde son comunes los diques de traquibasalto (ver capítulo II), podrían haber actuado, al menos en parte, como conductos de alimentación entre la parte plutónica y volcánica del CVC-III. VI. DISCUSIÓN FINAL 225 Para poder establecer esta equivalencia entre cámara y volcán con mayor precisión, hay que evaluar además, la composición y geoquímica isotópica de las rocas plutónicas, de los diques y de las rocas volcánicas. VI.2.3.- COMPOSICIÓN Y GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Los datos de elementos mayores y tierras raras de las rocas volcánicas han sido obtenidos de Ancochea (1993) y los datos isotópicos, sólo disponibles para el edificio norte, se han obtenido de Hoernle y Tilton (1991) y de Aparicio et al., (2003). Además, de estos últimos se han seleccionado las relaciones isotópicas que pertenecen, tanto por edad como por posición estratigráfica, al NVC-I superior. En el diagrama TAS de la figura VI.6 se han representado, por un lado, gabros, venas félsicas y diques de la intrusión de Los Molinos y, por otro, las rocas volcánicas pertenecientes al CVC-III y NVC-I superior. Tanto las rocas volcánicas del NVC-I superior como las del CVC-III siguen una trayectoria muy similar por lo que son difíciles de separar. Sólo en los términos más evolucionados se observa una ligera diferencia en la alcalinidad, presentando menor alcalinidad las rocas del NVC-I superior. 12.5 13 13.5 14 14.5 15 15.5 16 16.5 17 17.5 18 18.5 19 19.5 20 20.5 21 21.5 22 22.5 23 Ed ad (M a) B TB TA T 0 50 100 B TB TA T 0 50 100 B TB TA T 0 50 100 B TB TA T 0 50 100 G ab ro s Molinos CVC NVC CV C- II CV C- III N VC -Is up N VC -II Am pu ye nt a Basaltos con olivino Basaltos con piroxeno Basaltos con plagioclasa Traquibasaltos Traquiandesitas Traquitas Melanogabros y gabros olivínicos Gabros s.s. Leucogabros Sientitas (venas félsicas) G 0 50 100 S Figura VI.5 Proporciones de los distintos tipos petrográficos que apa- recen en los edificios volcáni- cos CVC y NVC (modificado de Ancochea 1993), junto con las proporciones de las diferentes facies cartografiadas en la in- trusión de Los Molinos en rela- ción a su edad. VI.2 RELACIÓN CON VOLCÁNICO 226 En este diagrama, los gabros de la intrusión de Los Molinos, se proyectan en el campo de los picro-basaltos y basaltos, la mayoría, por debajo de las rocas volcánicas, tanto del NVC-I superior como del CVC- III. Sin embargo, al unir éstos con las rocas más diferenciadas de la intrusión (venas sieníticas) la pauta que siguen es, a grandes rasgos, similar a la que siguen las rocas volcánicas, aunque el hecho de que las rocas plutónicas sean rocas acumuladas (ver capítulo III), impide que se pueda observar directamente sobre ellas la evolución real del líquido, y sea más difícil la comparación con las rocas volcánicas. Sin embargo, como se apuntó en capítulos anteriores, estas rocas plutónicas siguen una evolución de enriquecimiento en álcalis, de manera similar a la que siguen las rocas volcánicas, por lo que, en este sentido, cabe la posibilidad de que los gabros representen la cámara que alimentó tanto al CVC-III como al NVC-I superior, todos ellos contemporáneos en edad. Por otro lado, la evaluación de los diques que cortan a los gabros en la intrusión de Los Molinos, debe ser considerada con precaución, dado que no se dispone de datos geocronológicos y, por lo tanto, se podrían estar mezclando procesos que hayan ocurrido de manera muy separada en el tiempo. Con esto en cuenta, la proyección de los diques señala una evolución similar a la seguida por las rocas volcánicas y rocas plutónicas, por lo que estos podrían haber actuado como conductos de alimentación tanto en el NVC-I superior como en el CVC-III, e incluso en episodios posteriores como el NVC-II y actuar como nexo de unión entre las rocas intrusivas y las rocas volcánicas. Existen pocos datos de relaciones isotópicas para las rocas volcánicas miocenas de la isla. Como se comentó arriba, Hoernle y Tilton (1991), aportan datos de isótopos de Sr, Nd y Pb para establecer las fuentes mantélicas y la evolución magmática de Fuerteventura, tanto del denominado Complejo Basal, como de los volcanes subaéreos. De entre todos estos datos, cuatro rocas muestreadas en la Montaña Aceitunal, al sur de la localidad de La Matilla, y otra en el Pico de la SERIE ALCALINA SERIE SUBALCALINA Foidita Picro- basalto Basanita (Ol > 10%) Tefrita (Ol < 10%) Fono- tefrita Tefri- fonolita Fonolita Basalto Andesita basáltica Andesita Dacita Riolita Traqui- basalto Traqui- andesita basáltica Traqui- andesita Traquita (Q < 20%) Traquidacita (Q > 20%) SiO2 (% peso) N a2 O + K 2O (% p es o) 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77 1 3 5 7 9 11 13 15 Gabros Molinos Diques Molinos CVC-III NVC-I superior Figura VI.6 Diagrama TAS de clasificación para rocas volcánicas (Le Bas et al., 1986) en el que se ha proyectado la composición en álcalis y sílice de los gabros y diques pertenecientes a la intrusión de Los Molinos, datos de este trabajo, junto con los datos para rocas volcánicas pertenecientes al CVC-III y NVC-Isuperior de Ancochea (1993). VI. DISCUSIÓN FINAL 227 Fortaleza, al este del embalse de Los Molinos, consideradas por los autores como rocas de 16 Ma de edad, pertenecen al NVC-I superior. Por otro lado, Aparicio et al., (2003), en un trabajo sobre las fuentes y evolución del vulcanismo canario, recogen, entre otras, una muestra de una colada situada en la localidad de Tostón-Cotillo, al NW de la isla. Esta colada, fue datada por Abdel-Monem et al., (1971) en 21.2 Ma y re-data por Coello et al., (1992) en 16.1 Ma. Ancochea (1993), observa que en esta colada aparece en la matriz flogopita intersticial, según el autor poco frecuente en las rocas volcánicas miocenas, pero común en las rocas pertenecientes al NVC-I superior, por lo que, junto con la edad obtenida por Coello et al., (1992), considera la colada de Tostón-Cotillo como perteneciente al NVC-I superior. Todas estas muestras presentan unas relaciones isotópicas muy similares (Tabla VI.1) (Ver Fig. VI.3 y VI.4) a las que presentan gabros (capítulo III) y diques (capítulo IV) en la intrusión de Los Molinos indicando que tienen un origen común. Por tanto, todas las observaciones anotadas anteriormente, parecen indicar que tanto las rocas plutónicas y diques de la intrusión de Los Molinos como los sistemas volcánicos CVC-III y NVC-I superior están relacionados genéticamente, y que, en conjunto se pueden considerar como un mismo sistema magmático formado por la cámara magmática (gabros s.l.), conductos de alimentación (diques) y edificio/s volcánicos (coladas y material fragmentario). IV.3.- POSIBLE RELACIÓN ENTRE LAS INTRUSIONES Y LOS COLAPSOS DE LA ISLA En la figura VI.7, se han representado las trazas de los tres grandes escudos miocenos reconstruidos por Ancochea et al., (1991) en el mapa de anomalías gravimétricas obtenido por Montesinos et al (2005). En ella, puede apreciarse un pequeño cuerpo de alta densidad en el área aproximada a la que hoy ocupa la intrusión de Los Molinos coincidente con la zona de solape entre el Edificio Volcánico Norte y el Edificio Volcánico Central, tal y como apuntaban Ancochea et al., (1991). Como se comentó anteriormente, la intrusión de Los Molinos parece haber alimentado tanto a la parte alta del Edificio Central (CVC-III) como Tabla VI.1 Relaciones isotópicas para las rocas volcánicas pertenecientes al NVC-I superior VI.2 RELACIÓN CON VOLCÁNICO Muestra Referencia 87Sr/86Sr 143Nd/144Nd 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb KFS34a Hoernle y Tilton (1991) 0.70299 0.51294 19.227 15.553 39.039 KFS46 Hoernle y Tilton (1991) 0.70309 0.51291 19.110 15.563 38.959 KFS53 Hoernle y Tilton (1991) 0.70310 0.51291 19.487 15.569 39.251 KFS54 Hoernle y Tilton (1991) 0.70305 0.51291 19.286 15.557 39.138 KFS55 Hoernle y Tilton (1991) 0.70325 0.51290 19.237 15.580 39.095 LY-19BA Aparicio et al ., (2003) 0.70313 _ 19.599 15.628 39.477 Nota: Los datos sombreados corresponden a las relaciones medidas. Los datos sin sombrear corresponden a relaciones iniciales 228 a las partes bajas del Edificio Norte (NVC-I superior), lo que implica que durante al menos el periodo de tiempo comprendido entre los 17.2 y 15.3 Ma, existían dos conos volcánicos creciendo prácticamente al mismo tiempo los cuales solapaban en el área de Los Molinos. Walter et al., (2006) y referencias incluidas, concluyen, mediante estudios experimentales utilizando modelos análogos, que se produce un rift perpendicular a la zona de solape entre dos conos que crecen simultáneamente. En este sentido, la Depresión o Valle Central que forma parte del paisaje actual de Fuerteventura (ver sección I.4), podría haber tenido su origen, al menos en parte, en un escenario similar al propuesto por estos autores. Si este es el caso, la edad de 18 Ma para la formación de la Depresión Central propuesta por Ancochea (1993), Ancochea et al., (1996) y Stillman (1999), basada en las edades de las coladas de la Formación Melindraga que aparecen tapizando parte de esta depresión, podría indicar que dicha depresión se formó de manera diacrónica en el tiempo, desde el sur al norte de la isla. El hecho de que las coladas más recientes del vulcanismo mioceno (12.8 Ma para el NVC-II; Coello et al., 1992) aparezcan en el techo de los denominados cuchillos en la parte norte de la isla, situarían el escenario de formación de la Depresión Central, en una edad inferior a los 12.8 Ma en esta zona de la isla. Por otro lado, en las últimas décadas se está estudiando la relación que existe entre la inestabilidad volcánica y las intrusiones magmáticas (p.e. Borgia 1994; van Wyk de Vries et al., 2000; Cecchi et al., 2005; Delcamp et al., 2012; Galland, 2012). Muchos de estos estudios concluyen que las intrusiones magmáticas provocan inestabilidad en el flanco volcánico y por tanto el colapso del mismo, y en muchos de los casos se genera además, una o varias zonas de rift o graben en relación con estos eventos. La existencia de colapsos volcánicos en la isla de Fuerteventura ha sido propuesta por muchos autores (p.e. Ancochea et al., 1996; Stillman, 1999; Fernández et al., 2006) y los restos de estos deslizamientos han sido identificados en el fondo marino (Acosta et al., 20003). De este modo, y de manera preliminar, se plantea la posibilidad de que estos colapsos en la isla de Fuerteventura estén motivados por el emplazamiento de las intrusiones plutónicas y que, a consecuencia de los mismos se genera la Depresión Central la cual ocupa el Dominio Central de la isla. Esto unido a que el periodo de tiempo comprendido entre los 13 y 5 Ma fue un largo periodo de intensa erosión (Stillman, 1999), engloba el origen de la Depresión Central como debida a la combinación de los procesos propuestos por Hausen (1958), Stillman (1999) y Fúster et al., (1968): origen estructural (graben) + colapsos gravitacionales + erosión respectivamente, los dos primeros posiblemente inducidos por intrusiones magmáticas. VI. DISCUSIÓN FINAL 229 Z= -25000 mZ= -10000 mZ= -6000 m Z= -4000 mZ= -3000 mZ= -1600 m 300-400 Kg/m 3 Intrusión de Los Molinos Figura VI.7 Mapa de anomalías gravimé- tricas (modificado de Monte- sinos et al., 2005) sobre el que se han representado las trazas de los edificios volcánicos mio- cenos reconstruidos por Anco- chea et al., (1991). VI.3 RELACIÓN CON COLAPSOS 231 VII CONCLUSIONES FINALES / FINAL CONCLUSIONS 233 VII.CONCLUSIONES FINALES CONCLUSIONES FINALES A continuación se destacan las principales conclusiones extraídas del presente trabajo acerca del origen y evolución de las distintas facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas y diques que componen la intrusión de Los Molinos y acerca del posible significado de los materiales brechoides que aparecen asociados a dicha intrusión. Finalmente, se incluyen las conclusiones derivadas de la integración de estudio anterior en el contexto de la evolución del magmatismo mioceno en la isla de Fuerteventura. CONCLUSIONES PARCIALES Conclusiones derivadas de la mineralogía y geoquímica de las facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas asociadas de la intrusión de Los Molinos. Se han distinguido cuatro facies de gabros que forman la intrusión de Los Molinos, diferenciadas esencialmente por su mineralogía modal: tres facies principales, que incluyen melanogabros-gabros olivínicos, gabros s.s. y leucogabros y una facies subordinada, de textura pegmatoide, composición afín a la de la facies de gabro s.s. y con frecuencia anfibólica. Asociado a todo este conjunto de gabros aparece un cortejo de venas félsicas que se han clasificado, en orden de abundancia, como: venas sieníticas de feldespato alcalino, venas sieníticas, venas anortosíticas y venas porfídicas anfibólicas. Todo este conjunto litológico es intrusivo en el enjambre de diques que rodea a la intrusión. Los melanogabros y gabros olivínicos aparecen distribuidos en las partes bajas de la intrusión y pasan gradualmente a facies de gabros s.s. y finalmente leucogabros hacia las partes altas de la misma. Éstos últimos, y en ocasiones la facies de gabro s.s., con frecuencia presenta bandeado modal donde alternan bandas ricas en clinopiroxeno y bandas ricas en plagioclasa. En el sector sur de la intrusión, sector de Morro Negro, predomina la facies rica en olivino, mientras que hacia el norte, en el sector de Molinos, predominan las facies ricas en plagioclasa. Las venas félsicas también presentan cierta estructuración interna dentro de la intrusión, de tal modo que éstas son más abundantes y de mayor entidad en el sector de Molinos que en el sector de Morro 234 Negro. Además, las venas anortosíticas y venas porfídicas anfibólicas están directamente relacionadas con la facies de leucogabro del sector de Molinos. Los cuerpos pegmatoides, tanto de gabro s.s. como de gabro anfibólico, se encuentran distribuidos de manera irregular en toda la intrusión. Las relaciones texturales y la química mineral de las distintas facies de gabros, cuerpos pegmatoides y venas félsicas asociadas, reflejan una historia de cristalización más o menos sencilla, con la siguiente secuencia: Olivino (+ magnetita con Cr2O3 y Al2O3) → Clinopiroxeno → Plagioclasa → Apatito → Anfíbol → Mica Las condiciones de presión y temperatura obtenidas a partir de geotermobarometría en minerales, indican que las primeras etapas de cristalización tuvieron lugar a alta temperatura (1100-950 oC) y media- baja presión (3 Kb, aproximadamente), mientras que la última etapa se da a menor temperatura (por debajo de 900 oC) y, sobre todo, a menor presión (alrededor de 1 Kb). Las condiciones de fugacidad de oxígeno se establecieron en el buffer NiNiO. Los fenómenos puntuales de brechificación de los gabros por inyección de material félsico, la formación local de estructuras que recuerdan a cavidades miarolíticas y las facies más evolucionadas (gabros s.s. y leucogabros) son más comunes en el sector de Molinos que en el sector de Morro Negro. Esto, unido a que las condiciones de cristalización indican, en la mayoría de los casos, menor temperatura y menor presión, y a que las composiciones minerales son generalmente más diferenciadas en el sector de Molinos con respecto al de Morro Negro, indica que el sector de Molinos representa partes más someras de la cámara magmática. La geoquímica de las facies de gabros está altamente controlada por la mineralogía modal de las mismas. Geoquímicamente, los gabros son rocas ultrabásicas, con algunos términos básicos, de afinidad alcalina. Los términos menos diferenciados corresponden a la facies de melanogabro-gabro olivínico y los más evolucionados corresponden a la facies de leucogabro. Todas ellas son facies saturadas, sin nefelina y sin cuarzo normativos. Las venas anortosíticas y porfídicas anfibólicas son geoquímicamente similares a la facies de gabro s.s. y leucogabro, mientras que las venas sieníticas son más evolucionadas llegando a alcanzar composiciones ácidas, también alcalinas, saturadas, sin nefelina y pueden llegar a presentar contenidos de hasta el 4 % de cuarzo normativo. Todas estas litologías (gabros, pegmatoides y venas félsicas) están relacionadas genéticamente mediante un proceso de cristalización fraccionada, principalmente de minerales ferromagnesianos, con acumulación generalmente de plagioclasa, desde las facies melanocráticas hasta las facies leucocráticas. VII. CONCLUSIONES FINALES 235 Las partes bajas de la intrusión han debido generarse por sedimentación de cristales cúmulo de olivino y clinopiroxeno en el fondo de la cámara, dejando líquido intercumular entre ellos. La continua sedimentación favorece la compactación de estas partes de la cámara, de tal manera que parte del líquido intercumular es expelido hacia las partes altas de la misma, junto con cristales de plagioclasa, favoreciendo, de este modo, la formación de las facies de gabro s.s. y leucogabro, así como las venas félsicas. El bandeado modal observado en las partes altas de la cámara puede ser explicado como debido a pequeñas alternancias en la curva cotéctica de cristalización de clinopiroxeno y plagioclasa, saturando uno u otro mineral a partir de pequeños cambios en las condiciones locales de concentración de volátiles, temperatura y/o fO2. La formación de los gabros pegmatoides se atribuye a la concentración local de volátiles dentro de la pila de acumulados, mientras que la formación de las venas félsicas está atribuida a los últimos estadios de cristalización. Estas últimas se han debido generar a partir de líquidos residuales segregados, que se inyectan en las fracturas de la pila de acumulados. Estos líquidos pueden ser de composición ligeramente diferente entre ellos y estar concentrados en diferentes zonas dentro de la cámara, por lo que pueden diferir en temperatura. Estas diferencias favorecen la acumulación de minerales hidratados como anfíbol y biotita (en venas porfídicas anfibólicas), plagioclasa (en venas anortosíticas) o la saturación en el líquido de feldespato potásico (en venas sieníticas). Las edades obtenidas en las tres facies principales de gabros que forman la intrusión, son algo más antiguas en la facies de melanogabro-gabro olivínico y algo más modernas en las facies de gabro s.s. y leucogabro, respectivamente. La edad U-Pb obtenida para todo el conjunto de facies de gabros es de 17.4 ± 1.9 Ma, y representa la edad media de cristalización para el apatito en toda la intrusión de Los Molinos. La última etapa de enfriamiento ocurre a los 14.8 ± 0.5 Ma y está representada por la cristalización de la mica en la facies de leucogabro. Existen evidencias de alteración hidrotermal post-cristalización en la intrusión de Los Molinos. Ésta se produce con bajas relaciones agua meteórica/roca (entre 0.11 y 0.24) y afecta principalmente a plagioclasa y mica. La intrusión de Los Molinos procede de un tipo de magma parental mantélico, que ha evolucionado en condiciones de sistema relativamente cerrado, libre de contaminación cortical o sedimentaria durante su diferenciación. Este magma se genera por la fusión parcial de un manto peridotítico con granate, espinela y anfíbol. La firma isotópica de la intrusión indica mezcla entre los componentes mantélicos HIMU y DM, con participación menor del componente EMI. VII.CONCLUSIONES FINALES 236 Conclusiones derivadas de la mineralogía y geoquímica de los diques de la intrusión de Los Molinos. En la intrusión de Los Molinos aparecen cuatro grupos de diques diferentes: El primer grupo está formado por diques basálticos porfídicos, diques microgranudos micáceos y diques máficos afaníticos. Estos diques están estrechamente relacionados con la facies de melanogabro-gabro olivínico de la intrusión, por lo que se asocian a las primeras etapas de cristalización de la cámara. El segundo grupo lo integran diques de traquibasalto, diques de basalto plagioclásico y diques de traquita, que siempre aparecen cortando a los diques del grupo 1. Estos diques se asocian con las últimas etapas de cristalización de la intrusión, en relación con las facies de gabro s.s. y leucogabro, así como con las venas sieníticas de la misma. El tercer grupo corresponde a diques de traquibasalto anfibólico y, en menor medida, a diques traquíticos. Estos diques siempre presentan bordes de enfriamiento con los gabros y cortan a los diques del grupo 2, por lo que se asocian a una inyección filoniana posterior a la cristalización de la intrusión de Los Molinos. El cuarto grupo de diques está formado por diques basaltos porfídicos y, subordinadamente, diques traquibasálticos anfibólicos. Estos diques aparecen cortando a la brecha de Salinas con la que suelen presentar bordes enfriados, por lo que deben corresponder a una etapa de magmatismo tardía, tal vez relacionada con las últimas etapas de formación del Edificio Volcánico Norte (NVC-II). Conclusiones derivadas de la caracterización textural de las brechas que afloran en el área de Los Molinos. Además de rocas intrusivas subvolcánicas (gabros y diques), en el área de Los Molinos aparecen también rocas fragmentarias (brechas) tanto en el sector de Morro Negro (brecha de Morro Negro) como en el sector de Molinos (brecha de Salinas). La brecha de Morro Negro se interpreta como debida al proceso intrusivo en el sector de Morro Negro, mientras que la brecha de Salinas se interpreta como un depósito volcanoclástico secundario, de tipo avalancha de escombros, que sería correlacionable con las brechas líticas de Ampuyenta, por lo que su origen debe ser debido a la destrucción parcial del Edificio Volcánico Norte inicial (NVC-I). VII. CONCLUSIONES FINALES 237 CONCLUSIONES GENERALES El área de Los Molinos constituye un ejemplo vulcanológico e intrusivo que ha permitido reconstruir un modelo de relaciones entre rocas plutónicas someras, diques y rocas volcánicas que integran los episodios magmáticos miocenos de la isla de Fuerteventura. En el marco general de estos episodios, en los que se agrupan las intrusiones plutónicas de la isla de Fuerteventura, la intrusión de Los Molinos representa el episodio magmático EM4 que estaría formado principalmente por gabros de alcalinidad moderada y edad 17.4 ± 1.9 Ma. Esto indica que existe una progresión de edades, desde algo más antiguas en la zona más meridional (intrusión de Pájara) hasta edades más modernas hacia las partes situadas más al norte (intrusión de Los Molinos). Los modelos de formación y evolución para las rocas intrusivas y diques se han podido elaborar sobre la base de buenas relaciones de corte y estructuración de las distintas litologías diferenciadas en campo, y han permitido reconocer pautas de diferenciación magmática similares a las que se observan en las rocas volcánicas. De este modo, se establece que la intrusión de Los Molinos representa la cámara magmática (o al menos una de ellas), que alimentó al Edificio Volcánico Central superior (CVC-III) y a la parte más tardía del Edificio Volcánico Norte inicial (NVC-I superior), actuando los diques como nexo de unión entre los plutones y los edificios volcánicos. De la comparación de los resultados isotópicos de las diferentes intrusiones y rocas volcánicas miocenas de la isla, se deduce una fuente mantélica común para todo el magmatismo mioceno de Fuerteventura, formada por una mezcla de los componentes mantélicos HIMU y DM, con posibles contribuciones menores del componente EMI. El emplazamiento de las intrusiones plutónicas parece haber contribuido a los colapsos de los edificios volcánicos miocenos y a la formación de la Depresión Central. En la parte norte de la isla, esta depresión se debió generar una vez que finalizó la actividad volcánica del NVC-II, después de los 12.8 Ma. VII.CONCLUSIONES FINALES 238 FINAL CONCLUSIONS This chapter highlights the main conclusions of this work on the origin and evolution of the different gabbro facies, pegmatoid bodies and associated felsic veins and dikes forming part of the Los Molinos intrusion. These conclusions also include the possible interpretation of the breccias outcropping in spatial association to the Los Molinos intrusion. Finally, general conclusions derived from the integration of the former study into the context of the Miocene magmatic evolution of the Fuerteventura island are also included. PARTIAL CONCLUSIONS Conclusions on mineralogy and geochemistry of gabbros, pegmatoid bodies and associated felsic veins of the Los Molinos intrusion. Four different gabbro facies are been identified as forming part of the Los Molinos intrusion: three main ones including melanogabbros- olivine gabbros, gabbros s.s., and leucogabbros and, a subordinate one, with pegmatoid texture, a composition similar to the gabbros s.s. and frequently amphibole-rich. Several types of felsic veins have been found associated with the gabbro facies. They are, in order of abundance: alkali feldspar syenite veins, syenite veins, anorthositic veins and porphyritic, amphibole-rich veins. All these lithologies are intruded in the dike swarm that surrounds the intrusion. The melanogabbros and olivine gabbros occur in the lowest parts of the intrusion, and gradually pass into gabbros s.s. and finally leucogabbros in the uppermost parts of it. The leucogabbros, and sometimes also the gabbros s.s,. show micro-rythmic modal layering formed by alternate plagioclase-rich and clinopyroxene-rich layers. Olivine-rich facies are more abundant in the southern part of the intrusion (Morro Negro sector) while plagioclase-rich facies are more frequent in the northern one (Molinos sector). The felsic veins also have some a certain distribution within the intrusion. They are larger and more abundant in the Molinos sector than in the Morro Negro sector. In addition, anorthositic veins and porphyritic, amphibole-rich veins are directly related with the leucogabbros in the Molinos sector. The pegmatoid bodies, both of the gabbro s.s. and amphibole-gabbro types, are irregularly distributed throughout the intrusion. The textural relationships and mineral chemistry of the different gabbro VII. FINAL CONCLUSIONS 239 facies, pegmatoid bodies and associated felsic veins, reflect a more or less simple crystallization history, with the following sequence: Olivine (+ magnetite with Cr2O3 and Al2O3) → Clinopyroxene → Plagioclase → Apatite → Amphibole → Mica The pressure and temperature conditions obtained from mineral geothermobarometry indicate that the early stages of crystallization took place at high temperature (1100-950 oC) and medium-low pressure (approximately 3 Kb), while the last stage did so at a lower temperature (below 900 oC) and, especially at a lower pressure (about 1 Kb). Oxygen fugacity conditions followed the NiNiO buffer. Local breccification of gabbros by injection of the felsic material, local formation of structures resembling miarolitic cavities, and the occurrence of evolved gabbro facies are all more common in the Molinos sector than in the Morro Negro sector. This, together with the indication that the crystallization pressure and temperature have been lower in the Molinos sector and, that the mineral compositions are more evolved in this sector, suggest that the Molinos sector represents the uppermost parts of the magmatic chamber. Whole-rock geochemistry of gabbros is highly influenced by their modal mineralogy. They are ultrabasic-basic rocks of alkaline affinity. The less evolved rocks correspond to the melanogabbros and olivine gabbros and the most evolved ones correspond to the leucogabbros. All of them are silica saturated, without normative nepheline or quartz. The anorthositic and porphyritic, amphibole-rich veins are geochemically similar to the gabbros s.s., while the more evolved syenitic veins sometimes reach acid compositions, that are also alkaline and silica saturated, without nepheline but sometimes containing up to 4% normative quartz. All these lithologies (gabbros, pegmatoid bodies and felsic veins) are genetically related by fractional crystallization, mainly of ferromagnesian minerals, and accumulation, generally of plagioclase, from the olivine-rich facies to the plagioclase rich- ones. The lowest parts of the intrusion were probably generated by settling of olivine and clinopyroxene crystals in the bottom of the chamber, leaving intercumular liquid between them. This continuous settling favors compaction of these parts of the chamber so that the intercumular liquid, together with already formed plagioclase crystals, is expelled to the upper parts of the chamber, favoring the formation of the plagioclase-rich facies. The observed microrythmic layering in the upper parts of the intrusion could be explained as due to small alternative shifts in saturation of cotectic plagioclase and clinopyroxene produced by local increases or decreases in volatiles, temperature and/or fO2. VII.FINAL CONCLUSIONS 240 The formation of pegmatoid gabbro bodies is attributed to local volatile concentration within the cumulate pile, while the formation of the felsic veins occured in the last stages of crystallization. These veins must have been generated from residual segregated liquids which were injected in fractures in the cumulate pile. The liquids can have differences in composition and can be concentrated in different areas of the chamber, so that they can differ in temperature. Those differences favoured the accumulation either of hydrated minerals as amphibole or biotite (in porphyritic, amphibole-rich veins) or, plagioclase (in anorthositic veins) or of potassic feldspar (in syenite veins). The obtained ages in the three main gabbro facies of the Los Molinos intrusion, are slightly older for the melanogabbro-olivine gabbro facies and younger fot the gabbro s.s. and leucogabbro facies. The merged U-Pb age for all facies is 17.4 ± 1.9 Ma, and represents the average crystallization age of apatite in the Los Molinos intrusion. The last cooling stage occurred at 14.8 ± 0.5 Ma and it is represented by mica crystallization in the leucogabbro facies. There is evidence of post-crystallization hydrothermal alteration in the Los Molinos intrusion. It took place under low meteoric water/rock ratios (between 0.11 and 0.24) and affected mainly plagioclase and mica. The Los Molinos intrusion derived from a mantle parent magma, which evolved under relatively closed system conditions, free of crustal or sedimentary contamination. This magma type was generated by partial melting of a peridotite mantle with garnet, spinel and amphibole. The isotope signature of the intrusion indicates a mixture between the HIMU and DM mantle end members, with only minor contributions of EMI. Conclusions from mineralogy and geochemistry of the dikes of the Los Molinos intrusion. Four different groups of dikes occur at the Los Molinos intrusion: The first one is formed by porphyritic basalt dikes, microgranular, mica-rich dikes and mafic aphyric dikes. These dikes are closely related with the melanogabbro-olivine gabbro facies, and thus they are associated with the first stages of crystallization in the magmatic chamber. The second group corresponds to trachybasalt dikes, plagioclase- phyric basaltic dikes and trachyte dikes that always crosscut dikes from group 1. These dikes are associated with the last stages of chamber crystallization as they are related with the gabbro s.s. and leucogabbro facies, as well as the syenite veins. VII. FINAL CONCLUSIONS 241 The third group encompasses trachybasalt amphibole-phyric dikes and, subordinate trachyte dikes. These dikes crosscut the previous ones and always display chilled margins with the gabbros. Thus, they are associated with an event of dike injection subsequent to the Los Molinos intrusion crystallization. The fourth and last group is formed by porphyritic basalt dykes and, less common amphibole-rich, trachybasalt dikes. These dikes occur crosscutting the Salinas breccias, with which they usually show chilled margins, so they seem to correspond to a late magmatic stage, perhaps related with the last activity of the Northern Volcanic Edifice (NVC-II). Conclusions from textural characterization of the breccias outcropping in the Los Molinos area. In addition to subvolcanic intrusive rocks (gabbros and dikes), fragmentary rocks (breccias) also occur at the Los Molinos area, in the Morro Negro sector (Morro Negro breccia) and in the Molinos sector (Salinas breccia). The Morro Negro breccias has been interpreted as directly linked to the crystallization process of the intrusion in the Morro Negro sector, whereas the Salinas breccia has been interpreted as a secondary volcaniclastic deposit, of the debris avalanche type, which would correlate with the Ampuyenta lithic breccias, and therefore would have been produced by the partial destruction of the oldest part of the Northern Volcanic Edifice (NVC-I). GENERAL CONCLUSIONS The area of Los Molinos is a volcanological and intrusive example that has allowed reconstructing a model of relationships between shallow plutonic rocks, dikes and volcanic rocks that integrate the Miocene magmatic episodes of the island of Fuerteventura. In the general framework of these episodes, in which the different plutonic intrusions of the island have been grouped, the Los Molinos intrusion represents the EM4 magmatic episode. This episode would be formed by moderately alkaline gabbros with an age of 17.4 ± 1.9 Ma. This indicates that there is a progression of ages, from older ones in the southernmost area (Pájara intrusion) to younger ones in the northernmost parts (Los Molinos intrusion). VII.FINAL CONCLUSIONS 242 Models dealing with the formation and evolution of the intrusive rocks and dikes could be developed on the basis of good field relationships and the inner structure and disposition of the different lithologies. This, in turn, allowed recognition of magmatic differentiation patterns, which are similar to those observed in the Miocene volcanic rocks. Therefore, it is established that the Los Molinos intrusion corresponds to the magma chamber (or at least, one of the magma chambers) that fed the upper parts of the Central Volcanic Edifice (CVC-III) and the later parts of the Northern Volcanic Edifice (upper NVC-I), with the dikes acting as the connectors between the plutons and the volcanic edifices. From the comparison between isotope data for the different Miocene volcanic edifices and intrusions of the island, a common mantle source for all the Miocene magmatism of Fuerteventura is proposed. This source is composed by a mixture between the HIMU and DM mantle end members, with possible minor contributions from EMI. The emplacement of the plutonic intrusions seems to have contributed to the collapse of the Miocene volcanic edifices and to the formation of the Central Depression. In the northern part of the island, this depression was most probably generated once the latest activity on the Northern Volcanic Edifice (NVC-II) finished, so later than 12.8 Ma. VII. FINAL CONCLUSIONS 243 VIII BIBLIOGRAFÍA 245 Abdel-Monem, A., Watkins, N.D., & Gast, P.W. (1971). Potassium-argon ages, volcanic stratigraphy, and geomagnetic polarity history of the Canary Islands; Lanzarote, Fuerteventrura, Gran Canaria, and La Gomera. American Journal of Science, 271(5), 490-521. 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PETROGRAFÍA Y RELACIONES TEXTURALES III.3.- QUÍMICA MINERAL DE ELEMENTOS MAYORES YTRAZA III.4.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL III.5.- PROCESOS Y MECANISMOS DE CRISTALIZACIÓN III.6.- GEOQUÍMICA ISOTÓPICA III.7.- COMPOSICIÓN Y CARACTERÍSTICAS DEL ÁREAFUENTE III.8.- GEOCRONOLOGÍA U-Pb EN APATITO Y K-Ar EN MICA IV. MINERALOGÍA Y GEOQUÍMICA DELOS DIQUES DE LA INTRUSIÓN DE LOSMOLINOS IV.1.- INTRODUCCIÓN IV.2.- PETROGRAFÍA Y RELACIONES TEXTURALES IV.3.- QUÍMICA MINERAL DE ELEMENTOS MAYORES IV.4.- GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL IV.5.- GEOQUÍMICA DE ISÓTOPOS RADIOGÉNICOS IV.6.- RELACIÓN ENTRE LOS DIQUES Y LAS FACIES DEGABROS EN LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS V. CARACTERIZACIÓN TEXTURAL DE LASBRECHAS QUE AFLORAN EN EL ÁREA DELOS MOLINOS V.1.- INTRODUCCIÓN V.2.- BRECHA DE MORRO NEGRO V.3.- BRECHA DE SALINAS V.4.- POSIBLE ORIGEN PARA LAS BRECHAS VI. DISCUSIÓN FINAL: INTEGRACIÓN DELA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS EN ELCONTEXTO GEOLÓGICO GENERAL DE LAISLA DE FUERTEVENTURA VI.1.- RELACIÓN ENTRE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS YOTRAS INTRUSIONES DE LA ISLA VI.2.- RELACIÓN ENTRE LA INTRUSIÓN DE LOS MOLINOS YEL VULCANISMO MIOCENO DE LA ISLA IV.3.- POSIBLE RELACIÓN ENTRE LAS INTRUSIONES Y LOSCOLAPSOS DE LA ISLA VII. CONCLUSIONES FINALES /FINAL CONCLUSIONS VIII. BIBLIOGRAFÍA