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1. Introducción
La esquina noroccidental de Suramérica presenta una geología compleja; misma que se caracteriza por la interacción de las placas Suraméricana, Norteamericana, Nazca, Cocos y Caribe. Dicha interacción entre placas ha generado un mosaico de terrenos alóctonos altamente deformados (Jones et al., 1982) y acrecionados a la margen suramericana desde el Paleozoico hasta el Cenozoico (Restrepo y Toussaint, 1988); los cuales están denominados como Bloque Norandino (Suter et al., 2008).
Según Gómez et al., (2015), los terrenos que comprenden este bloque son, de occidente a oriente, Caribe, Arquía, Quebradagrande, Anacona, Tahamí y Chibcha (Figura 1). El terreno Caribe presenta afinidad oceánica; mientras que los que están al oriente (Anacona, Tahamí y Chibcha), presentan afinidad continental. El límite entre estos dos dominios geodinámicos está marcado por el sistema de fallas Cauca-Romeral y los terrenos Arquía y Quebradagrande. Este límite es considerado como un mosaico de presuntos terrenos de afinidades oceánicas o continentales (Restrepo et al., 2009), cuyas relaciones espacio-temporales están todavía en discusión (Restrepo et al., 2009; Villagómez et al., 2011; Mora-Bohórquez et al., 2017).
Figura 1 Localización, geología regional, abreviaturas y nomenclatura. A) Configuración tectónica de los Andes del Norte. B) Mapa de Terrenos (Modificado de Gómez et al., 2015). C) Mapa geológico regional (Modificado de Gómez et al., 2015).
A su vez, las unidades ígneas presentes en la zona de transición entre estos dos dominios fueron agrupadas en el denominado Batolito de Sabanalarga (Hall et al., 1972; Rodríguez y Zapata, 1995). Esta unidad fue definida como un batolito alargado con dirección norte-sur, con una extensión de aproximadamente 410 Km2, y constituido por 3 facies (máfica-ultramáfica, intermedia y félsica) (González y Londoño, 2002), con edades 40Ar/39Ar (Hornblenda y Biotita) de aproximadamente 95 Ma (Gonzales et al., 1976; González y Londoño, 1998).
Respectivamente, el Batolito de Sabanalarga se encuentra dividido de norte a sur por la Falla Sabanalarga (Hall, 1972; Rodríguez et al., 2012a; Correa et al.,2018), Falla Romeral (Mejía y González, 1983) o Cauca-Almaguer (Nivia y Gómez, 2005). Nivia y Gómez (2005) separan esta unidad en dos: Gabro de Santa Fe y Cuarzodiorita de Sabanalarga. Al occidente de la Falla Sabanalarga, el Gabro de Santa Fe intruye las rocas de afinidad oceánica asociadas al terreno Caribe y presenta grandes xenolitos de la Granulita de Pantanillo (Cardona, 2010; Rodríguez et al., 2012b). Al oriente de la Falla Sabanalarga, la Cuarzodiorita de Sabanalarga intruye las rocas metamórficas de afinidad continental del terreno Tahamí. Este trabajo busca comprender la evolución de los cuerpos graníticos del occidente antioqueño durante el cretácico medio y tardío, a través de la definición de las relaciones entre las distintas unidades definidas como Gabro de Santa Fe y Cuazodiorita de Sabanalarga, sus unidades adyacentes y el sistema de fallas Cauca-Romeral, utilizando cartografía detallada, geoquímica y geocronología U-Pb (LA-ICP-MS).
2. Metodología
La presente investigación se desarrolló en dos grupos de trabajo, enmarcado cada uno en proyectos diferentes, pero con objetivos similares. El primero de estos fue una tesis de maestría realizada en la Universidad del Estado de Rio de Janeiro (UERJ) (Giraldo, W., 2017) ; auspiciada con el apoyo financiero del CAPES y el logístico de la Universidad Nacional de Colombia, Sede Medellín. El segundo grupo correspondió a la cartografía y muestreo de la plancha 130-Santa Fe de Antioquia a escala 1:50.000 (Correa et al., 2018), realizado por Grupo de Estudios Geológicos Especiales del Servicio Geológico Colombiano (SGC), Medellín. El equipo de la UERJ realizó 40 análisis petrográficos de secciones delgadas preparadas en el Laboratorio Geológico de Preparación de Muestras (LGPA/UERJ) y 3 muestras adicionales del profesor Jorge Julián Restrepo. El grupo del SGC, analizó 39 muestras preparadas en el los laboratorios del SGC.
A 13 de estas muestras, se les realizaron análisis geoquímicos en el laboratorio del SGC sede Bogotá, con un espectrómetro de fluorescencia de Rayos X Panalytical AXIOS Mineral. La cuantificación de los óxidos mayores se hizo en muestra fundida con metaborato y tetraborato de litio; mientras que la cuantificación de elementos menores fue en muestra prensada. Para el análisis de elementos traza, se usó un espectrómetro de masas con plasma inductivamente acoplado, ICP-MS, Perkin Elmer NEXION. Los diagramas petrográficos y geoquímicos se obtuvieron usando el software GCDkit de Janousek et al., (2006).
Por su parte, el equipo UERJ colectó 14 muestras enfocadas a análisis geocronológicos 8 de éstas son discutidas en el presente trabajo. Fue utilizado el método UPb LA-ICP-MS en circones concentrados en el laboratorio geológico de preparación de muestras LGPA-UERJ, utilizando separación hidrodinámica y magnética. Los circones se seleccionaron manualmente con lupa binocular. De los montajes de granos de circón se adquirieron imágenes de catodoluminiscencia (CL) por medio de microscopio electrónico de barrido. Los análisis isotópicos de las muestras se llevaron a cabo en el Laboratorio multiusuario de medio ambiente y materiales MultiLab-UERJ, con el equipo Neptune plus - Laser Ablation Inductive ly Coupled Plasma Multi Colector Mass Spectrometry (LA-ICP-MS). Los mismos se realizaron con un diámetro de laser variable entre 20 y 30 μm, a una frecuencia de 8 Hz y energía variable entre el 35 y 40%. El flujo de helio utilizado para el transporte de las muestras fue de 0.750 l/m, y el flujo de argón utilizado por el ICP-MS fue de 0.800 l/m. Se emplearon los patrones Zircon 91500 (Wiedenbeck et al., 2004) y GJ-1 (Jackson et al., 2014). Los blancos, patrones y tratamiento de los datos siguieron las recomendaciones de Chamale et al., (2012) con la ayuda del sosoftware Isoplot V4.15 (Ludwig, 2012).
Por otro lado, el equipo SGC analizó 5 muestras por el mismo método U-Pb LA-ICP-MS en circones concentrados en el laboratorio químico del Servicio Geológico Colombiano sede Medellín, utilizando separación hidrodinámica y magnética. Los circones se seleccionaron manualmente con lupa binocular en el Laboratorio de Petrografía de la sede Medellín.
De los montajes de granos de circón se adquirieron imágenes de catodoluminiscencia (CL) por medio de luminoscopios. Los análisis isotópicos de las muestras se llevaron a cabo en el Laboratorio de Geocronología del Servicio Geológico Colombiano, siguiendo los procedimientos descritos en Peña-Urueña et al., (2018). Estos se realizaron en un equipo de ablación Photon Machines con un láser Excimer de 193 nm, acoplado a un espectrómetro de masas tipo Element 2. Los isótopos utilizados para la integración manual fueron 238U, 206Pb y 204Pb. Como patrones de referencia se usaron: Plesovice (Sláma et al., 2008), FC-1 (Coyner et al., 2004), Zircon 91500 (Wiedenbeck et al., 2004) y Mount Dromedary (Renne et al., 1998). Los puntos analizados en los circones fueron de 30 micrones de diámetro. La reducción de datos se realizó Iolite v2.5® en IGORPro6.3.6.4® (Paton et al., 2010). La corrección por plomo común se realizó de acuerdo con el modelo de evolución según Stacey y Kramers (1975). Los resultados finales corresponden a la media de los datos obtenidos luego de aplicar una discriminación de datos a 2 desviaciones estándar. Los cálculos de las edades y los gráficos geocronológicos se hicieron con el programa Isoplot V4.15 (Ludwig, 2012).
3. Geología Regional
Las rocas agrupadas bajo la denominación "Batolito de Sabanalarga" se localizan en la zona de confluencia de 4 terrenos geológicos (Caribe, Arquía, Quebradagrande y Tahamí (Gómez et al., 2015)), y del sistema de fallas Cauca-Romeral (SFCR), sistema de fallas que se extiende a lo largo de 2000 km desde el norte de Antioquia hasta el sur en Ecuador (Figura 1A; Villagómez, 2010). A continuación, se describen las principales características de cada uno de estos elementos geológicos para determinar las posibles relaciones de los mismos con el Batolito de Sabanalarga.
El sistema de fallas Cauca-Romeral es un sistema complejo, pues está compuesto por múltiples estructuras con dirección predominante norte-sur. Este sistema es enmarcado al occidente por la falla Cauca-Oeste y al oriente por la falla San Jerónimo. A la altura del municipio de Liborina (6°40'N) y en dirección norte, sus estructuras aparentan unirse en una sola, denominada Falla de Sabanalarga. Giraldo (2017) identificó que las estructuras componentes del sistema Cauca-Romeral en realidad no se unen y continúan al norte como al menos dos paralelas, separadas por cientos de metros. Estas últimas corresponden a las continuaciones al norte de Liborina de las fallas Cauca-Oeste y San Jerónimo. Al interior del sistema Cauca-Romeral se presentan múltiples bloques tectónicos como los terrenos Arquía y Quebradagrande, los cuales presentan orígenes e historias evolutivas aun en discusión. Cabe destacar que el sistema Cauca-Romeral limita al occidente con el terreno Caribe y al oriente con el terreno Tahamí.
3.1. TERRENO CARIBE
En el terreno Caribe (Gómez et al., 2015) se encuentran agrupadas las rocas del Plateau Caribe (Kerr et al., 1997a; Cediel et al., 2003) las cuales fueron acrecionadas al noroccidente de la placa suramericana y al occidente del SFCR, constituyendo la base de la Cordillera Occidental de Colombia (Figura 1B). Están compuestas por rocas volcánicas básicas, de edades Jurásico- Cretácico (Rodríguez y Arango., 2013; Toussaint y Restrepo, 1978); y están intruidas por cuerpos de afinidad adakitica con edades U-Pb que indican una edad máxima Turoniano- Aptiano (Rodríguez y Arango., 2013; Weber et al., 2015; Zapata-Villada et al., 2017). Sobrepuestas por unidades volcano-clásticas (Zapata-Villada et al., 2017; Buchs et al., 2018; Pardo-Trujillo et al., 2020) y sedimentarias con registros de amonites con edades bioestratigráficas Campaniano- Maastrichtiano (Castro y Feininger, 1965; Etayo et al., 1980; Geoestudios, 2005; Pardo-Trujillo et al., 2020) y basados en correlaciones composicionales, estas unidades volcánicas han sido correlacionadas al Sur con la Formación Volcánica (Barrero, 1979; Kerr et al., 1997a; Villagómez et al.,2010), con rocas del terreno Alao en Ecuador (Litherland et al., 1994), y al Norte con fragmentos del Caribe como Bonaire, Aruba e Hispañola (Wright and Wyld, 2011).
3.2. TERRENO QUEBRADAGRANDE
Constituido por el Complejo Quebradagrande (Botero, 1963; Maya y González, 1995), está compuesto por gabros, dioritas, flujos de basaltos y andesitas tan como se muestra en la figura 1b. El Complejo Quebradagrande presenta edades bioestratigráficas Albiano-Aptiano y edades U-Pb entre 114-84 Ma (Maya y Gonzales, 1995; Villagómez et al., 2011; Cochrane et al., 2014; Zapata et al., 2018). Las rocas volcánicas del Complejo Quebradagrande han sido correlacionadas a rocas del Terreno Alao al norte en Ecuador (Cochrane et al., 2014) y asociadas a un ambiente de cuenca de retroarco con un magmatismo que se extiende entre ca. 114 Ma hasta 80 Ma (Villagómez, 2010, Spikings et al.,2015; Jaramillo et al., 2017).
3.3. TERRENO ARQUÍA
Definido como Grupo Arquía (Restrepo y Toussaint, 1975), esta unidad agrupa metagabros, anfibolitas granatíferas, esquistos anfibólicos, esquistos de cuarzo-micáceos, cuarcitas, eclogitas, esquistos de glaucofana-lawsonita y rocas ultramáficas serpentinizadas (Bustamante et al., 2011; Maya y González, 1995; Toussaint y Restrepo, 1978), limitados por la Falla Silvia-Pijao al Este y Cauca-Almaguer al Oeste, (Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003).
El terreno Arquía (Gómez et al., 2005) está conformado por fajas tectónicas extremadamente deformadas con relaciones estratigráficas y tectónicas complejas (Figura 1C). El ambiente de formación de las rocas del complejo Arquía ha sido asociado a un N-MORB (Villagómez et al., 2011; Rodríguez y Arango, 2013) con edades de enfriamiento 40Ar/39Ar y K/Ar de 127 Ma,110 Ma y 117-107 Ma (Toussaint y Restrepo., 1978, Villagómez, 2010).
3.4. TERRENO TAHAMÍ
El Terreno Tahamí (Gómez et al., 2015) agrupa principalmente las rocas de los terrenos Tahamí (Restrepo y Toussaint,, 1988) y Panzenú (Restrepo et al., 2009). Está expuesto entre las Fallas San Jerónimo (al Oeste) y Otú- Pericos (al Este) (Figura 1B), y se compone por esquistos, anfibolitas y gneises de edades metamórficas Permo- Triásicas y Jurásicas (Gómez et al., 2007; Blanco- Quintero et al.,2014; Correa et al., 2017b, Rodríguez et al., 2016) de grado metamórfico medio a alto (Ordoñez-Carmona y Pimentel, 2002).
El terreno Tahamí fue intruido por cuerpos calco-alcalinos desde el Jurásico hasta el Cretácico (Bustamante et al., 2016; Rodríguez et al., 2016; Ibañez-Mejía et al., 2007), un ejemplo de estos es el Batolito Antioqueño (Ordoñez-Carmona, 2008; Leal-Mejía, 2011; Duque-Trujillo et al., 2019). Sobre este terreno reposan las rocas siliciclásticas de la Formación Abejorral con edades máximas de depositación de 120 Ma (Zapata, 2015, Zapata et al, 2018).
4. Geología del área de estudio
El "Batolito de Sabanalarga" (Álvarez y González, 1978; González, 2002; Rodríguez et al., 2012a), está compuesto por una serie de plutones que afloran al Este y al Oeste del sistema de fallas Cauca-Romeral, representado en esta latitud por la Falla Sabanalarga (Hall et al., 1972; Rodríguez et al., 2012a; Correa et al., 2018), Falla Romeral (Mejía y González, 1983) o Cauca-Almaguer (Nivia y Gómez, 2005), y representa un problema cronoestratigráfico para la sutura o límite de terrenos acrecionados a la margen continental (limites terreno Calima y Tahami; Restrepo y Toussaint., 1988 ó Arquía, Quebradagrande y Tahamí; Gómez et al., 2015).
En este trabajo se considerará la Falla Sabanalarga como límite entre los plutones orientales y occidentales que componen el batolito de Sabanalarga definido por Hall et al.,(1972). La existencia como un único batolito implica la acreción de terrenos oceánicos y continentales en el Cretáceo antes de 100 Ma (edades U-Pb de La Tonalita de Buriticá). Suprimiendo la existencia del gran Arco del caribe (White et al., 1999; Pindell et al., 2005), desarrollado sobre corteza Plateau antes de colisionar con la Margen Continental (White et al.,1999; Nivia, 2001; Vallejo et al., 2006).
El problema estratigráfico ha sido parcialmente resuelto con base en petrografía, relaciones de campo y nuevos datos de geocronología U-Pb (Nivia y Gómez, 2005; Weber et al., 2015; Giraldo, 2017; Zapata-Villada, 2017; Correa et al.,2018) considerando la unidad como al menos dos cuerpos plutónicos contemporáneos, denominados "Cuarzodiorita de Sabanalarga" y el "Gabro de Santa Fe" (Figura 1C).
4.1. CUARZODIORITA DE SABANALARGA
La Cuarzodiorita de Sabanalarga, incluida por varios autores (González et al., 1976; Álvarez y González, 1978; González, 2002; Rodríguez et al., 2012a) dentro del "Batolito de Sabanalarga" fue descrita inicialmente como Plutón de Sabanalarga (Hall et al.,1972; Álvarez et al., 1975; Mejía et al.,1983), y aflora como un cuerpo elongado de dirección norte-sur de aproximadamente 260 Km2 de composición tonalítica, cuyo cuerpo principal se encuentra el este y noreste de Sabanalarga (Figura 2). Sin embargo, después fue incluida por varios investigadores (González et al., 1976; Álvarez y González, 1978; González, 2002; Rodríguez et al., 2012a) dentro del "Batolito de Sabanalarga", cuerpo descrito como intrusivo a ambos lados de la Falla Sabanalarga alcanzando un área de 460 km2.
Entendiendo que la definición inicial del cuerpo fue al este de la Falla Sabanalarga, es decir, al este de la falla más occidental del sistema Cauca- Almaguer (Figura 2), y debido a las diferencias petrológicas (contenido de ferromagnesianos con radicales hidroxilos, e.g. anfíboles y biotita) (Nivia y Gómez, 2005) y geocronológicas (Weber et al., 2015; Zapata-Villada et al., 2017; Giraldo, 2017), denominamos "Cuarzodiorita de Sabanalarga" siguiendo la propuesta de Nivia y Gómez, (2005) y Correa et al., (2018) al cuerpo intrusivo localizado al este de la Falla Sabanalarga.
De esta manera, cabe mencionar que la Cuarzodiorita de Sabanalarga está compuesta principalmente por cuarzodioritas-tonalitas (Figura 3A y 3B), intruye secuencias metamórficas pelíticas en facies esquisto verde compuestas por esquistos de cuarzo-moscovita-grafito, cuarzo-tremollita-epidota-clorita asociadas al Complejo Cajamarca (Figura 3C), y al oeste se encuentra en contacto fallado con bloques de pillow lavas deformados asociadas al Complejo Quebradagrande (Correa et al., 2018). Para la Cuarzodiorita de Sabanalarga se tienen dos edades de 97± 10 Ma K-Ar en biotita en (Gonzales et al., 1976) y 98.2±3.5 Ma Ar-Ar en hornblenda (Gonzalez y Londoño, 1998).
Figura 3 A. Clasificación petrográfica de la Cuarzodiorita de Sabanalarga. B. Muestra macro de una cuarzodiorita. C. Izq: Xenolitos de esquistos de qz-msk-graf en Cuarzodiorita, Der: Gabarros de Gabros en Cuarzodioritas. D. Microfotografías correspondientes a la Cuarzodiorita de Sabanalarga. E. Clasificación petrográfica muestras Gabro de Santa Fe. F. Aspecto macroscópico del Gabro de Santa Fe. G. Izq: Contacto intrusivo del Gabro de Santa Fe en Basaltos de la Fm. Barroso, Der: Xenolitos de anfibolitas correspondientes a la Granulita de Pantanillo. H, Microfotografías del Gabro de Santa Fe.
4.2. GABRO DE SANTA FE
Está compuesto por gabros, hornblenditas y en menor proporción, tonalitas y cuarzodioritas (Figura 3E y 3F) y corresponde al cuerpo localizado al oeste de la Falla Sabanalarga (Hall et al., 1972). El Gabro de Santa Fe intruye basaltos de la Formación Barroso al oeste (Figura 3G) y al este es limitado por la Falla Sabanalarga (Weber et al., 2015) y por milonitas asociadas (Correa et al., 2018); además, presenta abundantes xenolitos de la Granulita de Pantanillo (Figura 3G), interpretadas como asociados a raíces de arco magmático engrosado (Toro-Toro et al., 2020).
El Gabro de Santa Fe carece de ferromagnesianos y tiene radicales hidroxilos dentro de su estructura cristalina (Nivia y Gómez, 2005). Correa et al., 2018 nombran esta unidad como Tonalita de Santa Fe en base a análisis petrográficos; sin embargo, en este trabajo se observa que hay dos facies presentes: una máfica (gabroica) predominante y una intermedia (tonalitica).
El Gabro de Santa Fe presenta edades de 98±9.1 Ma por el método Sm- Nd (Weber et al., 2011) y de 123.8±3.9 Ma por K-Ar en hornblenda (Rodríguez et al., 2012a). Adicionalmente, se reportan edades U-Pb para cuerpos asociados como el Gabro de Altamira de 87.67±0.9 Ma (Zapata-Villada et al., 2017) y la Tonalita de Buriticá de 101.7±0.2 Ma (Weber et al., 2015).
5. Resultados
5.1. PETROGRAFÍA Y RELACIONES DE CAMPO
La Cuarzodiorita de Sabanalarga presenta una composición tonalítica, con variaciones a cuarzodiorita y gabro.Intruye Esquistos de cuarzo-moscovita-grafito y Esquistos de cuarzo-tremollita-epidota del Complejo Cajamarca (terreno Tahamí), mostrados en abundantes xenolitos (Figura 3C); además, presenta enclaves de gabros (Figura 3C). Asimismo, la Cuazodiorita de Sabanalarga se observa en contacto fallado con bloques de basaltos que conservan estructuras pillow lavas, metasedimentos de bajo grado y rocas ultramaficas en la Qda. La sucia y Liborina.
Para esta unidad se analizaron 14 secciones delgadas, que presentan textura subidiomórfica, compuesta por cuarzo, plagioclasas, hornblenda y biotita. Como minerales accesorios se observan zircón y apatito; generalmente como inclusiones en biotita (Figura 3D). Como minerales de alteración, es común observar clorita y epidota.
El Gabro de Santa Fe está compuesto por dioritas hornblendicas, microdioritas, gabros y tonalitas hornblendicas (Figura 3E y 3F); y está rodeado por abundantes xenolitos de anfibolitas de la Granulita de Pantanillo (Rodríguez et al., 2012b) y basaltos de la Fm. Barroso (Figura 3G). Para el análisis de esta otra unidad se consideraron 40 secciones delgadas que caen entre el campo de gabros (facie máfica) y tonalitas (facie intermedia) (Figura 3E); asi cuatro muestras correspondientes a tonalitas para el Stock de Buriticá (Figura 3E). En general, las muestras revisadas presentan textura hipidiomórfica con presencia de plagioclasa, hornblenda, ± piroxeno y cuarzo, como accesorio, y sausurita y calcita, como minerales de alteración (Figura 3H). La Tonalita de Buriticá está compuesta principalmente por cuarzo y plagioclasa (Giraldo, 2017).
La Cuarzodiorita de Sabanalarga y el Gabro de Santa Fe se encuentran separados por la Falla Sabanalarga o La Falla Cauca Oeste del sistema de fallas Cauca-Romeral. Al interior de este sistema se identificó una franja de mesomilonitas; mismas que están asociadas a secuencias vulcano-sedimentarias marinas. Algunos segmentos de estas fajas se encuentran cubiertos por segmentos de secuencias sedimentarias basculadas, compuestas por lutitas, areniscas y carbones, posiblemente asociadas a la Formación Amagá (Figura 2).
5.2. GEOQUÍMICA
De este trabajo y de otros anteriores (Weber et al, 2015; Geoestudios, 2005; ver Tabla 1), se analizaron elementos mayores y trazas de 12 muestras distribuidas entre monzogranitos, tonalitas, cuarzodioritas y gabros de la unidad Cuarzodiorita de Sabanalarga y dioritas, tonalitas y microgabros, correspondientes al Gabro de Santa Fe. Las muestras se encuentran relativamente frescas con valores "Loss on ignition" LOI <2.8 para la Cuarzodiorita de Sabanalarga y LOI <1.8 para el Gabro de Santa Fe.
Tabla 1 Elementos mayores y trazas para las muestras de la Cuarzodiorita de Sabanalarga y el Gabro de Santa Fe.
| Cuarzodiorita de Sabanalarga | Gabro de Santa Fe | ||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Muestra | MGO-238 | ARO-247 | JPZ-174 | LMC-353 | VR192R | AN1836 | TCR727A | GR5448 | DAN70 | VR422R | JA146 | JGT116B | GR145R |
| SiO2 | 59.5 | 58.17 | 56.96 | 46.75 | 43.11 | 48.49 | 48.67 | 49.45 | 51.46 | 52.35 | 53.12 | 56.57 | 63.82 |
| TiO2 | 0.84 | 0.74 | 0.92 | 0.7 | 1.22 | 0.93 | 0.64 | 0.79 | 0.23 | 0.67 | 0.67 | 0.49 | 0.54 |
| Al2O3 | 16.98 | 17.65 | 17.49 | 5.41 | 17.75 | 16.34 | 12.22 | 16.92 | 15.36 | 17.63 | 12.45 | 13.84 | 15.11 |
| Fe2O3 | 6.86 | 6.56 | 7.97 | 11.55 | 14.85 | 12.87 | 13.2 | 12.43 | 9.86 | 9.88 | 9.4 | 8.64 | 6.37 |
| MgO | 2.6 | 2.58 | 3.29 | 15.41 | 7 | 6.38 | 9.76 | 5.67 | 9.31 | 4.52 | 9.01 | 5.94 | 2.35 |
| CaO | 6.1 | 6.43 | 7.36 | 16.2 | 12.41 | 11.36 | 12.63 | 10.71 | 10.33 | 9.18 | 9.58 | 9.6 | 5.23 |
| Na2O | 3.42 | 3.59 | 3.47 | 0.56 | 1.61 | 1.83 | 0.86 | 1.7 | 1.58 | 2.81 | 2.28 | 1.88 | 3.38 |
| K2O | 2.86 | 2.23 | 1.55 | 0.14 | 0.29 | 0.2 | 0.23 | 0.46 | 0.07 | 0.39 | 0.66 | 0.94 | 1.38 |
| P2O5 | 0.23 | 0.25 | 0.25 | 0.08 | 0.4 | 0.35 | 0.09 | 0.13 | 0.03 | 0.15 | 0.26 | 0.12 | 0.11 |
| MnO | 0.13 | 0.13 | 0.15 | 0.2 | 0.25 | 0.25 | 0.21 | 0.18 | 0.18 | 0.18 | 0.16 | 0.18 | 0.11 |
| LOI | 0.45 | 1.55 | 0.57 | 2.84 | 0.9 | 0.89 | 1.4 | 1.52 | 1.39 | 2.2 | 1.1 | 1.83 | 1.5 |
| Sum | 99.97 | 99.88 | 99.99 | 99.99 | 99.8 | 99.89 | 100 | 100 | 99.8 | 100 | 98.69 | 100 | 99.9 |
| Li | 33.13 | 15.81 | 27.36 | 11.75 | 1.13 | ||||||||
| Be | 2.55 | 2.34 | 1.68 | 0.44 | 0.31 | ||||||||
| Sc | 25.29 | 22.86 | 31.93 | 116.76 | 36 | 39 | 80.28 | 40 | 38 | 24 | 33 | 47 | 19 |
| Co | 22.56 | 20.65 | 24.32 | 120.35 | 45.8 | 32 | 58.47 | 49 | 29 | 39 | 29 | 15.5 | |
| Ni | 8.45 | 8.99 | 8.62 | 113.49 | 18 | 40 | 83.22 | 10 | 100 | 20 | 90 | 40 | 5 |
| Cu | 29.33 | 12.45 | 12.29 | 280.79 | 130 | 38.45 | 30 | 20 | 70 | ||||
| Zn | 94.9 | 95.52 | 103.66 | 69.2 | 100 | 92.83 | 90 | 70 | 70 | ||||
| Ga | 19.68 | 23.39 | 24.03 | 7.37 | 18.4 | 17 | 13.29 | 15 | 15 | 17.1 | 15 | 15 | 15 |
| As | 3.34 | 1.67 | 1.2 | 2.22 | 0.44 | ||||||||
| Rb | 116.47 | 57.08 | 42.67 | 2.03 | 5.6 | 4 | 2.31 | 9 | 2 | 8.4 | 16 | 13 | 22.6 |
| Sr | 365.32 | 502 | 504.51 | 78.69 | 445.1 | 364 | 151.52 | 327 | 185 | 377.4 | 384 | 324 | 227.3 |
| Y | 25 | 20 | 21 | 12 | 19.8 | 10.4 | 7 | 8.9 | 5.6 | 15.9 | 13 | 11.9 | 20.6 |
| Cs | 2.87 | 0.85 | 1.35 | 0.06 | 0.1 | 0.1 | 0.05 | 0.2 | 0.4 | 0.2 | 0.2 | ||
| Ba | 656.75 | 866.9 | 803.04 | 46.16 | 96.5 | 133 | 76.5 | 167 | 50 | 169.7 | 375 | 332 | 922.3 |
| La | 12.65 | 13.85 | 12.01 | 5.94 | 6.1 | 3.61 | 4.95 | 4.26 | 1.25 | 5.9 | 7.14 | 7.98 | 7.1 |
| Ce | 23.29 | 24.49 | 21.29 | 10.63 | 17 | 8.72 | 8.56 | 9.28 | 2.72 | 14.1 | 15.2 | 16.5 | 16.1 |
| Pr | 3.62 | 3.73 | 3.24 | 1.22 | 2.67 | 1.32 | 0.7 | 1.39 | 0.4 | 2.19 | 2.32 | 2.29 | 2.35 |
| Nd | 17.39 | 15.21 | 15.13 | 5.99 | 13.3 | 6.14 | 3.82 | 6.47 | 1.92 | 10.5 | 10.3 | 8.86 | 10.9 |
| Sm | 4.09 | 3.75 | 3.95 | 1.98 | 3.4 | 1.6 | 1.21 | 1.6 | 0.57 | 2.4 | 2.56 | 2.02 | 2.8 |
| Eu | 1.36 | 1.44 | 1.53 | 0.68 | 1.28 | 0.773 | 0.52 | 0.55 | 0.336 | 0.89 | 0.922 | 0.78 | 0.87 |
| Gd | 4.39 | 4.09 | 4.31 | 2.35 | 3.63 | 1.75 | 1.38 | 1.74 | 0.64 | 2.52 | 2.3 | 1.84 | 3.24 |
| Tb | 0.76 | 0.61 | 0.69 | 0.42 | 0.6 | 0.31 | 0.25 | 0.27 | 0.14 | 0.42 | 0.4 | 0.33 | 0.56 |
| Dy | 4.48 | 3.7 | 3.99 | 2.62 | 3.47 | 1.84 | 1.45 | 1.61 | 0.92 | 2.6 | 2.35 | 2 | 3.16 |
| Ho | 0.96 | 0.76 | 0.83 | 0.53 | 0.65 | 0.36 | 0.28 | 0.32 | 0.19 | 0.52 | 0.44 | 0.41 | 0.7 |
| Er | 2.93 | 2.36 | 2.51 | 1.52 | 1.91 | 1.07 | 0.85 | 0.95 | 0.57 | 1.58 | 1.3 | 1.22 | 2.02 |
| Tm | 0.43 | 0.34 | 0.35 | 0.2 | 0.3 | 0.157 | 0.12 | 0.14 | 0.087 | 0.27 | 0.194 | 0.184 | 0.36 |
| Yb | 2.81 | 2.33 | 2.29 | 1.23 | 1.88 | 1.04 | 0.73 | 0.92 | 0.6 | 1.63 | 1.21 | 1.24 | 1.93 |
| Lu | 0.43 | 0.37 | 0.35 | 0.16 | 0.28 | 0.164 | 0.11 | 0.15 | 0.102 | 0.26 | 0.187 | 0.19 | 0.3 |
| Th | 3.49 | 2.65 | 1.79 | 0.41 | 0.1 | 0.28 | 0.18 | 0.14 | 0.15 | 0.5 | 0.77 | 1.56 | 0.9 |
| U | 1.67 | 0.95 | 0.69 | 0.2 | 0.08 | 0.07 | 0.17 | 0.04 | 0.1 | 0.23 | 0.33 | 0.5 | |
| V | 185 | 163 | 217 | 343 | 410 | 309 | 351 | 415 | 149 | 252 | 245 | 301 | 133 |
| Zr | 150 | 107 | 100 | 33 | 20.4 | 17 | 20 | 28 | 13 | 37 | 28 | 25 | 87.5 |
| Nb | 5 | 4 | 4 | 3 | 2.9 | 1.5 | 3 | 0.7 | 2.6 | 1.7 | 1.3 | 3.2 | |
| Hf | 0.8 | 0.6 | 1 | 0.4 | 1.3 | 1 | 1 | 3.1 | |||||
| Eu/Eu* | 0.99 | 1.13 | 1.14 | 0.97 | 1.12 | 1.42 | 1.24 | 1.01 | 1.71 | 1.11 | 1.17 | 1.24 | 0.89 |
| LaN/YbN | 3 | 3.96 | 3.5 | 3.22 | 2.16 | 2.31 | 4.52 | 3.09 | 1.39 | 2.41 | 3.93 | 4.29 | 2.45 |
| LaN/SmN | 1.91 | 2.27 | 1.87 | 1.85 | 1.1 | 1.39 | 2.52 | 1.64 | 1.35 | 1.51 | 1.72 | 2.43 | 1.56 |
| Sum_REE | 79.58 | 77.03 | 72.47 | 35.49 | 56.47 | 28.85 | 24.93 | 29.65 | 10.45 | 45.78 | 46.82 | 45.84 | 52.39 |
Tabla 1 (Continuación) Elementos mayores y trazas para las muestras de la Cuarzodiorita de Sabanalarga y el Gabro de Santa Fe.
| Gabro de Santa Fe | |||||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Muestra | GR146R | TCR715 | TCR732 | MR152R | JA74 | TCR437 | JPZ159A | VR301R | AN18344 | AN18342 | VR290R | JGT-118A | LMC-385B | TCR-812 | TCR-815 |
| SiO2 | 63.99 | 65.98 | 66.76 | 68.03 | 68.19 | 69.91 | 70 | 70.32 | 70.44 | 70.81 | 70.82 | 71.21 | 74.79 | 50.33 | 54.14 |
| TiO2 | 0.54 | 0.32 | 0.53 | 0.3 | 0.42 | 0.36 | 0.31 | 0.39 | 0.33 | 0.34 | 0.35 | 0.32 | 0.23 | 0.63 | 0.38 |
| Al2O3 | 15.01 | 15.04 | 15.63 | 15.67 | 15.13 | 14.24 | 14.79 | 13.97 | 13.9 | 13.64 | 13.8 | 14.06 | 14.5 | 16.81 | 14.73 |
| Fe2O3 | 6.57 | 4.14 | 4.66 | 3.58 | 4.4 | 3.29 | 4.82 | 4.32 | 4.58 | 3.95 | 3.84 | 4.43 | 0.78 | 9.1 | 11.16 |
| MgO | 2.31 | 2.72 | 1.5 | 1.37 | 1.39 | 1.07 | 0.73 | 1.01 | 1.13 | 1.12 | 0.94 | 1.14 | 0.51 | 8.05 | 6.37 |
| CaO | 5.41 | 5.59 | 5.14 | 3.88 | 5.56 | 3.24 | 4.76 | 3.86 | 4.85 | 5.09 | 3.65 | 4.64 | 4.91 | 10.36 | 9.73 |
| Na2O | 3.25 | 3.14 | 3.66 | 3.37 | 3.76 | 3.36 | 3.29 | 3.13 | 3.53 | 3.48 | 3.25 | 3.39 | 2.14 | 1.23 | |
| K2O | 1.47 | 0.95 | 0.86 | 2 | 0.35 | 1.54 | 0.16 | 1.59 | 0.21 | 0.43 | 1.99 | 0.19 | 0.3 | 0.28 | 0.2 |
| P2O5 | 0.12 | 0.1 | 0.15 | 0.19 | 0.16 | 0.11 | 0.08 | 0.12 | 0.07 | 0.08 | 0.11 | 0.13 | 0.08 | 0.177 | 0.06 |
| MnO | 0.1 | 0.07 | 0.09 | 0.12 | 0.08 | 0.1 | 0.07 | 0.07 | 0.06 | 0.07 | 0.08 | 0.06 | 0.02 | 0.172 | 0.15805 |
| LOI | 1.1 | 1.8 | 1.02 | 1 | 0.75 | 2.3 | 1.01 | 0.9 | 0.93 | 1.28 | 0.8 | 0.95 | 0.56 | 1.84 | 1.74 |
| Sum | 99.9 | 99.9 | 100 | 96.1 | 99.81 | 99.9 | 100.1 | 99.8 | 99.65 | 100.3 | 99.9 | 100.4 | 100.1 | 99.95 | 99.97 |
| Li | 9.51 | 1.63 | 2.63 | 3.21 | 1.52 | 2.608 | 1.71447 | ||||||||
| Be | 1.62 | 1.34 | 1.34 | 0.72 | 1.86 | 0.517 | 0.22657 | ||||||||
| Sc | 19 | 22.97 | 18.74 | 5 | 13 | 7.74 | 16.49 | 11 | 16 | 16 | 10 | 15 | 6.76 | 30.620 | 35.0867 |
| Co | 15.3 | 22.3 | 17.88 | 5.6 | 9 | 15.59 | 17.12 | 6.6 | 8 | 7 | 8.4 | 9 | 18.02 | 33.698 | 43.7997 |
| Ni | 66 | 20.36 | 5.43 | 5 | 8.61 | 3.94 | 6 | 5 | 4.02 | 89.5913 | 58.5825 | ||||
| Cu | 40.96 | 6.91 | 10 | 8.15 | 16.6 | 10 | 60 | 30 | 3.18 | 9.717 | 44.0194 | ||||
| Zn | 51.76 | 43.64 | 40 | 52.44 | 46.32 | 50 | 10.81 | 61.965 | 67.004 | ||||||
| Ga | 14.4 | 17.11 | 15.59 | 14.1 | 16 | 18.88 | 15.93 | 12.4 | 13 | 12 | 13.1 | 14 | 12.55 | 13.082 | 12.197 |
| As | 0.87 | 0.82 | 0.82 | 0.42 | 0.88 | ||||||||||
| Rb | 18.9 | 15.8 | 10.89 | 42 | 6 | 51.4 | 3.52 | 16.9 | 5 | 6 | 37.5 | 4 | 3.66 | 4.993 | 2.877 |
| Sr | 268.9 | 732.38 | 352.66 | 523.4 | 354 | 282.45 | 191.5 | 221.3 | 136 | 145 | 203.2 | 137 | 362.91 | 369.347 | 145.726 |
| Y | 20.3 | 6 | 15 | 12.8 | 9.9 | 15.65 | 4 | 20.9 | 17.6 | 16.6 | 20.2 | 15 | 14 | 13 | 36 |
| Cs | 0.2 | 0.4 | 0.06 | 0.7 | 0.1 | 0.27 | 0.12 | 0.4 | 0.087 | ||||||
| Ba | 1011 | 1360.02 | 754.56 | 1861.1 | 198 | 441.96 | 137.32 | 1644.3 | 137 | 174 | 1220.1 | 147 | 355.89 | 323.897 | 118.815 |
| La | 6.6 | 8.15 | 10.66 | 20.9 | 6.31 | 10.63 | 7.14 | 9 | 6.06 | 5.89 | 8 | 6.02 | 9.81 | 11.070 | 4.965 |
| Ce | 16.6 | 13.7 | 19.35 | 40.3 | 12.4 | 20.45 | 9.7 | 20.8 | 12.8 | 12.2 | 18.6 | 12.4 | 16.27 | 20.228 | 8.561 |
| Pr | 2.41 | 1.54 | 2.65 | 4.49 | 1.71 | 2.73 | 0.82 | 2.88 | 1.65 | 1.56 | 2.66 | 1.62 | 2.5 | 2.793 | 0.494 |
| Nd | 10.4 | 6.62 | 11.93 | 16.9 | 6.76 | 11.8 | 3.61 | 12.6 | 6.84 | 6.6 | 11 | 6.74 | 10.68 | 12.340 | 2.475 |
| Sm | 2.6 | 1.57 | 2.86 | 2.8 | 1.52 | 2.39 | 0.81 | 3 | 1.76 | 1.7 | 2.8 | 1.78 | 2.35 | 2.844 | 0.725 |
| Eu | 0.75 | 0.97 | 1.14 | 0.75 | 0.637 | 1.1 | 0.65 | 0.79 | 0.609 | 0.555 | 0.81 | 0.593 | 0.78 | 1.150 | 0.369 |
| Gd | 3.17 | 1.43 | 2.9 | 2.09 | 1.36 | 2.32 | 0.95 | 3.43 | 2.03 | 2.02 | 3.39 | 1.92 | 2.21 | 2.831 | 0.781 |
| Tb | 0.55 | 0.2 | 0.46 | 0.35 | 0.25 | 0.4 | 0.13 | 0.62 | 0.4 | 0.4 | 0.57 | 0.38 | 0.36 | 0.444 | 0.145 |
| Dy | 3.31 | 1.04 | 2.63 | 2.07 | 1.58 | 2.21 | 0.78 | 3.55 | 2.65 | 2.6 | 3.44 | 2.58 | 1.97 | 2.530 | 0.949 |
| Ho | 0.64 | 0.2 | 0.54 | 0.42 | 0.32 | 0.47 | 0.16 | 0.72 | 0.56 | 0.55 | 0.71 | 0.55 | 0.43 | 0.535 | 0.202 |
| Er | 2.11 | 0.55 | 1.58 | 1.33 | 0.94 | 1.42 | 0.48 | 2.07 | 1.74 | 1.72 | 2.21 | 1.65 | 1.35 | 1.586 | 0.609 |
| Tm | 0.31 | 0.07 | 0.23 | 0.23 | 0.142 | 0.21 | 0.06 | 0.35 | 0.268 | 0.268 | 0.35 | 0.26 | 0.21 | 0.224 | 0.091 |
| Yb | 2.02 | 0.47 | 1.48 | 1.36 | 0.97 | 1.39 | 0.45 | 2.32 | 1.85 | 1.78 | 2.31 | 1.75 | 1.45 | 1.483 | 0.592 |
| Lu | 0.32 | 0.06 | 0.23 | 0.26 | 0.153 | 0.22 | 0.07 | 0.35 | 0.287 | 0.282 | 0.37 | 0.281 | 0.24 | 0.231 | 0.102 |
| Th | 1 | 1.41 | 1.73 | 5.2 | 1.73 | 2.17 | 0.22 | 1.6 | 0.99 | 0.94 | 1.8 | 0.94 | 6.86 | 1.609 | 0.169 |
| U | 0.5 | 0.68 | 0.36 | 0.8 | 0.37 | 0.3 | 0.15 | 0.7 | 0.26 | 0.25 | 0.6 | 0.23 | 0.86 | 0.897 | 0.492 |
| V | 131 | 96 | 103 | 56 | 89 | 40.7 | 35 | 61 | 55 | 59 | 58 | 59 | 28 | 248 | 252 |
| Zr | 84.7 | 54 | 81 | 79.5 | 96 | 94.2 | 54 | 108.9 | 80 | 76 | 111.4 | 81 | 57 | 38 | 15 |
| Nb | 3.3 | 2 | 4 | 3.7 | 2.9 | 5.9 | 2 | 4.3 | 5.1 | 4.7 | 4.4 | 4.6 | 4 | 2 | |
| Hf | 2.8 | 2.5 | 2.2 | 3.5 | 2.1 | 2 | 3.6 | 2 | |||||||
| Eu/Eu* | 0.8 | 1.99 | 1.22 | 0.95 | 1.36 | 1.44 | 2.28 | 0.76 | 0.99 | 0.92 | 0.81 | 0.99 | 1.05 | 1.25 | 1.51 |
| LaN/YbN | 2.18 | 11.56 | 4.8 | 10.25 | 4.34 | 5.1 | 10.58 | 2.59 | 2.18 | 2.21 | 2.31 | 2.29 | 4.51 | 4.97 | 5.59 |
| LaN/SmN | 1.56 | 3.19 | 2.29 | 4.59 | 2.55 | 2.74 | 5.42 | 1.85 | 2.12 | 2.13 | 1.76 | 2.08 | 2.57 | 2.39 | 4.21 |
| Sum_REE | 51.79 | 36.57 | 58.64 | 94.25 | 35.05 | 57.74 | 25.81 | 62.48 | 39.5 | 38.12 | 57.22 | 38.52 | 50.61 | 60.3 | 21.07 |
Para las muestras de la Cuarzodiorita de Sabanalarga, el contenido de SiO2 varía entre 59.5 y 46.7%; el contenido de Al2O3 varía entre 5.41- 16.9 % y el de MgO, entre 2.6-15.4 %. De la misma manera, registra valores de Sr=78.6-504 ppm Y=12-25 ppm y razones Sr/Y=6.5-25.1 y La/Yb=4.4-5.9. En el diagrama TAS (Middlemost, 1994) las muestras caen en el campo de los gabros y dioritas (Figura 4A), en el diagrama AFM (Irvine and Baragar, 1971) las muestras caen en el campo de las series calco-alcalinas y una muestra (LMC-353) corresponde a las series toleíticas (Figura 4B). En el diagrama de SiO2 vs K2O (Peccerillo y Taylor, 1976) las muestras varían de las series toleíticas, series calco- alcalinas hasta las series altas en K2O (Figura 4C).
Figura 4 A Diagramas de discriminación tectónica B) TAS (Middlemost, 1985); b) AFM (Irvine & Baragar, 1971); C) SiO2 vs K2O (Peccerillo y Taylor, 1976).
Para las muestras del Gabro de Santa Fe, el contenido de SiO2 varía entre 74.7-48.6 %; el de Al2O3, varía entre 0.78 a 13.2 %; el de MgO, varía entre 0.5-9.76 %, Na2O= 0.86-3.76 %; y el de K2O, varía entre 0.2 hasta 1.4 %; presentando valores de Sr=151-732 ppm, Y=7-20.9 ppm y razones Sr/Y =9-122 y La/Yb=2.08-7.6 afines con algunas características adakíticas (Kay and Kay, 2002). En el diagrama TAS (Middlemost, 1994), las muestras caen en el campo de los gabros, gabrodioritas, dioritas y granitos (Figura 4A); en el diagrama AFM (Irvine y Baragar, 1971), las muestras se distribuyen en dos grupos bien definidos en la figura 4b entre muestras de las series calco-alcalinas (muestras intermedias) y las series toleíticas (muestras máficas). Por último, en el diagrama de SiO2 vs K2O (Peccerillo y Taylor, 1976), las muestras se distribuyen igualmente entre dos grupos, entre las series toleíticas y las series calcoalcalinas (Figura 4C).
Las muestras de la Cuarzodiorita de Sabanalarga normalizadas al N-MORB (Sun y McDonough, 1989), presentan enriquecimiento en "Large Ion Lithophile elements" (LILE). En comparación con los "High Field Strength elements" HFSE y las tierras raras (REEs), con anomalías negativas de Ta, Nb-Ti y enriquecimientos en Cs, Ba y K (Figura 5A), características de magmas formados en una zona de subducción. Normalizadas al Condrito (Nakamura, 1974), las muestras presentan enriquecimiento en tierras raras livianas respecto a las tierras raras pesadas, con razones (La/Yb)N=3.0-3.96 y (La/Sm)N=2.85-2.27 (Figura 5B).
Figura 5 A. Diagrama normalizado al N-MORB (Sun & McDonough, 1989). B. Diagrama normalizado al Condrito (Nakamura, 1974).
Las muestras del Gabro de Santa Fe normalizadas al N-MORB (Sun y McDonough, 1989), presentan enriquecimiento en LILE respecto a HFSE y las REEs, con anomalías negativas de Nb-Ti, y anomalías positivas de Ba, Cs y K (Figura 5A), afínes a magmas formados en ambientes de subducción. Normalizados al Condrito (Nakamura, 1974), las muestras presentan enriquecimiento en HREE, respecto a LREEs, con valores (La/Yb)N=2.16-11.5, y (La/Sm)N=1.35-5.42 (Figura 5B).
En el diagrama de clasificación Nb/Yb-Th/Yb (Pearce, 2008) se observa que tanto las muestras de la Cuarzodiorita de Sabanalarga y el Gabro de Santa Fe presentan enriquecimiento en Th y Nb (Figura 6A), característico de magmas sometidos a proceso de interacción con corteza en ambientes de subducción (Pearce, 2008). En el diagrama de Condie y Kroner (2013), se observa que las muestras correspondientes a la Cuarzodiorita de Sabanalarga presentan altos valores (La/Yb)N vs Sr/Y, correspondientes a arcos continentales; mientras que las muestras del Gabro de Santa Fe se dispersan entre arcos oceánicos y arcos continentales (Figura 6B).
Figura 6 A. Diagrama de discriminación tectónica Nb/Yb vs Th/Yb (Pearce, 2008). B. Diagrama de discriminación (La/Yb)n vs Sr/Y (Condie & Kroner, 2013).
Además, razones (La/Yb)N=3-3.96 y Sr/Y= 14-25 y un espesor cortical aproximado de 23-29.7 Km (Profeta et al., 2015) fueron calculados para la Cuarzodiorita de Sabanalarga. Igualmente razones (La/Yb)N=2.18-11.56 y Sr/Y= 11-122 y un espesor cortical de ca. 17-52 Km (Profeta et al., 2015) fueron calculados para el Gabro de Santa Fe.
5.3. GEOCRONOLOGÍA
Los análisis geocronológicos fueron realizados siguiendo metodologías distintas por los grupos SGC y UERJ y su distribución espacial se puede observar en la figura 2.
En el SGC fueron analizadas 5 muestras; 2 de la Cuarzodiorita de Sabanalarga (muestras JPZ-178 y MGO-238), y 3 del Gabro de Santa Fe (muestras JPZ-121,JPZ-159A, TCR-815). El grupo de trabajo UERJ analizó 10 muestras; de las cuales, 4 corresponden a la Cuarzodiorita de Sabanalarga (WSS,
W67TR, W65MT), 4 al Gabro de Santa Fe (WSF, W68SC, W64SA y WTrCa), 1 al Stock de Buriticá (WBR) (Anexo 1).
5.3.1. CUARZODIORITA DE SABANALARGA
En la muestra JPZ-178 (granodiorita) se analizaron 45 circones, subhedrales a euhedrales, prismáticos alargados e incoloros, con tamaños entre 70 y 100 pm. A pesar de la catodoluminiscencia (CL) no ser de buena resolución se observan texturas de zonación oscilatoria concéntrica, texturas de reabsorción magmáticas (Vavra et al., 1999) y valores Th/U= 0.57-.28 típicos de circones magmáticos (Rubatto, 2002). La edad media ponderada de cristalización de la muestra se calculó a partir de la relación 206Pb/238U 71.6 + 1.2 Ma (MSWD=1.7, n= 26; Figura 7).
En la muestra MGO-238 (granodiorita), se analizaron 53 circones subhedrales a euhedrales, prismáticos alargados e incoloros, con tamaños entre 100 y 120 μm. En imágenes de CL se observan algunas texturas de zonación oscilatoria concéntrica y texturas de reabsorción típicas de circones magmáticos (Vavra et al., 1999). En el diagrama concordia Wetherill, se presentan dos poblaciones de datos: el primero alrededor de 75-80 Ma y el segundo entre 95-120 Ma (Figura 7). La edad media ponderada de cristalización se calculó 206Pb/238U de 71.5±2.4 Ma (MSWD de 2,4, n=8). En el diagrama Concordia (Figura 7), se observan edades heredadas del segundo grupo de datos de: 96,38 ± 4,4, 103,68 ± 5,2, 108,53 ± 5,76 y 112,30 ± 7,73 Ma, correspondientes posiblemente a edades heredadas de la roca caja. Para los circones analizados entre 75-80 Ma, se obtuvieron relaciones Th/U, entre 0.29 y 0.5 asociados a circones magmáticos (Rubatto, 2002). Mientras que para las herencias (> 90 Ma), se obtuvieron valores Th/U entre 0,07 y 0,043 afines con valores presentes en rocas metamórficas (Rubatto, 2002).
Las 4 muestras siguientes (WSS, W67TR, W65MT, W66HD), presentan circones ígneos euhedrales muy homogéneos y sin núcleos heredados, con tamaños entre 200 y 500 Micras (Figura 7). Los diagramas de concordia presentan dos poblaciones, una de ellas presenta elipses alargadas horizontalmente, asociados a errores mayores en la proporción 207Pb/235U. La segunda población presenta elipses alargados diagonalmente con errores mayores en la proporción 206Pb/238U. Los resultados de estas se describen a continuación:
En la muestra WSS (tonalita) se analizaron 18 granos de circón con tamaños entre 250 y 500 μm y valores Th/U=0.79-0.38, típicos de circones magmáticos (Rubatto, 2002), quince granos y permitieron calcular una edad de 76.2 ± 3.4 Ma (Figura 7).
Para la muestra W67TR (tonalita), se analizaron 32 granos de circón, con tamaños que varían desde 200 hasta 400 μm, y valores Th/U=0.69-0.36 típicos de circones magmáticos (Rubatto, 2002). No obstante, debido a altas concentraciones de 206Pb, solo se consideraron los datos de 12 granos, los cuales permitieron calcular una edad de 74.6 ± 7.6 Ma (Figura 7).
En la muestra W65MT (cuarzodiorita), se analizaron dieciocho granos de circón con tamaños entre 200 y 300 μm y valores Th/U= 0.50-0.25 típicos de circones magmáticos (Rubatto, 2002). Esta muestra no presentó núcleos heredados o zircones metamórficos (Figura 7), por lo que permitió calcular una edad de 85, 4 ± 2.4 Ma. Incluso discordante, la edad presenta un error pequeño.
En la muestra W66HD (tonalita) se analizaron dieciocho granos de zircón, con tamaños entre 200 y 400 µm y valores Th/U= 0.64-0.29, típicos de circones magmáticos (Rubatto, 2002); mismos que permitieron calcular una edad de 76.7 ± 2.4 Ma (Figura 7). Los granos en esta muestra se presentan en dos poblaciones con errores y edades similares.
5.3.2. GABRO DE SANTA FE
En la muestra JPZ-121 (tonalita hornblendica) fueron analizados 54 circones subhedrales a euhedrales, prismáticos cortos e incoloros, con tamaños entre 75 y 150 pm (Figura 8) y razones Th/U= 0.25-1.19, típicos de circones ígneos (Rubatto, 2002). El rango de dataciones obtenido varía entre 76 hasta 96 Ma en el diagrama Tera Wasserburg (Figura 8). Su edad fue calculada a partir de la relación 206Pb/238U en 79.71 ± 0.85 Ma (MSWD=1.09, n=18) (Figura 8).
Para la muestra JPZ-159A (tonalita), se analizaron 25 circones subhedrales a euhedrales, prismáticos e incoloros, y algunos rotos con tamaños entre 50 y 150 μm (Figura 8). En las imágenes de CL se observa zonación oscilatoria. Las edades varían entre 86.9 a 88.3 Ma y son concordantes en el diagrama Tera Wasserburg (Figura 8). La edad media ponderada fue calculada 206Pb/238U de 86.7±1.6 Ma (MSWD= 2.6, n= 23), con valores U/Th= 0.9-0.78; valores típicos de circones ígneos (Rubatto, 2002).
Para la muestra TCR-815 (microgabro), se analizaron 166 circones, subhedrales a anhedrales, rotos o como prismas cortos con tamaños entre 50 y 100 μm (Figura 8). En imágenes de CL los circones presentan zonación oscilatoria. El rango de la muestra varía de 76 a 89 Ma y son concordantes en el diagrama Tera Wasserburg (Figura 8). Finalmente, su edad fue calculada 206Pb/238U de 81.86±0.61 Ma (MSWD=1.18, n=92), y valores U/Th=0.3-1.21, valores típicos de circones ígneos (Rubatto, 2002).
Para la muestra WSF (diorita), fueron analizados 18 granos con tamaño variable entre 50 y 200 µm y valores Th/U=0.61-0.31, típicos de circones magmáticos, (Figura 8). Esta muestra presentó circones ígneos euhedrales, con crecimiento oscilatorio, cristalizados sin núcleos heredados y una edad 206Pb/238U de 78.4±6.4 Ma (n=12) (Figura 8). La mayoría de los datos de este análisis fueron discordantes, debido principalmente a proporciones altas de 206Pb.
En la muestra W68SC (cuarzodiorita) fueron analizados 27 granos con tamaños entre 150 y 400 µm y valores Th/U=0.93-0.54 típicos de circones magmáticos (Rubatto, 2002), (Figura 8), de los cuales fueron concordantes 18 disparos. Presentó circones ígneos euhedrales, con crecimiento oscilatorio, bien cristalizados y sin núcleos heredados y se calculó una edad 206Pb/238U de 79 ± 2.4 Ma (Figura 8). Todos los análisis presentan una alta concordancia con edades semejantes (Figura 8).
En la muestra W64SA (diorita), fueron analizados 18 granos de circón, con tamaños entre 150 y 300 µm y valores Th/U= 0.78-0.19, típicos de circones magmáticos (Rubatto, 2002; Figura 8). La muestra presentó circones ígneos euhedrales, con crecimiento oscilatorio, bien cristalizados (Vavra et al., 1999) y sin núcleos heredados y una edad 206Pb/238U de 79 ± 14 Ma (Figura 8).
La muestra WTrCa (diorita) corresponde a una diorita con abundantes xenolitos de la Granulita de Pantanillo y cortada por diques asociadas al magmatismo terciario presente en la zona. En esta fueron analizados 19 circones con tamaños entre 100 y 300 µm y valores Th/U= 0.82-0.29, típicos de circones magmáticos (Rubatto, 2002; Figura 8), ígneos euhedrales, con crecimiento oscilatorio, cristalizados y sin núcleos heredados y una edad 206Pb/238U de 81.4 ± 2 Ma.
5.3.2.1.STOCK DE BURITICÁ
La muestra WBR (tonalita) presentó una edad 206Pb/238U, concordante de 93.9±3 Ma, con 18 granos analizados. Los granos son euhedrales, sin núcleos heredados y tamaños entre 100 y 500 μm y valores Th/U= 1.17-0.30 asociados a circones magmáticos (Rubatto, 2002; Figura 9). La edad obtenida fue menor, de la de 102 Ma reportada por Weber et al., (2015); pero consistentemente mayor con las obtenidas en el Gabro de Santa Fe.
6. Discusión y conclusiones
Nuevos datos geoquímicos, geocronológicos y cartografía geológica detallada de los plutones que intruyen a ambos márgenes de la Falla Sabanalarga (Hall et al., 1972; Rodríguez et al., 2012a; Correa et al., 2018), permitieron separar con mayores argumentos el denominado "Batolito de Sabanalarga" (González et al., 1976; Álvarez y González, 1978; González, 2002; Rodríguez et al., 2012a). En Cuarzodiorita de Sabanalarga y Gabro de Santa Fe, continuando la separación planteada por Nivia y Gómez (2005) hecha en base a diferencias petrográficas y relaciones de campo respecto a la definición original para el Plutón de Sabanalarga de Hall et al., (1972); Álvarez et al., (1975); Mejía et al., (1983).
Asimismo, relaciones de campo evidenciadas durante la cartografía geológica permitieron identificar dos bloques tectónicos autónomos, intruidos por plutones de diferente composición y edad similar a ambos márgenes de la Falla Sabanalarga. Los análisis demostraron que, al este la Cuarzodiorita de Sabanalarga, un cuerpo de composición principalmente tonalita y con edades ígneas de 76.7±2.4, 85.4±2.4, 74.6±7.6, 76.2±3.4, 71.6±1.2, 71.5±2.4 Ma, intruye rocas metamórficas en facie esquisto verde asociadas al Complejo Cajamarca (terreno Tahami). Del mismo modo, al oeste el Gabro de Santa Fe de composición gabro-gabrodiorita y con edades ígneas de 79.71±0.85, 86.7±1.6, 81.86±0.61, 78.4±6.4, 79±2.4, 79±14, 81.4±2 Ma, se encuentra intruyendo rocas volcánicas básicas de ambiente oceánico de la Formación Barroso (terreno Caribe) y con algunos cuerpos de xenolitos en facie granulita de la Anfibolita de Pantanillo (Cardona, 2010; Rodríguez et al., 2012), con edades de cristalización de 87.9±1.7, 84.2±0.69 y 80.9±1.2 Ma (Correa et al., 2018) y asociados a las raíces del arco volcánico engrosado (Toro-Toro et al., 2020) .
Entre ambos plutones y al interior de las trazas de la falla de Sabanalarga, se encuentran un cinturón de bloques de basaltos, esquistos, rocas ultramáficas y milonitas que varían en el grado de su deformación. Los dos intrusivos presentan anomalías de Nb-Ti, patrones de HFSE y REE en los diagramas multielementales característicos de rocas generadas en ambientes de subducción. Sin embargo, tienen algunas diferencias: la Cuarzodiorita de Sabanalarga presenta valores de Sr=78.6-504 ppm, Y=12-25 ppm y razones Sr/Y =6.5-25.1 y La/Yb=4.4-5.9 características de magmas no adakíticos; mientras tanto, el Gabro de Santa Fe presenta valores de Sr=151-732 ppm, Y=7-20.9 ppm y razones Sr/Y=9-122 y La/Yb=2.08-7.6 afines con algunas características adakíticas (Kay y Kay, 2002). Además, en el diagrama de discriminación tectónica (La/Yb)n vs Sr/Y (Condie y Kroner, 2013) de la figura 6b se observa que las rocas asociadas a la Cuarzodiorita de Sabanalarga caen en el campo de los arcos continentales; mientras que las rocas del Gabro de Santa Fe caen entre los campos de arcos oceánicos y continentales ; sugiriendo la evolución a partir de un arco inmaduro.
Las diferencias de espesor cortical, basadas en valores La/Yb y Sr/Y (Profeta et al., 2015) para la Cuarzodiorita de Sabanalarga, arrojan espesores entre 23-29 km y de 17-52 Km para la corteza Gabro de Santa Fe; datos que indican que ambos plutones se emplazaron en cortezas de diferente espesor; una continental de 23-29 km (al este del SFCR) y una corteza oceánica engrosada de 15-52 km (al oeste del SFCR). En la margen oriental asociada al magmatismo tipo Batolito Antioqueño-Stock de Ovejas (Leal-Mejía,2011; Duque-Trujillo et al., 2019) y en el margen occidental asociada a la formación de granitos sobre corteza tipo Plateau en ambientes de subducción o fusión parcial de la corteza oceánica (Weber et al., 2015).
Las muestras de la Cuarzodiorita de Sabanalarga presentan valores de Zr hasta 150 ppm y las del Gabro de Santa Fe presenta valores desde 25-111 ppm. El contenido de Zr en los plutones estudiados muestran que la posibilidad de que el magma sea saturado en Zr es mayor para la Cuarzodiorita de Sabanalarga; esto por estar emplazada en un ambiente continental. Mientras que para el Gabro de Santa Fe, la saturación de Zr es menor en la mayoría de las muestras: debido a su ambiente oceánico (Weber et al.,2015). Las bajas cantidades de Zr en el Gabro de Santa Fe explican la dificultad para la separación de circones presentada por las rocas de dicha unidad.
Los datos U-Pb obtenidos en este trabajo indican que ambos cuerpos cristalizaron en el Cretácico Superior. La Cuarzodiorita de Sabanalarga presenta dos grupos de edades, posiblemente correspondientes a dos pulsos: el más joven está entre 71.5 y 76.7 Ma (con una media ponderada de 72.8±2.9 Ma) y un dato más antiguo de 85 Ma. La morfología de cristales de circón (Giraldo, 2017) y los datos isotópicos 87Sr/86Sr=0.70379-0.70379 y εNd= +6.58 (Ordoñez-Carmona, 2001), permiten asociar este pulso al Stock de Altavista con 87Sr/86Sr= 0.70292, 0.70456, 0.70743 y εNd= + 7.4, +9.8, +2.6 (Correa et al., 2006).
El Gabro de Santa Fe presenta edades entre 78.4 y 81.8 Ma (con una media ponderada de 81.0±1.4 Ma) y una edad de 86.7±1.6 Ma, similares a las edades de 80 y 87 Ma de la Granulita de Pantanillo. Cuerpos satélites asociados al Gabro de Santa Fe, como el Stock de Buriticá, tienen edades U-Pb entre 93-100 Ma (Weber et al., 2015). Ambos cuerpos presentan relaciones isotópicas de 87Sr/86Sr= 0.7037 y εNd= +7 (Weber et al., 2015), y 87Sr/86Sr= 0.70469 y εNd= +6.67, +6,81 (Ordoñez-Carmona, 2001), valores isotópicos primitivos (Weber et al., 2015).
Ambos plutones presentan una diferencia de aproximadamente 8-10 Ma en su cristalización, siendo un poco más joven los Plutones al Este de la Falla Sabanalarga y asociados a una de las primeras etapas del magmatismo del Batolito Antioqueño, entre 81-72 Ma (Stock de Ovejas) (Leal-Mejía, 2011; Duque-Trujillo et al., 2019). La edad de cristalización del Gabro de Santa Fe está asociada a cuerpos intrusivos de afinidad tonalítica en el Plateau Caribe menores a 100 Ma, como el Gabro de Altamira, Granito Pujili, el Batolito de Buga y el Batolito de Aruba (White et al., 1999, Vallejo, 2007; Villagómez et al., 2011; Zapata-Villada et al., 2017).
La existencia de dos arcos contemporáneos podría ser explicado en base a dos modelos geológicos, una subducción única o una doble subducción tipo Molucca. El modelo de subducción única explicaría dos magmas con características distintas; esto al considerar la existencia de la trinchera al occidente de la Formación Barroso, con fusión de placa a diferentes profundidades (Rodríguez et al., 2012a). Debido a la reología y composición de los materiales intruidos, al occidente el basamento engrosado del Plateau Caribe y al oriente el basamento metamórfico pre-cretáceo del terreno Tahamí, es probable que se generaran magmas de diferente afinidad geoquímica (Figura 10A). En este modelo sería necesario explicar las unidades que se encuentran entre las Fallas Cauca-Oeste y Falla San Jerónimo, como los Esquistos de Sabaletas y el Complejo Quebradagrande, (Figura 10A). Las evidencias de campo, como la abstención de cornubianas y la no evidencia de intrusión de la Cuarzodiorita de Sabanalarga en los Esquistos de Sabaletas y el Complejo Quebradagrande, sugieren que estas dos unidades fueron adosados a la margen posterior a su acreción. Villagómez et al., (2011) presenta evidencias de intrusiones de c.a de 80 Ma del Plutón de Córdoba sobre rocas del Complejo Quebradagrande. Sin embargo, los Esquistos de Sabaletas con edades máximas de depositación de 76 Ma (Zapata-Villada, 2018) no se observan intruidos por cuerpos cretáceos c.a 80-72 Ma; evidencia que sugiere que esta secuencia metamórfica de bajo grado no se encontraba acrecionada a la margen continental en este periodo (Figura 10A).
Figura 10 Modelos tectónicos A) Modelo de subducción con migración de la trinchera al occidente (Modificado de Rodríguez et al., 2012). B) Modelo de doble subducción (Modificado de Villagómez et al., 2011; Jaramillo et al., 2017).
Por otro lado, la subducción opuesta tipo Molucca (Hall y Wilson, 2000; Zhang et al., 2017) involucra la colisión de dos arcos oceánicos, sin embargo, en el Noroccidente de Suramérica comprende la colisión de un arco oceánico y arco continental, basado en reconstrucciones cinemáticas de la Placa Caribe de régimen oblicuo transpresivo (Kennan and Pindel, 2009, Villagómez et al., 2011; Jaramillo et al., 2017). Esta doble subducción, sugiere la existencia de una zona de subducción desarrollada al occidente sobre el Plateau Caribe y otra al oriente sobre el basamento pre-Cretácico del terreno Tahami, (Figura 10B; Vallejo et al., 2006; Villagómez et al., 2011; Wright and Wyld, 2011; Weber et al., 2015, Jaramillo et al., 2017) y permite explicar fragmentos de unidades alóctonas existentes entre ambos arcos.
Las rápidas tasas de exhumación entre 80-73 Ma del Norte de Suramérica (Villagómez y Spikings, 2013), los cambios en la sedimentación de las cuencas tras arco (Villamil, 1999; Bayona, 2018), y un cambio importante en la composición del magmatismo del arco continental en la Cordillera Central c.a 73 Ma (Jaramillo et al., 2017), sugieren una colisión de un arco oceánico y un arco continental (Jaramillo et al., 2017, Pardo-Trujillo et al., 2020). Además, el registro estratigráfico y proveniencia de parte del Miembro Urrao, que suprayase facies vulcanoclasticas de la Formación Barroso, es también coetáneo con la colisión de ambos arcos (Pardo-Trujillo et al., 2020).
Finalmente, a pesar de los grandes avances en geología regional, trabajos estratigráficos y geocronología U-Pb en los últimos años, la poca cantidad de evidencias estructurales, la escasa información isotópica de intrusivos a ambos lados la Falla Sabanalarga o Falla Cauca Oeste (SFCR) y la perdida de kilómetros de corteza producto del régimen transpresivo oblicuo del Cretáceo (Kennan and Pindell, 2009, Moreno- Sanchez et al., 2016) hacen necesario trabajos más rigurosos en el área de estudio para poder establecer un único escenario tectónico posible.
