Institut für Mineralogie und Kristallchemie der Universität Stuttgart

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Chile-Exkursion 2002

Überblick 23.-29.3.02

Am 13. Geländetag (23. März) waren die Vulkane des rezenten magmatischen Bogens das Thema. Ausgehend von San Pedro de Atacama ging die Fahrt, geführt vom Vulkanologen Dr. E. Medina (UCN/Antofagasta) zunächst am Rand des Salar de Atacama entlang in Richtung Toconao, um dann nach Südosten bis Osten abzubiegen. Nach der Einführung am Salar de Atacama war der Vulkan El Laco der erste größere Haltepunkt. Durch traumhaft schöne Landschaften führten teilweise sehr holprige Wege wieder in nördliche Richtungen, vorbei an Vulkanen (z.B. der Lascar), alten Lavaströmen, rhyolitischen Domen, jüngeren Asche- bzw. Bimsablagerungen und kleineren Salaren. Die größte Höhe, die erreicht wurde, war 4550 m über dem Meeresspiegel. Trotz gewisser Schwierigkeiten, die Autos über einige Hindernisse in Form von Löchern oder unterspülten Stellen zu bringen, wurde gegen 21 Uhr der Ausgangspunkt der Rundfahrt, San Pedro de Atacama, erreicht.

Am Vormittag des Sonntags (24. März) fuhren wir mit Stops in der Umgebung von Toconao tief in den Salar de Atacama mit seinen evaporitischen Bildungen hinein. In einer flachen Lagune waren dort wilde Flamingos zu sehen, die aus dem Wasser Kleinstlebewesen filtrierten. Für den späteren Nachmittag standen zwei Möglichkeiten zur Auswahl. Die eine Hälfte der Gruppe blieb in San Pedro de Atacama und besichtigte unter anderem das dortige Museum. Die andere Hälfte fuhr von San Pedro aus ungefähr 40 km nach Osten (noch einmal auf etwa 4000 m über dem Meersspiegel) in die Nähe des 5916 m hohen Vulkans Licancabur. Dort gab es neben Ignimbriten eine fantastische Aussicht zu bewundern.

Die Rückfahrt nach Santiago erfolgte über zwei Tage. Am Montag (25. März) ging die etwa 800 km lange Fahrt über Calama und Antofagasta nach Copiapo. Zwischenstops wurden lediglich am südlichen Wendekreis (Fotostop), in Antofagasta (Mittagspause), zum Tanken und zum Nachfüllen des Kühlwassers eingelegt. Am Dienstag (26. März) ging die Fahrt über weitere 800 km bis nach Santiago. Der Mittwoch (27. März) stand den Studenten zur freien Verfügung. Am Nachmittag erfolgte jedoch noch ein Treffen mit chilenischen Geologie-Studenten, das unter feuchtfröhlichen Bedingungen erst in der späten Nacht beendet wurde. Die Rückgabe beider Autos am gleichen Tag erfolgte problemlos trotz der aufgetretenen Schäden, die unter anderem bei den Fahrten über nicht asphaltierte Straßen entstanden waren. Am Donnerstag, den 28. März, erfolgte der im unproblematische Rückflug über Buenos Aires und Frankfurt nach Stuttgart, wo wir am nächsten Tag gegen 14 Uhr ankamen.

 

23. März 2002 (Führung Dr. E. Medina/UCN Antofagasta)

Einführung am Rand des Salar de Atacama (südlich von Toconao, S2315.90 W6800.21)

Der Salar de Atacama ist eines der Becken, die zu der durchschnittlich 2300 bis 3000 m hohen präandinen Depression gehören. Diese trennt die Prä- und die Westkordillere. Die Westkordillere bildet seit dem mittleren Miozän die vulkanische Front. Von dieser Position am Rand des Salar de Atacama sind die westlichen Teile des Vulkangürtels zu sehen. Die Vulkane weiter im Süden befinden sich weiter im Osten. Der rezente magmatische Bogen der CVZ (Central volcanic zone) beginnt etwa in der Höhe von Copiapo. Bestandteil dieses Bogens sind unter anderem etwa 10 Millionen Jahre alte Ignimbritdecken, auf die die rezenten andesitischen Vulkane aufgesetzt sind.

Abb. 1: Geologische Karte des Salar de Atacama.

Die Vulkane der CVZ sind sehr viel explosiver als die der südlichen Vulkanzone (SVZ). Während in der SVZ vorwiegend Lavaströme zu finden sind, dominieren hier Pyroklastika. Bei den Vulkanen der CVZ handelt es sich um Stratovulkane mit andesitischem bis basaltischem Magma. Andesitische Lava (mittel- bis hoch-potassisch) wird nach der Kalium-Konzentration eingeteilt. Der Kalium-Gehalt der Andesite ist relativ hoch, etwa 5 bis 6 Gew.-% K2O und 55 bis 65 Gew.-% SiO2. Sie weisen eine relativ einheitliche Zusammensetzung mit porphyrischem Gefüge auf. Bei den Einsprenglingen handelt es sich vorwiegend um Pyroxene und Plagioklase in einer glasigen Matrix. Junges pyroklastisches Material hat dagegen eine rhyolitische bis dazitische Zusammensetzung.

Ein Vulkan der CVZ ist der Lascar. Durch die Verlagerung des Zufuhrkanals weist er fünf Krater verschiedenen Alters auf. Sein höchster Punkt befindet sich bei etwa 5200 m, während der derzeit aktive Krater sich auf einer Höhe von 4300 m befindet. Auch er machte eine explosive Phase durch, während der am Gipfel ein Konus aufgesprengt wurde und eine Caldera entstand. Dadurch wirkt er am Gipfel relativ abgeflacht. Die Magmenkammer befindet sich in etwa 30 km Tiefe. In 10 km Tiefe ist die Aktivität einer zweiten Magmenkammer zu erkennen. Der Lascar teilt sich seine Magmenkammer mit dem Vulkan Aguas Calientes. Zuletzt brach der Lascar 1993 aus und hinterließ mächtige Lagen von Asche und Bims.

Das Vulkangebäude des Lascar baut sich auf etwa 5 Millionen Jahren alten Ignimbriten auf. Diese sind bis zu 200 m mächtig und weisen eine enorme laterale Ausbreitung von bis zu 40 km auf. Sie sind das Resultat einer einzigen Eruption. Die Hauptaktivität, die zur Bildung von Ignimbritdecken führte, fand ab dem Miozän statt. Während dieser Zeit entstanden auch Calderen, zu denen die relativ junge Caldera Lapacana gehört. Sie ist mit rund 40 km Durchmesser die bedeutendste Caldera in diesem Gebiet. Auf bolivianischer Seite wird eine weitere Caldera "Guacha" erst jetzt richtig erforscht. Die Erstreckung der Calderen auf argentinischer Seite ist noch nicht genau bekannt.

Die meisten Vulkane an der Grenze zu Argentinien entstanden auf etwa 7 Millionen Jahre alten Ignimbritdecken. Des weiteren sind an der Grenze auch rund 12 Millionen Jahre alte subvulkanische Dome zu finden.

Im östlichen Bereich ist die vulkanische Aktivität relativ jung. Nach Westen hin wird sie älter und ist ferner tektonisch herausgehoben. Jüngere Subvulkanite im Osten sind nicht metallführend, im Gegensatz zu den älteren im Westen, die Kupfer-Vererzungen aufweisen.

Aufschluss im eingestellten Versuchstagebau: S2350.59 W6729.10

Am Vulkan El Laco (Pliozän) sind neben Tuffen, Pyroklastika und Laven andesitischer bis dazitischer Zusammensetzung auch Eisenerze vom Kiruna-Typ (Magnetit-Laven) zu finden, die von der Minengesellschaft CMP abgebaut werden soll. Es liegen innerhalb eines Gebiets von 30 km² sieben Lagerstätten vor (Abb. 1) mit rund 500 Millionen Tonnen Erz als Reserve. Neben dem Magnetit liegen auch Apatit und Klinopyroxene (Hedenbergit) vor. Bohrungen am Laco Norte zeigten vom Liegenden ins Hangende folgende Abfolge: Andesit-Lava, pyroklastisches Erz, Magnetit-Lava, eine zweite pyroklastische Einheit mit massiven Erzfragmenten und eine zweite Andesit-Schicht.

Die mit etwa 2 Millionen Jahren recht jungen Laven auf den Flanken des El Laco (in einer Höhe von 4700 bis 5300 m), liegen vorwiegend als Stricklava, aber auch als Blocklava vor und enthalten Mandelgefüge, Gaskanäle und ein skelett- bzw. säulenartiges Wachstum des Magnetits senkrecht zur ehemaligen Oberfläche der Laven (Abb. 2). Diese Texturen deuten auf ein sehr schnelles Kristallwachstum hin. Bei den Magnetitpyroklastika (Tuffe) handelt es sich vor allem um pyroklastische Brekzien. Alles wurde nachträglich hydrothermal überprägt, was aber keine weitere Vererzung zur Folge hatte. Als neues Mineral entstand dabei Natroalunit NaAl3(OH)6(SO4)2

Vulkan El Laco

Abb. 2: Eisen-Lagerstätten am El Laco (aus Nyström & Henríquez, 1994)

 

Abb. 3: A. Parallel angeordnete Magnetit-Säulen von Laco Norte. B. Magnetit-Säulen mit oktaedrischen Spitzen, Laco Sur (aus Nyström & Henríquez, 1994).

 

Der Ursprung der Magnetitschmelzen dürfte durch Entmischung von Oxid- und Silikatschmelzen entstanden sein. Problematisch sind bei der hohen Dichte der Aufstieg an die Erdoberfläche und niedrige Solidustemperaturen zu erklären. Vermutlich sind die Magnetitschmelzen sehr reich an Volatilen gewesen. Ähnlicher Entstehung wie hier am El Laco sind die Magnetitlagerstätten im Eisengürtel von Chile (eine 600 km lange Zone entlang des Pazifiks mit etwa 40 Lagerstätten, z.B. Cerro Iman) und in den jungproterozoischen Erzen von Kiruna (Schweden). Magnetite in dieses Lagerstättentypus enthalten wenig Chrom und Titan, sind aber relativ reich an Vanadium. Magnetite aus sedimentären Lagerstätten enthalten bedeutend weniger Vanadium. Die Magmatite des El Laco enthalten ungefähr fünf mal mehr Magnesium als die von Kiruna.

 

Nördlich Laguna Tuayito, 30 km westlich von Paso Sico (Grenze zu Argentinien), 4550 m ü. NN (S2345.16 W6727.96)

Abb. 4: Blick auf die Laguna Tuayito

Zu sehen sind verschiedene Fronten von Blocklavaströmen aus dem Pliozän. In höheren Bereichen, näher am ehemaligen Ursprung der Eruption, ist auch Stricklava zu finden. Die ehemalige Fließrichtung der Lavaströme war NNW SSE (auf die Lagune zu). Ein Hügel in der Nähe der Lavaströme ist ein Dom rhyolitischer Zusammensetzung, während die Laven eine andesitische Zusammensetzung haben. Die Lava befindet sich immer noch in situ und ist sehr blasenreich. In Form von ausgelenkten Blasen ist reliktisch ein Fließgefüge zu erkennen. Insgesamt sind hier fünf übereinandergelagerte Lavaflüsse zu erkennen. Der Vulkankegel, der die Laven ausgeschüttet hat, ist heute nicht mehr zu sehen.

24. März 2002 (Führung Dr. E. Medina/UCN Antofagasta)

Steinbruch Jerez, 1 km östlich von Toconao S2311.42 W67 59.54

(Achtung, hier bezahlt man 500 Pesos Eintritt pro Person)

Zu sehen sind hier die Produkte des Kollaps einer Eruptionssäule mit rhyolitischer bis dazitischer Zusammensetzung. In dieser Region herrscht ein extrem explosiver, saurer Vulkanismus vor. Im vorliegenden Fall handelte es sich um eine plinianische Eruption mit einer Eruptionssäule von rund 25 km Höhe. Die zugehörige Magmenkammer war relativ oberflächen- nah und besaß einen hohen Krustenanteil. Durch den Kollaps einer Eruptionssäule entsteht

Abb. 5: Steinbruch Jerez.

dann ein pyroklastischer Strom, der eine Geschwindigkeit bis zu 400 km/h erreichen kann. Es gibt mehrere Möglichkeiten, die zum Kollaps führen können:

Ein pyroklastischer Strom besteht aus zwei Lagen. Die dichtere Lage liegt unten, die schneller fließende, weniger dichte, gasreiche Lage befindet sich oben. Der untere und obere Teil des pyroklastischen Stroms ist verschweißt und heißer als der zentrale Teil, der kälter und gasreicher ist. Der Grad der Verschweißung ist an Glasscherben erkennbar. Mit der Temperatur nimmt der Plättungsgrad zu.

Unter den Komponenten, die den pyroklastischen Strom aufbauen befinden sich Andesit- und Bimslithoklasten (stammen aus einem älteren Magma), Bimse und Biotit. Die Biotite in den Lithoklasten und in der Matrix haben eine unterschiedliche Zusammensetzung. Im Gefüge ist eine gewisse Fließrichtung zu erkennen, die Lithoklasten sind jedoch nicht geplättet, so dass sie älter sein müssen. Die Bimse gehören zwar zum selben Magma, sind aber schon früher erkaltet und deshalb nicht geplättet. Ihr strahliges Aussehen erhielten sie durch die ursprüngliche Auflagerung (noch im plastischen Zustand), im pyroklastischen Strom wurden sie nicht mehr umgeformt. Die Matrix des Gesteins enthält auch Plagioklase als Mikrolithe. Der genauen Zusammensetzung des Magmas entspricht die Zusammensetzung der vulkanischen Gläser. Eine leichte Silifizierung ist durch einen hell klingenden Klang beim Anschlagen erkennbar. Zum Hangenden hin wird das Gefüge immer feiner, was auf ein Nachlassen des Stromes hindeutet. Wäre ein weiterer, neuer Strom vorhanden, so müsste eine erosive Basis erkennbar sein.

Südlich von Toconao, Salar de Atacama

Die Salar de Atacama Depression ist Teil der nördlichen präandinen Depression. Morphologisch streicht sie SSW-NNE zwischen der westlichen Cordillera de los Andes im Osten und der chilenischen Präkordillere im Westen. Die Cordillera de la Sal ist ein kleiner,  SSW-NNE streichender Intrabecken-Faltengürtel inmitten der Salar de Atacama Depression. Diese ist

 

Abb. 6: Salar de Atacama.

Grund für die besten, zutage tretenden Gesteinsarchive der präandinen Depression. Aufgebaut sind sie hauptsächlich aus "red bed"-Sedimenten aus der San Pedro Formation, vom Oligozän bis Miozän. Stellenweise können sie bis zu 3 km mächtig werden. Sie bestehen zum größten Teil aus Evaporiten, wie Gips, Anhydrit, Glauberit und Halit. Fossilfunde im Norden, wie zum Beispiel Charophyten, Gastropoden und Ostrakoden, zeigen Zeitintervalle, in denen im Oligozän lakustrine Verhältnisse geherrscht haben müssen, an. Nach Westen hin verzahnt sich die San Pedro Formation sich mit einer alluvialen Fansequenz, der Tambores Formation. Der Aufbau der Cordillera de la Sal wird als ein Ergebnis einer Kombination von kompressiven und sinistral streichend-gleitenden Bewegungen angesehen. Zu den tektonischen Elementen der Salar de Atacama Depression gehören:

  1. NNE-SSW streichende Falten mit doppelt eintauchenden Achsen
  2. Ein komplexes Muster, fast vertikaler, kleinmaßstäbiger, normaler, rückwärtiger Schrägabschiebungen;
  3. NNE-SSW streichende niedrig-winkelige, rückwärtige Verwerfungen;
  4. N-S bis NW-SE streichende vertikale Spannungsrisse.
  5. Effekte, die von der gravitational-lateralen Ausbreitung mächtiger Halit Ablagerungen herrühren.

Aufgeschlossen sind im Salar de Atacama auch nichtmetamorphe devonische bis karbonische Sedimente (Aufschluß am Rand einer Pultschole in einiger Entfernung zur Hauptstraße: S2317.72 W6800.12). Es handelt sich vor allem um fluviatile Sedimente (Brekzien), eingeschaltet sind aber auch marine Sedimente mit Wocklumeria und Zoophycos. In die unterkarbonischen Sedimente sind Tuffite eingeschaltet. Diese Sedimente liegenauf dem kambrischen, metamorphen Basement Nordchiles. In Richtung Küste gehen sie in gleichaltrige Turbidite über, die wiederum in die metamorphen Akkretionskeile der Küstenkordillere einbezogen sind (siehe Melange von Chaneral).

Exkursionsbericht

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