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Introducción
La Placa del Caribe es un elemento litosférico mayormente sumergido que se encuentra inserto entre las placas Norteamericana, Sudamericana (Bloque de los Andes del Norte), Cocos y Nazca (Bloque Panamá-Chocó) (Cortés y Angelier, 2005). Está compuesta por diferentes tipos de corteza que incluyen terrenos continentales (i. e. Bloque de Choros), arcos volcánicos (i. e. arco de islas relacionados al Gran Arco del Caribe), corteza oceánica de las cuencas
Colombia y Venezuela y terrenos oceánicos compuestos como el Terreno Mesquito (Hoernle et al, 2004; Montes et al, 2019; Romito y Mann, 2021; Rui et al, 2022; Riel et al, 2023). Los límites de la Placa del Caribe en el norte y sureste son márgenes activas caracterizadas por ser zonas complejas de colisión, subducción y deformación strike-slip (e. g.Spikings y Simpson, 2014; Calais et al., 2016; Figura 1).
Figura 1 Mapa regional del área peri-Caribe. Los límites de placas se muestran como líneas gruesas negras. El área sombreada en amarillo esquematiza la extensión de la MOC, localizada en las cuencas Colombia y Venezuela, incluidas la Dorsal de Beata y la Elevación Inferior Nicaragüense. En gris oscuro, verde y púrpura se denota la distribución geográfica de las unidades de meseta oceánica, y aquellas relacionadas con el arco (modificadas de Kerr et al., 2009 y Riel et al., 2023). Adicionalmente, se ilustra la localización de los sitios de perforación de la campaña DSDP 15 (sitios 146 y 150-153) y ODP 165 (sitio 1001) que penetraron en el basamento. El punto rojo indica la localización del pozo exploratorio Orca-1, y el recuadro negro denota el área detallada en la Figura 2.
La región central de la Placa del Caribe, también denominada Meseta Oceánica del Caribe, incluye la Cuenca de Colombia, la Cordillera de Beata y la Cuenca de Venezuela, y está formada por una corteza oceánica de espesor variable. Las porciones de mayor espesor (12-20 km) se asocian a la Gran Provincia Ígnea del Caribe (CLIP, por sus siglas en inglés), un producto de vulcanismo magmático prolongado (108-73 Ma; e. g.Révillon et al., 2000a; Whattam, 2018; García-Reyes y Dyment, 2021) cuya principal fase, según Ramos et al. (2025), fue controlada por un sistema de crestas en expansión. Las áreas de corteza oceánica normal, adyacentes a la cresta en expansión del CLIP, registran un espesor de 4-5 km (e. g.Driscoll y Diebold, 1999; Barrera-Lopez et al., 2022) y son interpretadas por Ramos et al. (2025) como una reducción gradual en el suministro de magma a la cresta en expansión.
Debido a que la mayor parte de la Meseta Oceánica del Caribe se encuentra sumergida a grandes profundidades, su estructura y geoquímica se han determinado principalmente a partir del material acrecionado, levantado tectónicamente y expuesto subaéreamente en las islas alrededor de los márgenes del mar Caribe, así como en la porción sur de Centroamérica y el noroeste de Suramérica (Giunta et al., 2006; Whattam y Stern, 2015; Ramírez-Cárdenas et al, 2024; Figura 1). Se pueden encontrar restos de estos terrenos en Costa Rica (e. g.Alvarado et al., 1997; Hauff et al, 2000a; Buchs et al, 2010), Panamá (e. g. Buchs et al, 2010; Gazel et al.,, 2018; Ariza-Acero et al., 2022), Colombia (e. g. Spadea et al, 1989; Kerr et al, 1997; Zapata-Villada et al, 2017; Ariza-Acero et al., 2022), Venezuela (e. g.Santamaría y Schubert, 1974; Baquero, 2015; Mendi et al, 2020) y Ecuador (e. g. Kerr et al, 2002; Jaillard et al, 2009). De igual manera, se encuentran en las islas de Gorgona en el Pacífico (e. g. Révillon et al, 2000a; Hoernle et al.,, 2002), así como en las islas de Curazao (e. g. Kerr et al, 1996; Wright y Wyld, 2011; Loewen et al, 2013), Los Roques (e .g. Santamaría y Schubert, 1974; Giunta et al, 2002; Toro-Toro et al, 2014), Aruba (e. g. White et al, 1999; Wright y Wyld, 2011), Haití (e. g. Loewen et al, 2013), República Dominicana (e. g. Lewis et al, 2002; Escuder-Viruete et al, 2016) y Jamaica en el Caribe (e. g. Wadge et al, 1982; Hastie et al., 2010). En resumen, los fragmentos acrecionados consisten en lavas y sills basálticos y picríticos, con gabros y cúmulos ultramáficos.
Figura 2 Superposición de un mapa de la primera derivada de anomalías gravimétricas de Bouguer para las áreas costa afuera de la península de La Guajira (modificado de Martínez et al., 2015) y mapa geológico de las rocas cristalinas y estructuras aflorantes en la Alta Guajira (tomado de López y Zuluaga, 2012). El mapa de anomalías gravimétricas de Martínez et al. (2015) evidencia una serie de valores positivos NW-SE (colores cálidos), que corresponden a un alto del basamento relacionado con las principales fallas de rumbo, así como una tendencia de fuertes anomalías positivas de SW-NE a W-E, que se corresponden con el frente del Cinturón Deformado del Caribe Sur, un prisma de acreción situado en el borde exterior de las cuencas Tayrona y Ranchería. Según Martínez et al. (2015), las anomalías de gravedad tienen valores más bajos hacia el margen continental, lo que indica dónde está subduciendo la losa oceánica de la Placa del Caribe bajo la litosfera continental de la Placa Sudamericana. Se referencia la localización del pozo Orca-1 (12°46'57.36"N; -71°35'49.20"E) y la perforación DSDP 153 (13°58.33'N; 72°26.08'W), en el límite sur de la Dorsal de Beata.
Mientras que los terrenos acrecionados de la Placa del Caribe han sido ampliamente muestreados y estudiados en mayor detalle en las exposiciones subaéreas, solo se dispone de datos limitados de las partes submarinas (Figura 1 ). La recuperación de estos últimos materiales proviene de perforaciones realizadas durante las campañas DSDP 15, sitios 146 y 150-153 (Donnelly et al, 1973; Bence et al, 1975; Sinton et al, 1998; Hauff et al, 2000b) y ODP 165, Sitio 1001 (Shipboard Scientific Party, 1997; Sinton et al, 2000; Kerr et al, 2009), al igual que de muestreos mediante sumergible o dragado de la Dorsal de Beata (Fox et al, 1970; Révillon et al.,, 2000b; Mauffret et al, 2001; Dürkefälden et al, 2019a), la Dorsal de Aves (Fox et al, 1971; Neill et al, 2011) y el Escarpe de Hess (Dürkefälden et al., 2019b). Si bien los análisis composicionales y geocronológicos de las rocas en estas locaciones platean una historia coherente a nivel regional, son limitados a pequeñas porciones de afloramiento de dorsales submarinas. De allí que ampliar el estudio del basamento sumergido hacia los márgenes de la placa representaría una pieza crucial faltante en la reconstrucción de la historia tectónica de la margen sur de la Placa del Caribe.
En 2014, Petrobras International Braspetro B.V - Sucursal Colombia y Ecopetrol S.A., usando la embarcación Ocean Clipper NS-21, perforaron el pozo exploratorio Orca-1, al este de la Cuenca de Ranchería, también denominada Depresión de Chimare (Anexo 1; Figura 2). El pozo alcanzó una profundidad de 4243 metros, y en su base perforó una secuencia de >200 m que contiene litologías de rocas ígneas y basaltos. Estas rocas recuperadas representan una oportunidad excepcional de estudiar la estructura, composición e historia de la secuencia sumergida del basamento de la Alta Guajira. Este trabajo proporciona nuevos datos petrográficos, mineralógicos y geoquímicos con los cuales se soporta la idea de que el basamento del pozo Orca-1, localizado al norte de la sutura colisional de Chimare, podría hacer parte de la MOC.
Marco geológico regional
Marco tectónico
La región del Caribe se originó como meseta oceánica en el Pacífico oriental, bordeada por un arco insular intraoceánico ("Gran Arco del Caribe") que fue transportado como una unidad a la actual zona geográfica del mar Caribe por una combinación de procesos de reversión de la dirección de subducción, rotación de arcos y convergencia oblicua (Burke, 1988; Pindell y Kennan, 2009). De allí que la geología del área de estudio ha estado ligada a procesos de subducción, colisión, acreción diacrónica de terrenos oceánicos y la formación de cinturones orogénicos a lo largo del borde noroccidental de Suramérica, producto de la interacción entre placas (i. e.Santamaría y Schubert, 1974; Taboada et al, 2000; Giunta et al, 2006; Cardona et al, 2009).
El conjunto de bloques limitados por fallas de rumbo (e. g. Falla de Cuisa y Simarua; Figura 2) en la porción norte de la península de La Guajira son probablemente el producto de la interacción de las placas mencionadas. Para Cerón (2008) el sistema Simarua-Cuiza representaría la paleosutura entre los terrenos alóctonos oceánicos del Caribe al norte y la corteza continental autóctona al sur. Por su parte, Weber et al. (2009) interpretan que el contacto entre unidades cretácicas y el basamento en la serranía de Jarara sería la zona de sutura entre Suramérica y los terrenos alóctonos del arco Jarara-Etpana. Más recientemente, Londoño et al. (2015) plantean que la Sutura de Chimare, un mínimo de gravedad justo al norte de la porción continental de La Guajira (Figura 2), sería el límite ya que marca el extremo norte de los principales bloques de basamento considerados autóctonos.
Características del basamento cristalino emergido
En la porción sur de la región denominada Baja Guajira, limitada al sur por la Falla de Oca y al norte por la Falla de Cuisa, el basamento se encuentra mayormente enterrado bajo secuencias sedimentarias Cenozoicas. No obstante, algunos pozos exploratorios lograron perforar rocas cristalinas donde se evidencia que el basamento de la Baja Guajira corresponde con rocas ígneas intrusivas (granitos, granodioritas y dacitas) y fitologías metamórficas de grado diverso (cuarcitas, esquistos, filitas, entre otros) con un amplio espectro de edades (Cerón et al., 2007).
Desde la serranía de Cosinas, y hacia el norte, la península de La Guajira está caracterizada por una serie de macizos aislados con una geología comparable, rodeados por regiones planas y cuencas sedimentarias de edad Cenozoica (MacDonald, 1965). Según Cardona et al. (2007, 2009) y Weber et al. (2011), las rocas cristalinas forman tres dominios litotectónicos, que de SE a NW, incluyen: a) un cinturón poco deformado constituido por rocas volcano-sedimentarias Mesozoicas correlacionables con los sistemas depositacionales de la margen pasiva autóctona de Suramérica; b) un basamento metamórfico de alto grado más antiguo, con rocas proterozoicas y paleozoicas intruidas por granitoides jurásicos-cretácicos; y c) una serie de unidades metavolcano-sedimentarias deformadas de bajo grado, de edad Cretácica, intercaladas con rocas máficas y ultramáficas de carácter plutónico (serpentinitas y gabros) que son cortadas por rocas magmáticas de edad Eocena. Los autores mencionados interpretan las unidades metavolcano-sedimentarias (formaciones Jarara y Etpana) como arcos intraoceánicos y complejos de subducción-acreción, relacionados con la evolución de la Placa del Caribe, que probablemente se acrecionaron en el pasado. La unidad más al norte es la Formación Etpana que está constituida por filitas, esquistos, cuarcitas, serpentinitas, mármoles, metarenitas arcósicas, metaconglomerados y metagabros (MacDonald, 1965; Weber et al, 2011; López y Zuluaga, 2012).
Características del basamento cristalino offshore
Las perforaciones realizadas en la Cuenca Venezuela, la Dorsal de Beata y la Elevación de Nicaragua recuperaron rocas intrusivas y/o extrusivas de composición basáltica (e. g.Donnelly et al, 1973; Fox et al, 1971; Sinton et al., 2000). Los basaltos que no han experimentado alteraciones significativas son del tipo toleita, cuya química de elementos mayores y traza es similar a la de los basaltos de dorsal oceánica (MORB) (e. g. Donnelly et al., 1973; Bence et al., 1975). Algunas de las muestras más alteradas, en particular las de las perforaciones en la Dorsal de Beata (Sitio DSDP 151) y la Elevación Nicaragua (DSDP Sitio 152) se encuentran enriquecidas en álcalis.
Metodología
Para el presente estudio se realizó muestreo sobre ripios o cortes de perforación del intervalo 4005-4240 m del pozo Orca-1 (Tabla 1; Anexo 1). Los ripios fueron lavados, secados y tamizados en el tamiz número 18 (1,0 mm).
Petrografía
Se analizaron 10 secciones delgadas, incluidos todos los fragmentos de roca presentes en el intervalo de profundidad y 17 secciones delgadas de fitologías exclusivamente ígneas mediante selección de fragmentos de roca. Se describieron las variedades litológicas observadas en las secciones delgadas y se procedió a su clasificación por familias, siguiendo los parámetros establecidos en Folk (1974), Sibson (1977) y Le Maitre (2002). La nomenclatura de los minerales usada en las fotografías corresponde a la de Kretz (1983).
Análisis mineralógico
En el Laboratorio de Difracción de Rayos-X (DRX) del Instituto Colombiano del Petróleo y Energías de la Transición, ICPET, se realizó la caracterización mineralógica de fragmentos seleccionados correspondientes al microgabro en 5 muestras (Tabla 1). Esta técnica permitió identificar los minerales arcillosos (filosilicatos) y no arcillosos que presentan una estructura interna ordenada a nivel de la fracción de 2 micras. Igualmente, se estableció el perfil mineralógico y los tipos de mineralogías presentes en la roca total. Para las mediciones se utilizó un difractómetro de Rayos-X, marca Olympus modelo Terra-441 con fuente de radiación de cobre, aplicando una corriente de 350 liA a 30 kV y una apertura de 0,05° 28. La concentración o abundancia relativa de los minerales se calculó mediante la metodología de Rietveld (Young, 1995), con la ayuda del software TOPAS v4.2, que consiste en ajustar un modelo teórico a un patrón experimental de difracción de rayos-X utilizando el método de mínimos cuadrados, hasta obtener el mejor ajuste entre ambos.
Tabla 1 Inventario de muestras y análisis llevados a cabo en ripios de perforación del pozo Orca-1. Las muestras para análisis de ICP-OES y separación de minerales pesados son resultado de agrupar varias muestras de ripios. Adicionalmente, se tomaron dos muestras: una en el intervalo 4020-4110 m y la otra en el intervalo 4170-4230 m, para realizar geocronología U-Pb en circones. Sin embargo, no se obtuvo recuperación de estos minerales y por ende no fue posible obtener una edad del basamento.
| Muestra (profundidad en m) | Petrografía bulk | Petrografía ígneos | DRX Gabros | Sonda EDX | SEM Gabros | ICP-OES |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 4005 | X | |||||
| 4011 | X | |||||
| 4023 | X | |||||
| 4030 | ||||||
| 4047 | X | X | ||||
| 4050 | X | X | ||||
| 4053 | X | X | ||||
| 4071 | X | |||||
| 4080 | X | |||||
| 4089 | X | X | ||||
| 4095 | X | X | ||||
| 4098 | X | |||||
| 4104 | X | |||||
| 4110 | ||||||
| 4122 | X | X | X | X | ||
| 4131 | X | X | X | |||
| 4137 | X | |||||
| 4146 | X | X | ||||
| 4152 | X | |||||
| 4158 | X | |||||
| 4167 | X | |||||
| 4170 | X | |||||
| 4176 | X | |||||
| 4182 | X | X | X | |||
| 4197 | X | |||||
| 4200 | X | X | ||||
| 4215 | X | |||||
| 4218 | X | |||||
| 4230 | X | |||||
| 4236 | X | |||||
| 4240 | X | X | ||||
| Total análisis | 10 | 17 | 5 | 5 | 3 | 4 |
Distribución de minerales
Con el fin de tener información sobre la microtextura, la morfología y distribución de algunos minerales para cada muestra donde se realizó el análisis mineralógico, se realizó microscopia electrónica de barrido (SEM). Este estudio se realizó con el microscopio electrónico de barrido LEO 1450VP y el detector de rayos X (EDX) Oxford - Prime del ICPET. Se trabajó sobre superficies de fractura fresca en fragmentos de muestra recubiertos con oro.
Caracterización litogeoquímica
En el Laboratorio de Espectroscopia del ICPET, a través de ICP-OES (inductively coupled plasma optical emission espectrometry), en un equipo tipo Perkin Elmer 2100 DV, e ICP-MS (inductively coupled plasma mass spectrometry), en un equipo tipo Perkin Elmer ELAN 6000, se realizó la caracterización geoquímica de elementos menores (Zr, Ge, Nb, Mo, Sn, Sb y Hf) y trazas (Ni, Cu, As, Li, Cs, Be, V, Cr, Ba, Mn, Sc, Co, Zn, Ga, Rb, Sr, Cd, In, Y, Tl, Pb, Bi, Th y U). Dichos análisis se llevaron a cabo en litologías ígneas seleccionadas manualmente de cinco intervalos de profundidad que compilan varias muestras de ripios de perforación: 4047-4080 m, 4083-4122 m, 41254164 m, 4167-4206 m, 4209-4239 m (Tabla 1).
Resultados obtenidos
Características microscópicas
A nivel petrográfico se encontraron rocas sedimentarias y rocas ígneas (Tabla 2, Figura 3, Anexo 2). Aunque en este trabajo no se enfatiza en las rocas sedimentarias, es importante resaltar que estas incluyen arcosas líticas y lodolitas arenosas encontradas esencialmente al tope de la secuencia, aunque también es posible reconocer fragmentos a mayores profundidades (Tabla 2, Figura 3) posiblemente como producto de la contaminación durante la perforación y recuperación de los ripios, lo que ocasiona la presencia de fragmentos de la secuencia sedimentaria suprayacente en la secuencia de basamento. Por su parte, las rocas ígneas tienen composiciones andesíticas-basálticas y se describen en las siguientes secciones.
Tabla 2 Resumen de hallazgos petrográficos en muestras del bulk litológico. La ocurrencia de rocas sedimentarias corresponde a una mínima contaminación por caving de la secuencia suprayacente al basamento.
| Muestra | Rocas piroclásticas | Rocas subvolcánicas | Rocas sedimentarias | Conteos totales | ||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Toba porfirítica | Toba criptocristalina | Toba porfirítica de cuarzo | Subtotal rocas piroclásticas (%) | Microgabro | Andesita porfirítica | Subtotal rocas subvolcánicas (%) | Lodolita arenosa | Arenisca | ||
| 4050 | 6,19 | 0,44 | 6,64 | 91,15 | 0,88 | 92,04 | 1,33 | 226 | ||
| 4080 | 64,17 | 64,17 | 35,29 | 35,29 | 0,53 | 187 | ||||
| 4098 | 50,88 | 12,83 | 12,39 | 76,10 | 22,12 | 1,77 | 23,89 | 226 | ||
| 4122 | 1 ,9 | 1,42 | 1,42 | 4,74 | 91,47 | 3,79 | 95,26 | 211 | ||
| 4137 | 1,9 | 2,38 | 4,28 | 94,76 | 0,95 | 95,71 | 210 | |||
| 4158 | 50,87 | 0,43 | 51,30 | 48,26 | 48,26 | 0,43 | 230 | |||
| 4176 | 2,74 | 0,46 | 3,20 | 95,43 | 1,37 | 96,8 | 219 | |||
| 4200 | 44,17 | 0,27 | 44,44 | 55,28 | 55,28 | 0,27 | 369 | |||
| 4218 | 2,14 | 2,14 | 97,86 | 97,86 | 140 | |||||
| 4236 | 0,00 | 100 | 100 | 229 | ||||||
Tobas: las tobas tienen una matriz afanítica porosa de arcillas y clorita, originadas, probablemente, por procesos de desvitrificación y/o alteración hidrotermal; contiene microcristales redondeados de cuarzo de 0,02 mm (13%), y, a modo de accesorios, epidota y minerales opacos con tamaños de hasta 0,02 mm (Figura 4A y 4B). En esta litología se observa también la presencia de microcristales de plagioclasa, piroxeno alterado y carbonatos, que alcanzan tamaños de hasta 0,3 mm, a modo de xenocristales, acompañados en ocasiones por xenolitos de microgabros y de toba criptocristalinas (Figura 4C y 4D).
Figura 3 A. Columna estratigráfica conceptual de la distribución de litologías del basamento correspondiente al pozo Orca-1, caracterizada por erupciones de basaltos muy fluidos y andesitas basálticas, con la eventual ocurrencia de episodios extrusivos, marcados por la presencia de rocas piroclásticas depositadas en un ambiente subacuático. El contacto entre el basamento y la cobertera sedimentaria se encuentra marcado por una potencial discontinuidad (en rojo) a aproximadamente 4010 m de profundidad. B. Representación generalizada de la ocurrencia de las siete familias litológicas identificadas, sin tener en cuenta su porcentaje de ocurrencia, el cual se reporta en la Tabla 2.
En las tobas porfiríticas de cuarzo se observa la ocurrencia (15-25 %) de fenocristales subredondeados de cuarzo con tamaños de hasta 0,1 mm, que frecuentemente desarrollan texturas porfiríticas y glomeroporfiríticas. Ocasionalmente, se reconoce un moteado debido a la ocurrencia de minerales opacos subredondeados de tamaños finos (Figura 5A y 5B). El elevado contenido de cuarzo y la presencia de los demás cristales mencionados, contenidos por una matriz clorítica afanítica, podría ser resultado de procesos de desvitrificación y/o alteración hidrotermal (Seyfried y Mottl, 1982).
Figura 4 A. Foto en nicoles paralelos de una toba porfirítica hallada en la muestra 4089 m. B. Misma foto de la muestra 4089 m en nicoles cruzados. Se observa la ocurrencia de fenocristales de cuarzo (Qz), xenocristales de calcita (Cal) y epidota (Ep). C. Foto en nicoles paralelos de una toba porfirítica hallada en la muestra 4104 m. D. Misma foto de la muestra 4104 m en nicoles cruzados. Se observa a la toba porfirítica (T.P.) conteniendo un fragmento de la toba criptocristalina (T.C.) y el contacto con el microgabro (M.G).
Las rocas criptocristalinas están constituidas por una matriz de arcillas y clorita con escasa presencia de cristales. Debido al tamaño muy fino de los cristales, su composición no llega a ser determinada (textura criptocristalina). En algunas pocas muestras se encontraron cristales muy pequeños de cuarzo con texturas glomeroporfiríticas, que sugieren una transición hacia las tobas porfiríticas de cuarzo. Ocasionalmente, se encuentran fenocristales de piroxeno alterado (0,1 mm), cuarzo redondeado (0,1 mm), agregados subredondeados de clorita (menos de 0,1 mm) y cristales subredondeados de minerales opacos, de tamaño fino a muy fino, los cuales producen la apariencia de un moteado sobre las muestras. También se observó la ocurrencia de vetillas de cuarzo microgranular (Figura 5C y 5D).
Figura 5 A. Foto en nicoles paralelos de una toba porfirítica de cuarzo hallada en la muestra 4146 m. Foto en nicoles paralelos. B. Misma foto de la muestra 4146 m en nicoles cruzados. Se observan granos y agregados de cuarzo (Qz), estos últimos con texturas glomeroporfiríticas. C. Foto en nicoles paralelos de una toba criptocristalina hallada en la muestra 4104 m, la cual ha sido intruida por vetillas de cuarzo microgranular. D. Misma foto de la muestra 4104 m en nicoles cruzados.
Basaltos: se encontraron rocas ígneas de textura porfirítica y composición basalto, con matriz de arcillas y clorita (70 %), que contienen cristales de plagioclasa (25-28 %). Dichos cristales exhiben una textura inequigranular seriada (gradación continua en el tamaño del cristal), que parte de microlitos a fenocristales de 0,8 mm. En el caso de los microlitos, se encuentran fragmentos enmascarados en su totalidad por agregados de clorita y arcillas (Figura 6A y 6B). Los fenocristales de plagioclasa son de carácter euhedral, y exhiben formas prismáticas alargadas a aciculares que sugieren procesos de desvitrificación y/o procesos de alteración hidrotermal. Adicionalmente, se observan agregados radiales de plagioclasa y texturas de "cola de golondrina", que representan el crecimiento de cristales aciculares a modo perpendicular sobre cristales de la misma composición (Figura 6C y 6D). Se reconocen, en menor proporción, fenocristales anhedrales redondeados de clinopiroxeno y ortopiroxeno (0,3 mm; 2-5 %), de forma subhedral y hábito prismático, y ocasionalmente epidota de forma subredondeada (0,1 mm) y agregados hojosos de plagioclasa y clorita de hasta 0,2 mm (Figura 6E y 6F). Los cristales de plagioclasa son los predominantes; la roca se proyecta en el vértice derecho del triángulo de Streckeissen (1979), en el campo de las rocas andesíticas y basálticas.
En esta litología también se logra identificar la ocurrencia de vacuolas (<1mm), que se encuentran en formas subredondeadas, algunas exhiben formas prismáticas, que rellenan espacios entre cristales, y angulares. Las vacuolas están rellenas casi en su totalidad por agregados epitaxiales de clorita (crecimiento radial, perpendicular a los bordes de la amígdala), en ocasiones acompañada por cuarzo, agregados de cuarzo microcristalino, epidota o zeolitas (Figura 6E y 6F).
Microgabro: la textura de esta roca ígnea subvolcánica es holocristalina y está formada por agregados de plagioclasa (75 %) y piroxeno (15 %) de grano fino a medio, los cuales exhiben texturas subofítica, hipidiomórfica, inequigranular seriada, amigdaloide, granular e intergranular (disposición del contacto entre cristales; Figura 7). Al encontrarse compuesta en su mayoría por plagioclasa y piroxeno, esta se proyecta en el vértice derecho del triángulo de Streckeissen (1979), en el campo de las rocas dioríticas y gabróicas.
Los cristales de plagioclasa en los microgabros son de forma subhedral - euhedral de hábito prismático alargado; en ocasiones evidencian hábitos aciculares, los cuales abarcan tamaños desde 0,1 hasta 1,1 mm. Los cristales de piroxeno se encuentran en la mayoría de las muestras como clinopiroxeno y ocasionalmente como ortopiroxeno, a modo de intercrecimientos con plagioclasa (Figura 7A y 7B), y desarrollan formas anhedrales subredondeadas o angulares (producto del acuñamiento), de tamaño variado (hasta 0,8 mm). También se observa la ocurrencia de piroxenos en algunos fragmentos, a modo de cristales subhedrales de hábito prismático, que presentan tamaños de 0,1 mm hasta 1 mm.
Figura 6 A. Foto en nicoles paralelos de una andesita porfirítica hallada en la muestra 4104 m. B. Misma foto de la muestra 4104 m en nicoles cruzados. Se observan abundantes microlitos de plagioclasa (alineados) y fenocristales enmascarados por clorita. C. Foto en nicoles paralelos de una andesita porfirítica hallada en la muestra 4122 m. D. Misma foto de la muestra 4122 m en nicoles cruzados. Se observan fenocristales de plagioclasa en agregados radiales. Se reconocen texturas en cola de golondrina. E. Foto en nicoles paralelos de una andesita porfirítica con desarrollo de cristales elongados y pegados de plagioclasa hallada en la muestra 4098 m. La muestra se encuentra fuertemente alterada. F. Misma foto de la muestra 4098 m en nicoles cruzados. Cal: calcita, Chl: clorita, Cly: arcilla, Cpx: clinopiroxeno, Pl: plagioclasa.
En los microgabros se reconoce la marcada ocurrencia de vacuolas, que presentan geometrías prismáticas (vesículas dictitaxíticas) y geometrías amorfas. Dichas vacuolas están rellenas casi en su totalidad por agregados epitaxiales de clorita, acompañada en ocasiones por cuarzo, epidota y zeolitas (Figura 7). En algunos fragmentos se observa el desarrollo de agregados de dos tipos: 1) los radiales, que involucran cristales alargados de plagioclasa, y 2) los "plumosos" compuestos de piroxeno y plagioclasa (Figura 7D). Adicionalmente, se observan fragmentos compuestos por agregados de plagioclasa y piroxeno de grano medio, en texturas granulares, en tamaños de 0,6 mm hasta 1 mm. Estos cristales (subhedrales - euhedrales) presentan usualmente hábitos prismáticos y prismáticos cortos.
A lo largo de todo el segmento de basamento de Orca-1 se encontraron en los microgabros diferentes rasgos asociados a procesos de deformación. En algunos fragmentos, el fracturamiento produce la reducción del tamaño de los cristales y el desarrollo de harina y porfiroclastos (Anexo 1). A su vez, se reconocen planos de deformación ricos en arcilla y minerales opacos, los cuales cortan el microgabro y contienen cristales de tamaño fino, provenientes de los cristales fracturados del microgabro (Anexo 1). Los rasgos mencionados reflejan la actividad de procesos de deformación frágil (e. g.Blenkinsop, 2000; Vernon, 2004). Aquellos granos con abundante desarrollo de texturas metamórficas de deformación frágil se clasificarían como "protocataclasitas" y "cataclasitas", según Sibson (1977; e. g. muestras 4122 y 4152 m en Anexo 2).
Figura 7 A. Foto en nicoles paralelos de un microgabro amigdaloide de grano fino hallada en la muestra 4215 m. B. Misma foto de la muestra 4215 m en nicoles cruzados. Se resalta la ocurrencia de vacuolas rellenas de clorita. C. Foto en nicoles paralelos de un microgabro amigdaloide hallada en la muestra 4152 m, el cual exhibe agregados plumosos (resaltado en rojo). D. Misma foto de la muestra 4152 m en nicoles cruzados. Se observa con mejor claridad los agregados plumosos de plagioclasa (Pl) y piroxeno (Px). Se resaltan las vacuolas rellenas por clorita (Chl). E. Foto en nicoles paralelos de dos fragmentos del microgabro hallados en la muestra 4170 m. F. Misma foto de la muestra 4170 m en nicoles cruzados. Dos variedades del microgabro marcadas por sus diferencias texturales. En el fragmento de menor tamaño de grano se resalta la ocurrencia de una vacuola rellena por epidota principalmente.
En las muestras del basamento de Orca-1 es común que los cristales de plagioclasa se encuentren alterados a arcillas y los cristales de clinopiroxeno y ortopiroxeno sean reemplazados parcial a totalmente por una alteración de color pardo (en nicoles paralelos) que enmascara los cristales. A su vez, los cristales de piroxeno también ocurren con frecuencia alterados a epidota. La diferenciación entre cristales de plagioclasa y feldespato potásico se dificultó, ya que es inusual observar el desarrollo de maclas en los cristales de plagioclasa, y, en cuanto a los feldespatos potásicos, solo pudieron ser identificados con certeza en las láminas correspondiente a la profundidad 4005 m y algunas de las láminas correspondientes al bulk de las litologías, pues estas fueron sometidas a procesos de tinción. Por otra parte, se encontró que varios minerales carecen de bordes cristalinos y disminución de su relieve, lo que dificultó en algunas ocasiones su identificación.
Mineralogía de microgabros
Los análisis de DRX muestran que la composición de microgabros está dada por diferentes proporciones de feldespatos plagioclásicos, cuarzo, piroxenos y clorita, con la ocasional presencia de esmectita; el constituyente más abundante es la plagioclasa, común en rocas volcánicas y subvolcánicas. Otros componentes son el cuarzo, piroxeno y clorita, con la ocasional presencia de esmectita (Figura 8; Tabla 3). La abundancia del cuarzo se ve relacionada con la proporción de clorita, que permite sugerir un origen secundario para ambos, seguramente asociado a la conspicua ocurrencia de vacuolas rellenas por agregados de clorita, cuarzo, epidota y zeolitas. Los microgabros poseen una composición mayoritariamente arcillosa (Al, Mg, Si, O, Ca, K, Fe), de aspecto compacto, donde no se logran diferenciar granos.
Figura 8 A. Concentración relativa de fases cristalinas en muestras de microgabros del pozo Orca-1. B. Abundancia relativa de elementos mayores en microgabros del pozo Orca-1 medidos por microscopia electrónica. Nótese la dominancia de Al, Mg, Si, O, Ca, K, y Fe.
Los minerales arcillosos no tienen orientación preferencial y en algunos casos se presentan borde-borde. Aunque su morfología es similar a las de las micas, su composición es similar a la de esmectitas tipo nontronita, y su estructura cristalina es similar a las de tipo clorita y esmectita. Dentro de las micas, y por su composición elemental, se estima que los minerales arcillosos pueden corresponder a micas ferromagnésicas tipo biotita.
Tabla 3 Características mineralógicas obtenidas por DRX y abundancia relativa de elementos obtenidos por sonda EDX de microgabros recuperados del pozo Orca-1. TR: trazas.
| Microgabros pozo Orca-1 | |||||
|---|---|---|---|---|---|
| Muestra | 4053 | 4095 | 4131 | 4182 | 4240 |
| Concentración relativa de fases cristalinas (%) | |||||
| Cuarzo | 24,84 | 24,66 | 11,05 | 29,1 | 18,1 |
| Feldespato Na / Plagioclasa | 52,76 | 41,05 | 51,09 | 34,24 | 51,58 |
| Microgabros pozo Orca-1 | |||||
| Muestra | 4053 | 4095 | 4131 | 4182 | 4240 |
| Piroxeno | 11,43 | 6,51 | 22,03 | 18,21 | 11 |
| Esmectita | ND | 7,85 | 6,08 | ND | ND |
| Abundancia relativa de elementos mayores (%) | |||||
| Carbono | Tr | 0 | Tr | 0 | 0 |
| Oxígeno | 44,19±1,08 | 44,88±1,35 | 44,03±1,06 | 46,04±0,77 | 44,31±0,49 |
| Sodio | 1,83±0,33 | 1,99±0,26 | 2,17±0,24 | 1,58±0,18 | 1,99±0,16 |
| Magnesio | 2,60±0,41 | 4,50±0,46 | 4,29±0,25 | 4,58±0,14 | 4,37±0,13 |
| Aluminio | 5,18±0,76 | 6,66±0,69 | 7,10±0,47 | 6,24±0,16 | 7,64±0,56 |
| Silicio | 23,76±3,05 | 21,24±2,15 | 21,58±1,37 | 23,74±0,23 | 22,84±0,29 |
| Azufre | Tr | Tr | 0 | 0 | 0 |
| Potasio | 0,33±0,15 | 0,27±0,12 | 0,66±0,09 | 0,82±0,12 | 0,39±0,04 |
| Calcio | 2,99±0,37 | 3,19±0,37 | 3,84±0,30 | 4,59±0,25 | 3,89±0,20 |
| Titanio | 1,02±0,23 | 0,87±0,20 | Tr | 0,69±0,09 | 0,83±0,11 |
| Hierro | 14,68±1,89 | 13,69±1,41 | 14,11±1,14 | 11,71±1,14 | 13,73±0,86 |
| Cloro | 0 | 0 | Tr | 0 | 0 |
Los minerales del grupo de los piroxenos presentan estructuras cristalinas similares al diópsido (CaMgSi2O6), y a las profundidades 4182 y 4240 m se presenta adicionalmente hedenbergita (CaFe(Si2O6)). Las plagioclasas presentan estructura cristalina similar a una albita con estequiometría tipo (Na0,98Ca0,02) (Al1,02Si2,98O8), y soportan la ocurrencia de una alteración ya que en este tipo de litologías se esperan composiciones de plagioclasa más ricas en calcio. Se observaron también minerales accesorios tipo sulfuro de hierro, óxidos de hierro y titanio, elementos contaminantes del lodo de perforación (barita).
Geoquímica del basamento
Los contenidos de los elementos menores y traza se reportan en la Tabla 4. El contenido total de elementos de tierras raras livianas (light rare earth element, ELREE; La a Gd) oscila entre 4,36 y 5,79 ppm, con una media de 5,09 ppm. Por su parte, la concentración total de elementos de tierras raras pesadas (heavy rare earth element, EHREE; Tb a Lu y Y) oscila entre 1,75 y 2,32 ppm, con una media de 1,97 ppm.
Debido a las limitaciones de cantidad de muestra que impone el uso de ripios de perforación, en este trabajo no se realizó un análisis de óxidos de elementos mayores y, por tanto, no es factible proporcionar una clasificación de rocas volcánicas por el tradicional diagrama TAS de Le Bas et al. (1986; 1992). No obstante, según la petrografía, las rocas estudiadas del pozo Orca-1 han sido afectadas por procesos hidrotermales, que probablemente produjeron movilidad de elementos, lo cual modifica la composición química original de la roca. Por ello, se usó el diagrama de clasificación de rocas volcánicas de Hastie et al. (2007), que ha sido usado en rocas que experimentaron meteorización tropical intensa, y que funciona igualmente bien con rocas que experimentaron alteración hidrotermal y/o metamorfismo. Según este diagrama, las litologías del pozo Orca-1 aparecen en el campo de afinidad toleítica y composición basáltica (Figura 9).
Tabla 4 Concentración de elementos menores y traza (ppm) en el basamento del pozo Orca-1.
| Elemento | 4047-4080 m | 4083-4122 m | 4125-4164 m | 4167-4206 m | 4209-4239 m |
|---|---|---|---|---|---|
| Co | 37,82 | 35,29 | 33,67 | 34,59 | 35,82 |
| Cr | 88,89 | 146,7 | 133,8 | 136,2 | 110,1 |
| Cs | 0,237 | 0,087 | 0,108 | 0,083 | 0,076 |
| Cu | 129,0 | 97,66 | 106,6 | 102,0 | 104,8 |
| Ga | 14,37 | 12,88 | 13,57 | 12,30 | 13,44 |
| Ni | 111,5 | 84,79 | 87,21 | 93,77 | 130,5 |
| Pb | 3,811 | 2,051 | 3,706 | 13,03 | 7,701 |
| Rb | 7,399 | 3,719 | 3,684 | 3,105 | 3,048 |
| Sr | 93,58 | 87,80 | 80,79 | 69,13 | 62,87 |
| Tl | <1,916 | <2,058 | <1,935 | <1,900 | <2,212 |
| V | 317,7 | 316,3 | 327,6 | 306,1 | 352,8 |
| U | 0,341 | 0,157 | 0,150 | 0,151 | 0,148 |
| Hf | 1,763 | 1,609 | 1,744 | 1,863 | 2,288 |
| Ru | 0,015 | 0,014 | 0,014 | 0,013 | 0,013 |
| Rh | <0,090 | <0,097 | <0,091 | <0,090 | <0,104 |
| Ir | <0,060 | <0,065 | <0,061 | <0,060 | <0,070 |
| Nb | 4,796 | 4,102 | 4,440 | 4,413 | 4,911 |
| P | 609,1 | 478,9 | 453,6 | 430,2 | 496,8 |
| W | 0,473 | 0,552 | 0,537 | 0,510 | 0,527 |
| Ta | 1,154 | 0,641 | 0,608 | 0,617 | 0,607 |
| Mo | 3,262 | 5,870 | 6,072 | 10,27 | 10,35 |
| Re | <0,053 | <0,057 | <0,054 | <0,053 | <0,061 |
| Ce | 11,86 | 8,755 | 9,673 | 9,835 | 11,69 |
| Dy | 4,512 | 3,878 | 4,055 | 4,102 | 5,114 |
| Er | 2,866 | 2,485 | 2,690 | 2,713 | 3,329 |
| Eu | 1,868 | 3,495 | 2,010 | 2,332 | 1,688 |
| Gd | 3,897 | 3,220 | 3,678 | 3,396 | 4,018 |
| Ho | 0,941 | 0,800 | 0,862 | 0,872 | 1,066 |
| La | 5,228 | 3,752 | 4,008 | 4,259 | 4,895 |
| Nd | 8,986 | 6,795 | 7,344 | 7,437 | 8,931 |
| Pr | 1,875 | 1,388 | 1,512 | 1,540 | 1,835 |
| Sm | 2,875 | 2,243 | 2,414 | 2,436 | 2,933 |
| Sc | 45,64 | 42,94 | 42,92 | 40,82 | 43,84 |
| Tb | 0,743 | 0,606 | 0,653 | 0,656 | 0,800 |
| Th | 0,495 | 0,408 | 0,416 | 0,399 | 0,438 |
| Tm | 0,396 | 0,349 | 0,378 | 0,379 | 0,463 |
| Y | 24,83 | 20,84 | 22,63 | 22,29 | 25,58 |
| Yb | 2,681 | 2,400 | 2,544 | 2,599 | 3,156 |
En la Figura 10A se aprecia que el patrón de normalización de LREE y HREE es consistente entre las 5 muestras, lo cual sugiere orígenes y procesos similares a lo largo de la columna de basamento examinada. Los diagramas extendidos de REEs son relativamente planos (Figura 10A), con concentraciones entre 14 y 23 veces superiores a los de la condrita, y exhiben un ligero enriquecimiento en los REE ligeros (La/YbCN = 1,051,32). El fraccionamiento entre REE ligeros y pesados, expresado como (La/Sm)CN= 1,04-1,14 y (Gd/Yb)CN= 1,03-1,18, respectivamente, indica baja fraccionación de REE. Por su parte, el europio presenta anomalías positivas respecto a sus elementos adyacentes de tierras raras Sm y Gd (Figura 10), y exhibe concentraciones que están entre 29-62 veces superiores a los de la condrita.
Dado que la normalización a la condrita puede enmascarar el fraccionamiento real de REE relativo a la roca huésped (el basalto de la dorsal oceánica tipo N está empobrecido en LREE en los patrones REE normalizados a la condrita), adicionalmente se normalizó por all MORB-N. El término all MORB-N corresponde a la composición media de la porción basáltica de la corteza oceánica (plumas), excluyendo las cuencas de back-arc, y es calculado con las plumas y no con los back-arcs, ya que las plumas contribuyen a la composición del manto superior, y los back-arcs pueden ser simplemente un "paso" de los componentes en zonas de subducción (Gale et al, 2013). El patrón obtenido es similar al de los datos normalizados por condrita, en general plano con anomalías positivas de Eu (Figura 10B).
Figura 9 Proyección de las muestras del pozo Orca-1 en (A) el diagrama de discriminación Th vs. Co de Hastie et al. (2007). Se muestran además los datos de los basamentos más cercanos, sumergidos y aflorantes, en la Dorsal de Beata (Dürkefälden et al., 2019a) y la Dorsal de Aves (Neill et al., 2011), así como aquellos expuestos subaéreamente en la península de La Guajira, Colombia (Weber et al., 2009, 2011), y en el Archipiélago de los Monjes, Venezuela (Urbani, 2017). En la Dorsal de Beata se pueden distinguir tres grupos geoquímicos diferentes, con muestras basálticas agotadas en la zona de afinidad de arco de isla toleítico, y muestras enriquecidas principalmente en la zona de afinidad calco-alcalina. Las muestras de tipo LIP representan composiciones CLIP que oscilan entre las dos afinidades anteriores. En la Dorsal de Aves, las muestras clasifican mayoritariamente como andesitas basálticas de afinidad calcoalcalina, aunque dos muestras parcelan en el campo de la toleita. En la península de La Guajira, las rocas del Complejo ultra máfico del Cabo de la Vela tienen una afinidad calco-alcalina, mientras que las litologías metamorfoseadas oscilan entre el de arco de isla toleítico y de afinidad calco-alcalina. Las anfibolitas y metagabros del archiélago de los Monjes se encuentran en la zona de afinidad de arco de isla toleítico.
El basamento del pozo Orca-1 se encuentra enriquecido en ciertos LILE (large ion lithophile elements), particularmente Cs y U (Figura 10B). Otros LILE como Rb, Sr, y Th están ligeramente enriquecidos en relación con all MORB-N, y también se encuentran en mayores concentraciones que los elementos HFS (high field strength), como el Hf, Nb, Ta y REE (Figura 10B). El magma de Orca-1 acumuló una cantidad significativa de cristales de plagioclasa antes de solidificarse; su composición rocosa muestra una anomalía de Eu positiva que altera el patrón plano de REE (Figura 10A; Philpotts y Schnetzler, 1968; Niu y O'Hara, 2009). No obstante, el resultado accidental de la acumulación de plagioclasa y la cristalización de plagioclasa no fueron suficientes para afectar la distribución de REE como se ha argumentado para las toleitas abisales, las cuales contienen también anomalías tanto positivas como negativas de Eu (Niu y O'Hara, 2009).
Discusión
Naturaleza del basamento
La secuencia del basamento cristalino perforado por el pozo Orca-1 está conformada por rocas ígneas subvolcánicas (microgabros) con la presencia de horizontes ricos en rocas piroclásticas (tobas porfiríticas). Dicha composición, junto al desarrollo de texturas subofíticas, permite establecer un ambiente subvolcánico o hipabisal para los cuerpos ígneos (e. g. Sen, 2014).
El desarrollo de cristales aciculares de plagioclasa y el hallazgo de texturas de intercrecimiento entre plagioclasa y piroxeno (agregados plumosos) en las litologías de microgabro y de basalto-andesita porfirítica indican condiciones de rápido enfriamiento (e. g.Lofgren, 1971 ; Long y Wood, 1986). Esto se confirma por el desarrollo abundante de microlitos de plagioclasa y la ocurrencia de matriz en la litología de basalto-andesita porfirítica (e. g.Vernon, 2004).
Figura 10 A. Diagrama de tierras raras (rare earth element, REE) normalizadas con respecto a la condrita según el procedimiento de Nakamura (1974) y los valores de McDonough y Sun (1995) para las muestras de basamento del pozo Orca-1. El campo delimitado por líneas gris punteadas muestra composiciones de la CLIP (compilación de Dürkefälden et al., 2019a). B. Diagramas multielementos normalizados con respecto al mid ocean ridge basalts normal (all MORB-N) de Gale et al. (2013).
Algunas de las litologías encontradas presentan un carácter transicional entre ellas, tal como ocurre entre la toba criptocristalina y la toba porfirítica de cuarzo, y entre el microgabro y el basalto-andesita porfirítico. Lo anterior, sumado a la geoquímica de elementos menores y traza (Figura 10), sugiere un mismo magma parental sometido a diferentes procesos evolutivos.
Procesos de alteración post-magmática
Sobre las litologías del basamento cristalino perforado por el pozo Orca-1 se reconoció una alteración penetrante en los minerales formadores de roca transformándolos hacia minerales del grupo de la albita y esmectita. La formación de albita secundaria en lavas basálticas, seguida por el desarrollo de conjuntos minerales asociados de baja temperatura (secundarios), tales como clorita, calcita, o epidota, comúnmente se denomina espilitización y lleva a la pérdida de sílice, calcio y aluminio y el enriquecimiento en sodio (Amstutz, 1974; Humphris y Thompson, 1978).
Este proceso se ha descrito en rocas básicas a intermedias, donde puede tener su origen en: 1) interacciones agua-roca durante erupciones submarinas o intrusiones de magma en sedimentos ricos en agua, ambos capaces de proporcionar las cantidades necesarias de Na+ para la albitización; 2) alteraciones autohidrotermales (tardía-magmática o post-magmática) relacionadas con las interacciones entre fases minerales de formación temprana con fluidos residuales coexistentes; y 3) reacciones metamórficas de bajo grado durante la etapa de enterramiento (Amstutz, 1974). En el caso del pozo Orca-1, el reconocimiento de espilitización en las rocas subvolcánicas y de epidotización en las vetillas que cortan dichas litologías (Anexo 2), sugiere que esta alteración fue facilitada por fluidos de flujo libre entre los intersticios entre los fragmentos del basalto (e. g.Abd El-Rahman et al., 2015).
El desarrollo de alteraciones hidrotermales es observado en la totalidad de la secuencia, no obstante, se reconocen porciones donde la alteración a minerales del grupo de las arcillas es muy marcada (Figura 3). De allí, que el carácter penetrante y generalizado de la alteración mineralógica del basamento permitió la perforación de 240 m de basamento cristalino sin alteraciones de los parámetros de perforación, ni dilatación de los tiempos de operación.
Contexto tectonomagmático
Además de los datos de campo, la geoquímica del basalto se utiliza habitualmente para reconocer la naturaleza de las fuentes del manto, así como una variedad de entornos tectónicos diferentes. En el pozo Orca-1, los comportamientos relativamente de planos de REE normalizados a la condrita, con bajas proporciones La/Yb, se asemejan aproximadamente a los de las rocas plutónicas modernas de tipo basaltos de dorsal oceánica (MORB). Conforme a las restricciones composicionales propuestas por Saunders et al. (1988), el magma formador de las rocas de Orca-1 procedería de un manto de una composición más enriquecida que aquel de los N-MORB. Esto es verificado en los diagramas de discriminación tectónica Nb/La ppm vs. La/Yb ppm y Th/Nb ppm vs. La/ ppm ppm •> ppm Yb ppm de Hollocher et al. (2012; Figura 11 A, 11B) y en el diagrama Nb/Yb vs. Th/Yb según Pearce (2008; Figura 12A), en los cuales las rocas de Orca-1 se mantienen en el campo de basaltos MORB. Más aún, en la Figura 12A, las rocas de Orca-1 se ubican entre los N-MORB y los E-MORB, donde muestras de la CLIP comúnmente se agrupan.
Figura 11 A. Diagrama de discriminación tectónica Nb/La ppm vs. La/Yb°ppm de Hollocher et al. (2012). Este diagrama se asemeja al diagrama discriminante de Cabanis y Lecolle (1989), pero con una mejor separación de las rocas toleíticas agotadas en LREE. B. Diagrama de discriminación tectónica Th/Nb ppm vs. La/Yb ppm de Hollocher et al. (2012). Este diagrama tiene características del diagrama de Pearce (1983), pero incluye enriquecimiento en LREE. Las áreas encerradas en líneas punteadas corresponden a basaltos de cuencas de back-arc, los cuales tienen una amplia gama de composición causada por la variación de la región fuente de basalto entre N-MORB agotado, islas oceánicas (punto caliente) y miembros finales del manto enriquecidos con componentes de subducción (arco subvolcánico). Con propósitos comparativos, se muestran los datos de los basamentos aflorantes, en la Dorsal de Beata (Dürkefälden et al., 2019a) y la Dorsal de Aves (Neill et al., 2011), así como aquellos expuestos subaéreamente en la península de La Guajira, Colombia (Weber et al., 2009, 2011), y en el archipiélago de los Monjes, Venezuela (Urbani, 2017).
Bajo otras perspectivas, como los parámetros de selección dados por Condie (1989): 0,1< Th/Yb < 0,3; Th/Nb (>0,07); y Hf/Th (<8), las litologías de Orca-1 podrían llegar a considerarse como basaltos toleíticos de arco insular. Sin embargo, la proporción Nb/La tendría más afinidad con N-MORB (>0,8), y la proporción Ta/ Yb sería más afín a basaltos calco-alcalinos continentales (>0,1).
Se exploró la posibilidad de involucramiento de procesos de interacción con cortezas continentales u oceánicas recicladas en la generación de los magmas de Orca-1 mediante la relación (Th/Nb)N planteada por Pearce y Peate (1995) y Pearce (2008). Si (Th/Nb) N <1 entonces la fuente es intraplaca/oceánicas-isleñasbasálticas (OIB) o MORB, mientras que una relación >1 es consistente con una zona de subducción. Dado que el (Th/Nb)N para las rocas de Orca-1 oscila entre 0,74 y 0,85, es improbable una influencia significativa de procesos de contaminación, subducción, alteración por fluidos de la corteza o reciclado de la corteza.
Figura 12 A. Diagrama de discriminación tectónica Nb/Yb vs. Th/Yb según Pearce (2008). Los MORB y basaltos oceánicos insulares intraplaca (OIB) modernos forman un conjunto diagonal con N-MORB, E-MORB y OIB medios en su centro. Las flechas en negrita en la parte inferior izquierda son S = componente de subducción, C = componente contaminante de la corteza, W = dentro de la placa y f = vectores de cristalización fraccional. B. Diagrama de discriminación tectónica ThMORB-n - NbMORB-n, normalizados al MORB, según Saccani (2015). El área encerrada en líneas punteadas corresponde a basaltos de cuencas de back-arc, los cuales tienen una amplia gama de composición causada por la variación de la región fuente de basalto entre N-MORB agotado, islas oceánicas (punto caliente) y miembros finales del manto enriquecidos con componentes de subducción (arco subvolcánico con propósitos comparativos, se muestran los datos de los basamentos más cercanos, sumergidos y aflorantes, en la Dorsal de Beata (Dürkefälden et al., 2019a) y la Dorsal de Aves (Neill et al., 2011), así como aquellos expuestos subaéreamente en la península de La Guajira, Colombia (Weber et al., 2009, 2011), y en el archipiélago de los Monjes, Venezuela (Urbani, 2017).
Las relaciones (Pb/Ce)N y (Pb/Nd)N también pueden utilizarse para distinguir entre las fuentes asociadas a la generación de los magmas. Las rocas de Orca-1 tienen (Pb/Ce)N=0,08-0,33 y (Pb/ Nd)N=0,08-0,32, lo cual confirma la falta de influencia de la subducción. Lo anterior es verificado con el diagrama de discriminación tectónica de Saccani (2015; Figura 12B), en el cual, las rocas del pozo Orca-1 corresponderían con basaltos formados en ambientes oceánicos no relacionados a la subducción, los cuales pueden darse en diferentes contextos, incluidos los centros de extensión de las dorsales oceánicas medias, las mesetas oceánicas y los montes submarinos, así como los océanos incipientes en márgenes volcánicos, no volcánicos (de tipo alpino) y zonas de transición continente-océano.
El basamento del pozo Orca-1 en el marco regional
A lo largo del margen entre la Placa Suramericana y la Placa del Caribe se evidencian litologías que representan series toleíticas, que podrían o no asociarse con aquellas del basamento del pozo Orca-1. Entre las anteriores, las rocas geográficamente más cercanas son las aflorantes en la península de La Guajira, Colombia, y en las islas del archipiélago de los Monjes, Venezuela (Figura 2), cuya naturaleza se amplía a continuación.
Uno de los cuerpos aflorantes en la península de La Guajira es el Complejo Máfico del Cabo de la Vela (Weber et al, 2009), el cual corresponde con la porción onshore de la anomalía gravimétrica positiva del Alto de Carpintero, que se extiende en dirección NW-SE por casi 100 km costa afuera (Figura 2). Conforme a la química mineral e isotópica de los gabros y serpentinitas del Cabo de la Vela, desarrollada por Weber et al. (2009), estas rocas se formaron en una zona de supra-subducción de propagación lenta, afín a un escenario tectónico de back-arc, en donde la alteración hidrotermal evidencia una exhumación continua en un ambiente oceánico. Dentro de la secuencia del Cabo de la Vela, también se encuentran diques andesíticos que representan una evolución hacia un entorno de arco insular intraoceánico con escaso aporte de sedimentos o contaminación de corteza más antigua (Weber et al, 2009). Más al oriente, las rocas de la Formación Etpana representan un entorno afín con los arcos de isla intra-oceánicos, probablemente acrecionado durante el Cretácico tardío (Weber et al, 2011). En ambos casos, tanto en el escenario de back-arc oceánico como en el de arco insular, se encuentran componentes de subducción o de corteza que no son hallados en el basamento de Orca-1 (Figura 11 y Figura 12).
El Complejo Máfico del Cabo de la Vela y las rocas de la Formación Etpana (península de La Guajira) representan 32 una ofiolita de tipo cordillerana (Weber et al., 2009). Estos fragmentos de corteza oceánica generalmente se encuentran a lo largo de suturas que marcan límites entre placas amalgamadas o terrenos acrecionados (Dilek y Furnes, 2011). Para el caso, la geología superficial de la Alta Guajira sustenta la presencia de una sutura que dividide las serranías de Simarua, Jarara y Macuira en dos porciones (Figura 2). En cada una de ellas, y ubicado del lado noroccidental, se encuentra el mencionado bloque de afinidad oceánica y de arco intra-oceánico acrecionado, y del lado suroriental, un basamento autóctono que sufrió metamorfismo, conocido como el Neis de Macuira (López y Zuluaga, 2012). Teniendo en cuenta esta relación espacial, es importante resaltar que el basamento del pozo Orca-1 está claramente localizado al NW de la sutura que plantea la geología de superficie, en un dominio oceánico. Este planteamiento es reforzado por su localización norte en relación a la Sutura de Chimare, que ha sido interpretada por Londoño et al. (2015) como el límite más septentrional de los principales bloques de basamento considerados autóctonos de Suramérica.
Fuera del entorno continental de la Alta Guajira, las islas del Archipiélago de Los Monjes se presentan como otra potencial relación genética con el basamento de Orca-I. Las rocas que conforman estas islas se encuentran bastante diaclasadas, foliadas en zonas de cizalla (Urbani, 2017), que están compuestas por ortoanfibolitas de color oscuro y de grano fino a grueso atravesadas por cuerpos de metagabro de grano medio a grueso (Bellizzia et al., 1969). Por su composición mineralógica y geoquímica, Bellizzia et al. (1973) evidencian un protolito máfico, posiblemente de origen basáltico, con alto contenido de aluminio; concluyen que estas rocas corresponden a una secuencia de piso oceánico conformada por dunita-peridotita-gabro-rocas efusivas, que han sufrido un metamorfismo regional entre las facies de los esquistos verdes y anfibolitas epidóticas. Usando los datos químicos publicados por Urbani (2017; Figura 9, Figura II, Figura 12), es posible evidenciar que el protolito de los Monjes comparte las mismas características genéticas con el basamento de Orca-1, siendo más afín a ambientes de back-arc oceánico.
En los ambientes sumergidos del Caribe documentados en las perforaciones submarinas del Deep Sea Drilling Project (DSDP) también se encuentran secuencias de rocas de afinidad toleítica, cuyas diferencias texturales apuntan a diferentes tasas de enfriamiento y ambientes. La Dorsal de Beata, geográficamente más cercana a Orca-1, es un alto batimétrico tipo horst donde se han muestreado secuencias alternadas de rocas magmáticas, incluidas lavas, brechas almohadilladas, tobas, basaltos y gabros (e. g. Donnelly et al, 1973; Bence et al, 1975; Révillon et al., 2000b; Dürkefälden et al, 2019a). Allí, la mayoría de las muestras basálticas son afíricas, pero algunas presentan una textura porfídica con fenocristales de plagioclasa y/o clinopiroxeno; las rocas gabroicas son de grano grueso, y las doleríticas, de grano medio, y ambos tipos contienen el mismo conjunto mineral que las muestras basálticas. Todas las rocas presentan un alto grado de alteración postcristalización con amígdalas y venas rellenas por minerales de arcilla o clorita y cantidades variables de calcita, zeolita, albita, minerales opacos y cuarzo secundario (Bence et al., 1975; Révillon et al, 2000b; Dürkefälden et al, 2019a). La composición geoquímica documentada por Dürkefälden et al. (2019a) muestra rocas enriquecidas y similares a una Large Igneous Province (LIP-like; Figura 12) en toda la Dorsal de Beata, y rocas agotadas en las partes central y sur de la dorsal.
Nuestros análisis proporcionan pruebas convincentes de que el basamento de Orca-1 está estrechamente relacionado con un vulcanismo máfico generado en ambientes oceánicos no relacionados con la subducción, similares composicionalmente a aquellas aflorantes en el archipiélago de los Monjes y la Dorsal de Beata (Figura 11, Figura 12). Ambos casos representan etapas de construcción de la corteza oceánica que ocurrieron en diferentes contextos.
Por un lado, las rocas máficas intrusivas de los Monjes han sido datadas como Cretácico temprano (116±13 Ma; Santamaría y Schubert, 1974), una edad que corresponde con el inicio de la meseta basáltica caribeña (e. g.Hoernle et al, 2004). Rocas de edades semejantes y características de meseta oceánica también son encontradas en las lavas máficas submarinas de la Formación Lava de Curazao (112,7±7,3 Ma; Kerr et al, 1996; Sinton et al, 1998; Wright y Wyld, 2011). Si la edad del basamento de Orca-1 coincidiese con este periodo, se podría considerar entonces que es un trozo de meseta ígnea intraplaca que conformó la LIP primitiva del Caribe, que fue posteriormente atrapado y metamorfizado, y representa material acrecionado a lo largo de la margen norte colombiana y venezolana. La principal falencia en la asociación del basamento de Orca-1 con los eventos magmáticos del Aptiano-Albiano proviene de su relación con la unidad sedimentaria suprayacente, que por su contenido fósil se evidencia como depositada en aguas profundas y cuya edad sería Eoceno inferior (Ypresiano superior; Anexo 1). Lo anterior plantearía un evento de deformación local, posterior a la génesis del magma, que elevase el basamento de tal forma que no hubiese depositación por un periodo de aproximadamente 50 millones de años, al cabo de los cuales, el basamento experimentó hundimiento y acumulación de una secuencia de estratos submarinos profundos.
De otro lado, la composición mineralógica y química del basamento de Orca-1 también es hallada en las rocas perforadas en los sitios DSDP 146, 150 y 153, las cuales son producto de los 2 eventos magmáticos más relevantes de la CLIP ocurridos a ~89 Ma (95-83 Ma) y ~76 Ma (81-74 Ma) (Sinton et al, 1998; Hauff et al, 2000a; Mauffret et al, 2001; Hoernle et al, 2002, 2004; Dürkefälden et al, 2019a). El primer evento tiene connotaciones extrusivas y está relacionado con un pulso importante de la pluma del manto (Dürkefälden et al., 2019a). El segundo tiene características más intrusivas, y probablemente representa una fusión o refundición adicional del material residual de la pluma y del manto superior (e. g.Donnelly et al., 1973; Révillon et al., 2000a). Si la edad del basamento de Orca-1 coincidiese con cualquiera de estos eventos magmáticos, entonces este basamento correspondería con las principales fases de formación de la meseta oceánica. Compilaciones previas (Londoño et al, 2015; Martínez et al., 2015; Vence y Mann, 2020) sugieren la presencia generalizada del Gran Arco del Caribe a lo largo de la margen continental y costa afuera de La Guajira; sin embargo, la presencia de corteza oceánica sin indicios de subducción está en conflicto con esta interpretación. Particularmente, Londoño et al. (2015) cuestionan los escenarios de back-arc oceánico que plantean Weber et al. (2009, 2011) para el Complejo Máfico del Cabo de la Vela porque requiere una compleja evolución geodinámica y, además, en la Cuenca costa afuera de La Guajira no hay datos sísmicos que muestren elementos que permitan la interpretación de cualquier remanente de escenarios de back-arc.
Al respecto, es importante resaltar que el borde sudeste de la Placa del Caribe pasó sobre el promontorio Guajira-Maracaibo al final del Paleoceno (e. g. Pindell y Kennan, 2009; Montes et al, 2019), y la presencia de porciones de CLIP puede sustentarse como parte de una mezcla cizallada y acortada de astillas tectónicas de afinidad continental y oceánica, resultado de la acreción oblicua del Gran Arco del Caribe contra un margen complejo que puede haber incluido cuencas de back- y forearc. Así las cosas, resulta lógico que el complejo ofiolítico de edad Cretácico superior, representado por el Complejo ultra máfico del Cabo de la Vela y la Formación Etpana, esté localizado en el continente, al sur de la Sutura de Chimare, mientras que el CLIP, representado por el basamento de Orca-1, esté localizado offshore, al norte de la sutura. Bajo este escenario, se plantearía nuevamente una no conformidad producto de la colisión que pone en contacto el basamento de Orca-1 con una secuencia de estratos submarinos profundos de edad Eoceno inferior (Ypresiano superior).
Finalmente, también está documentado un tercer pulso magmático más joven del CLIP ocurrido a ~56 Ma (62-50 Ma) y que posiblemente representa una actividad intrusiva tardía menor confinada al centro de la CLIP (e. g. Dorsal de Beata; Révillon et al, 2000b; Mauffret et al, 2001; Escuder-Viruete et al, 2016). Estos magmas más jóvenes son geoquímica e isotópicamente similares a las rocas máficas más antiguas (80-75 Ma), con una firma geoquímica típica de toleitas con origen en la pluma mantélica, que aporta pruebas de una larga actividad magmática en la CLIP. En este evento magmático del Paleoceno-Eoceno, la fusión localizada del manto por descompresión se produjo durante un evento extensional tardío de la subcuenca de Haití y la Dorsal de Beata que recalentó la meseta volcánica (Révillon et al, 2000b; Mauffret et al, 2001).
Para este mismo tiempo, se registra una colisión oblicua arco-continente entre el extinto extremo sur del Gran Arco del Caribe y el norte de Suramérica. Durante la misma, las Antillas de Sotavento colisionaron oblicuamente con el margen norte colombiano y migraron progresivamente desde el noroeste de Colombia hasta el borde noroccidental de Venezuela (e. g.Pindell y Kennan, 2009; Montes et al, 2019). Aitken et al. (2011), Baquero (2015) y Garrocq et al. (2021) mencionan que también durante el Paleoceno tardío-Eoceno una fase de rifting y volcanismo asociado a la ruptura de la corteza oceánica condujo a la extensión del fondo marino que dio lugar a las cuencas de back-arc de Grenada, Blanquilla, Bonaire y Falcón, y a la separación de la Prominencia de Aves como parte del Arco de Grenada.
Al sur de la Sutura de Chimare, se registra el emplazamiento de una serie de rocas granitoides, como el Batolito de Santa Marta (U-Pb, 50±1,5 Ma; Cardona et al, 2011), el Plutón de Buritaca, y el Stock de Parashi (U-Pb, 48,8±1,1 Ma; Cardona et al, 2011). No obstante, los magmas que dieron lugar a estas rocas comprenderían una compleja relación de procesos magmáticos asociados a la subducción (Cardona et al., 2011, 2014) y, por tanto, la interacción entre fuentes diferentes a aquellas observadas en Orca-1. Acorde con la anterior evidencia, si el basamento de Orca-1 tuviese una edad de Paleoceno-Eoceno inferior, podría representar una modesta cantidad de corteza oceánica recién formada como producto de la prolongación de la zona de extensión mencionada por Aitken et al. (2011), Baquero (2015) y Garrocq et al. (2021), que, a su paso por el área de La Guajira, fue acrecionada y cubierta sin-tectónicamente por sedimentación de aguas profundas.
En resumen, el origen y evolución del basamento del Caribe offshore muestra ser bastante complejo, con rocas de diferentes génesis, y las cuales pudieron ocurrir en diferentes tiempos durante la interacción entre las placas del Caribe y Suramérica. Nuestros datos soportan una estrecha relación del basamento de Orca-1 con el extenso vulcanismo máfico que dio origen a la Meseta Oceánica del Caribe sin ninguna evidencia de algún componente de subducción en su petrogénesis. El hecho de no haber logrado datar el basamento de Orca-1 dificulta su asociación con cualquiera de los principales pulsos magmáticos de la CLIP. En adición, se necesitarían más datos para caracterizar geoquímicamente (e. g. isotopía de eNd, 208Pb/204Pb y eHf) los fragmentos del basamento de la península de La Guajira y áreas offshore contiguas y comprender su desarrollo cronológico y geodinámico.
