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INTRODUCCIÓN
El Batolito de Acandí es un cuerpo irregular con diferencias composicionales que varían de granitos a gabros a lo largo de la cordillera Occidental colombiana (Rodríguez et al., 2010). De edad oligoceno (Restrepo y Toussaint, 1976), está siendo intruído por cuerpos subvolcánicos de andesitas, dacitas y diques de basalto; conjunto de rocas que a su vez, atraviesa un complejo de rocas vulcano sedimentarias llamado Santa Cecilia-La Equis. Todo este arreglo geológico, dada su situación espacial y relaciones de contacto, es posiblemente parte de una zona de subducción en la base de la cordillera Occidental (Duque-Caro, 1990), región en parte ampliamente conocida en la literatura como Bloque Choco-Panamá, parte norte del Caribe colombiano que aún presenta actividad sísmica.
Las áreas visitadas y muestreadas están localizadas en torno del municipio de Unguía, en el departamento de Chocó, al sur del Golfo de Urabá, ubicadas en el mapa geológico 79BIS de Rodríguez et al. (2010) a escala 1:100.000, entre las coordenadas planas 990.000-1.000.000 mE y 1.380.000-1.390.000 mN con datum Observatorio Bogotá origen oeste (FIGURA 1). En el campo, fueron diferenciadas andesitas, dacitas y diques de basaltos atravesando el gabro. Las relaciones intrusivas de estas últimas fueron dadas por los xenolitos gabroides expuestos en los diques de basaltos observados en campo. Para este trabajo, se hizo en detalle la petrografía y realizados estudios geoquímicos de elementos mayores, traza, e isótopos de Nd y Sr en gabros, andesitas, dacitas y basaltos.
Es de gran importancia el aporte de nuevos datos petrológicos, geoquímicos e isotópicos del Batolito de Acandí y de los cuerpos de andesitas y dacitas asociados, ya que son algunas de las unidades geológicas más importantes de la cordillera Occidental colombiana, dada su amplia extensión y discutida petrogénesis. Con la información obtenida, y junto a datos geoquímicos del cuerpo reportados con anterioridad por autores como Rodríguez et al. (2010), González y Londoño (2002) y Villagómez et al. (2011), se contribuye a caracterizar genéticamente una parte de este cuerpo ígneo que posteriormente servirá para la generación de hipótesis sobre la evolución tectónica de la costa pacífica y el margen sur occidental Caribe, en esta zona del país.
FIGURA 1 Distribución del Batolito de Acandí para el mapa 79BIS con área muestreada en los círculos (modificado del mapa geológico de Rodríguez et al., 2010).
CONTEXTO GEOLÓGICO Y ANTECEDENTES
El nombre de este plutón viene del municipio de Acandí en el Golfo de Urabá. La primera referencia de estas rocas, fue hecha con el nombre de “Macizo de Acandí” (Radelli, 1967) seguido por Batolito de Acandí (Cossio, 1994), para hacer referencia a un grupo de rocas aflorantes en la zona norte del Golfo de Urabá. Para las rocas de la zona sur, Álvarez en 1971, propone el nombre de Batolito de Mandé por el corregimiento de Mandé (región sur del golfo de Urabá). González y Londoño (2002) describen las principales características del Batolito de Mandé y concluyen que existe una gran correlación con el Batolito de Acandí y el plutón del rio Pito en Panamá, hecho que lleva a Rodríguez et al. (2010), a hacer una nueva descripción de las unidades sur y norte en la memoria de los mapas 58, 68 y 79BIS (FIGURA 1) unificando estos cuerpos en el término Batolito de Acandí. Su composición, varía entre gabros, granodioritas, tonalitas y dioritas (Botero, 1975; González y Londoño, 2002, Villagómez et al., 2011; Rodríguez et al., 2010). En este trabajo se usa el término “Batolito de Acandí”, pero los resultados de los análisis químicos y geocronológicos aplican para el cuerpo conocido como Batolito de Mandé, criterio basado en la revisión bibliográfica y similitud de los análisis obtenidos por Rodríguez et al. (2010).
Este cuerpo está cubierto por depósitos cuaternarios aluviales e intruye rocas vulcano sedimentarias del Complejo Santa Cecilia–La Equis, que presenta facies que indican efectos de asimilación de las rocas encajantes donde los contactos corresponden a una zona de debilidad tectónica (González y Londoño, 2002) de edad Eoceno Temprano. Está expuesto dentro del Bloque Chocó-Panamá limitado al norte por el mar Caribe (Rodríguez et al., 2010). Las rocas magmáticas del Terciario, como las del Batolito, tienen un origen relacionado con la intrusión Calima y terrenos del Chocó-Panamá (Villagómez et al., 2011). Es propuesto por Álvarez (1971), como un cuerpo intrusivo y una serie de stocks relacionados alargados en dirección N45ºW, con una prolongación en Panamá, que finaliza en la parte sur hacia Risaralda (González y Londoño, 2002). Su edad es según Botero (1975), de aproximadamente 34 millones de años (Oligoceno medio tardío). El Batolito es intruído, a su vez, por basaltos y pórfidos andesíticos y dacíticos, que se localizan en los bordes del cuerpo como pequeños stocks de formas irregulares, con composición intermedia, que incluye diques de basaltos y apófisis que cortan las rocas del cuerpo plutónico y las del Complejo Santa Cecilia-La Equis (Ramírez et al., 1979), por lo cual se consideran posteriores al Batolito en edad en las localidades mapeadas. En la bibliografía más antigua de la región, estos cuerpos no son considerados como una entidad diferente, sino como parte del Batolito (González y Londoño, 2002).
METODOLOGÍA
Se recopilan datos sobre la zona noroccidental colombiana, haciendo énfasis en la información de los cuerpos coetáneos y/o asociados genéticamente al Batolito en trabajos realizados por diferentes autores (antes mencionados) que incluyen análisis petrográficos, geoquímicos y cartografía. En el trabajo de campo, se adquieren un número importante de muestras, la mayoría tomadas sobre el río Unguía, en donde se diferencian los 4 tipos de rocas estudiadas (FIGURA 2), teniendo en cuenta que estas no presenten alteraciones importantes, que puedan afectar el análisis químico.
FIGURA 2 Vista general del río Unguía. Rocas aflorantes en su mayoría cuerpos irregulares de andesitas y dacitas.
En trabajo de campo se describieron las unidades muestreadas con las que se realizaron 20 secciones delgadas pulidas que fueron analizadas con lupa y con microscopio petrográfico de luz transmitida y reflejada. Para cada sección delgada, se realiza un conteo de 500 puntos con el objetivo de identificar los minerales esenciales, accesorios, paragénesis, texturas, estructuras, deformaciones y posibles minerales de interés económico, entre otras características, para la clasificación modal con los diagramas de Streckeisen (1976). Para complementar la descripción de los minerales, se realizan imágenes en el SEM (Scanning Electron Microscope) en el CME (Centro de Microscopia Electrónica) de la Universidade Federal do Rio Grande do Sul en Brasil, con un equipo JSM 5800 acoplado con EDS (Detector de Energía de Dispersión), para reconocer el tamaño, forma, ocurrencia y paragénesis mineral. En cuanto a la geoquímica, para determinar la concentración total de los elementos mayores, menores, traza y elementos de tierras raras (REE), con las muestras pulverizadas para análisis de roca total se realizan en ACME-Bureau Veritas Mineral Laboratories mediciones de XRF (fluorescencia de rayos X) e ICP/ICP MS (Inductively Couple Plasma-Espectrometry) con detección mínima hasta de 0,0001%. Las muestras para estos análisis se escogen teniendo en cuenta la distribución espacial del Batolito y de los cuerpos, además de la homogeneidad de la roca. En el posterior análisis e interpretación de datos, son usados diferentes diagramas realizados en el software de uso libre (GCDKIT 3.00) de los cuales, serán descritos los resultados. Finalmente, se realizan análisis isotópicos de Rb-Sr y Sm-Nd para roca total en un espectrómetro de masas multi-colector de ionización térmica Triton (Thermo-Finnigan) en el laboratorio de Geología Isotópica de la Universidade Federal do Rio Grande do Sul, para complementar la información petrológica del cuerpo.
RESULTADOS
El muestreo de roca realizado en este trabajo tiene un área de cobertura aleatoria desde el municipio de Unguía hasta la parte más norte, el municipio de Acandí, en el departamento de Chocó, puesto que el cuerpo tiene un acceso limitado dentro de una zona selvática. Sobre el río Unguía, afloran en su mayoría cuerpos irregulares de andesitas, dacitas y diques de basaltos. Los contactos en andesitas y dacitas son irregulares sinuosos, de lo cual se puede inferir que estos cuerpos aún estaban calientes cuando fueron intruídos por los diques de basaltos, y, por lo tanto, que no había pasado mucho tiempo desde su emplazamiento en ese nivel cortical y hasta la intrusión del dique. El contacto del gabro con las andesitas, dacitas y basaltos también se observa sinuoso. Estas rocas se encuentran formando numerosos diques y cuerpos que están atravesando el Batolito de forma irregular. Macroscópicamente, los basaltos que al igual que las andesitas, se muestran porfiríticos, melanocráticos y masivos, tienen un claro contraste con las dacitas que son masívas, con textura porfirítica, y leucocráticas de colores grises matizados de negro y blanco. El contacto entre los diques de basalto y las andesitas y dacitas, indica que no ha habido reacción o mezcla entre los materiales, normalmente debido a un contraste térmico fuerte o al estado muy viscoso o rígido de uno de ellos. En la FIGURA 3 se observa el contacto entre dos intrusiones subvolcánicas: una ocupa la parte izquierda (dique de basalto) y corta a la derecha (cuerpo de dacita). Estas intrusiones son repetidas a lo largo del río, basaltos que cortan cuerpos de dacitas y andesitas. Destaca la presencia de un borde de enfriamiento de color más oscuro entre las dos unidades, identificable por su aspecto afanítico (FIGURA 3). A su vez, estas rocas sub-volcánicas cortan a los gabros del Batolito de Acandí. Como roca intrusiva sólo se observan gabros encontrados, en la parte más occidental del río Unguía, en cercanías al municipio Tigre. Esta fase gabroide del Batolito, aflora en una extensión de aproximadamente 20 km2 en varios sectores de la zona de trabajo, y es inferida en gran parte por geomorfología, ya que presenta abundante vegetación. Los gabros son macroscópicamente inequigranulares, de fenocristales subhedrales de tamaño fino a medio, porfiríticos, con cristales de plagioclasa, hornblenda, con abundante pirita diseminada. No se observan en la zona rocas más ácidas, relatadas por Álvarez (1971), Botero (1975), González y Londoño (2002), Villagómez et al. (2011) y Rodríguez et al. (2010) en otras localidades para este cuerpo.
PETROGRAFÍA
Gabro del Batolito de Acandí
Microscópicamente son rocas masivas faneríticas (en algunas muestras porfiríticas), holocristalinas, en su mayoría equigranulares, de tamaño fino a medio, melanocráticas, de colores oscuros. La mineralogía principal es plagioclasa, piroxeno y anfíboles. Las texturas específicas como ofíticas y subofíticas son comunes (FIGURA 4B). Generalmente son fino a meso granulares, rara vez groso granulares. En algunas muestras se reconocieron texturas micro porfiríticas (con una relación matriz-fenocristales que varía entre 20% y 60%). En la mayoría de las rocas analizadas, la relación entre los cristales más gruesos y los más finos es de 60:40. Como minerales accesorios se reconocieron apatitos, pirita, magnetita, e ilmenita en una menor proporción. La clorita se encuentra como mineral de alteración, a partir de las hornblendas y los piroxenos. Presenta cuarzo en proporción menor al 3%, anhedral.
Las plagioclasas en su mayoría son cristales sub y euhedrales zonados, algunos con macla de Carlsbad y ocasionalmente con maclas de la Albita. Poseen un tamaño promedio entre 10 mm y 5 mm. Su composición oscila entre An50 y An70, según el promedio de la medición del ángulo de extinción de las plagioclasas usando el método de Michel-Levy, descrito en la mineralogía óptica de Kerr (1959). Porcentualmente constituye desde el 40,8% hasta el 80% del total de las rocas. Presentan coronas de reacción, y texturas subofíticas y microfracturas en sus cristales lo que indica variaciones en condiciones de cristalización. La augita es euhedral, de relieve alto, presenta fuerte pleocroísmo verde, presentando texturas ofíticas, su presencia varía del 15% al 40% del total composicional de la roca. Tiene inclusiones de plagioclasa formando texturas ofíticas. La hiperstena es subhedral, relieve alto, presenta fuerte pleocroísmo verde claro o rosado, se encuentra también con texturas ofíticas. Comúnmente alterado a clorita, no supera nunca al 10% de abundancia. Hornblenda se observa de coloración verde en PPL, es levemente pleocróica, relieve alto de formas anhedrales y subhedrales, variando su presencia entre un 10% y 30% en las muestras. Su ángulo de extinción varia del 10° a 30º, presenta maclas polisintéticas, en paragénesis con la plagioclasa. La clorita es de color azul berlín en XPL. Euhedral, fuertemente pleocróica, de verde a marrón, su presencia varía entre un 2% y 5%, y se presenta como mineral de alteración.
Minerales como apatito, pirita, magnetita, ilmenita (FIGURA 4) están presentes en todas las muestras como minerales accesorios. Diseminados por toda la roca, con formas anhedrales, incoloros, de alto relieve en la mayoría de los casos. Porcentualmente constituye desde el 0,2% hasta el 0,6%.
Dado el porcentaje de sus minerales esenciales, a las muestras se les proyecta y clasifica según el triángulo QAP propuesto por Streckeisen en 1976 como gabros. En la FIGURA 4 se observa una vista puntual en una placa de gabro, en XPL, PPL e imagen backscattering del mismo, además de su espectro composicional.
Rocas subvolcánicas: Basalto, Andesita y Dacita
Las rocas subvólcanicas que intruyen al Batolito se diferencian petrográficamente por cambios en las texturas de sus minerales (en los basaltos su textura es más afanítica, mientras que en las dacitas y andesitas se presentan texturas más porfiríticas) y las diferencias en los porcentajes de sus minerales esenciales (Basaltos con An>50, andesitas con An<40 y dacitas con An 10-30).
Microscópicamente, son holocristalinas generalmente con textura porfirítica y matriz muy fina, principalmente micro-cristalina, altamente sericitizada; inequigranulares, de tamaño muy fino a grueso. Presentan texturas cúmulo-porfiríticas, vesiculares, amigdulares. Tienen predominantemente plagioclasa y hornblenda constituyendo la matriz y los fenocristales, piroxenos, cuarzo y biotita en menor proporción como fenocristales anhedrales y subhedrales. Es notoria la presencia de abundante pirita diseminada. Sus minerales son de medios a finos, inequi a equi-granulares, en proporciones variables como el cuarzo (las dacitas presentan un porcentaje mayor de cuarzo en comparación con los basaltos y las andesitas). Se presenta feldespato alcalino en poca abundancia. Las texturas específicas como ofíticas y subofíticas son recurrentes. Generalmente son fino a meso granulares. En la mayoría de las dacitas y andesitas analizadas la relación entre los cristales más gruesos y los más finos es 30:70, mientras que en los basaltos, se observa una relación 20:80.
Las plagioclasas en su gran mayoría se observan como cristales subhedrales zonados, algunos con macla de Carlsbad y ocasionalmente con maclas de la Albita, poseen un tamaño entre 100 μm y 5 mm, con tamaños promedio de 500 μm en sus fenocristales. Su composición oscila entre An20 y An50. Porcentualmente constituye desde el 32,8% hasta el 50%. Sus fenocristales son zonados, con coronas de reacción y muy fracturados.
La hornblenda presenta coloración verde, levemente pleocroica, relieve alto de formas anhedrales y subhedrales, variando su presencia entre un 20% y 70% en las muestras.
El diópsido observado presenta relieve alto, fuerte pleocroísmo verde, subhedral, con texturas ofíticas. Se encuentra en una proporción menor al 4%, por lo tanto, se clasifica como mineral accesorio. La clorita, cuyo color en XPL es azul berlín, es euhedral, fuertemente pleocroica, de verde a marrón en PPL, de alto relieve. Se presenta como mineral de alteración en una proporción del 3% al 6%.
FIGURA 4 Imágenes microscópicas de un gabro, muestra UD-12 en: A. Luz reflejada mostrando la reflectancia de la ilmenita. B. Luz trasmitida con polarizador en donde se observa el carácter anisotrópico de la ilmenita y las texturas ofíticas presentes en toda la roca, los colores de interferencia y paragénesis. C. Imagen backscattering de la ilmenita junto con la medición cuantitativa en EDS hecha en SEM. (I: Ilmenita, O: Ortopiroxeno, Pl: Plagioclasa y/o matriz con plagioclasa y piroxenos). D. Detección de elementos en la imagen de backscattering.
El cuarzo se encuentra presente en cristales de anhedrales a subhedrales, incoloros, variando su contenido del 5-15% (basaltos y andesitas) al 40% (dacitas).
El feldespato alcalino (ortoclasa) se presenta en cristales anhedrales de tamaño promedio de 30 μm. Porcentualmente, constituye del 0,3% hasta el 3%.
Los zircones, que se reconocieron junto con apatitos, magnetita, titanita, pirita, y esfena, como minerales accesorios en cristales anhedrales inequigranulares dispersos en la matriz o incluidos dentro de otros minerales, presentan una proporción menor al 2%. A su vez, biotita se observa subhedral de 100 μm a 300 μm de tamaño, como mineral de alteración, en una proporción que varía del 0,5 al 3%.
Teniendo en cuenta que estas rocas no tienen presencia de vidrio, si no de fenocristales bien formados, para clasificarlas se usa principalmente la composición mineralógica modal según el triángulo QAP propuesto por Streckeisen (1976) del cual se obtiene un Basalto, Andesitas y Dacitas, teniendo en cuenta el porcentaje de sus minerales esenciales además de las diversas texturas que presentan.
En las FIGURAS 5 y 6 se observan parte de las secciones delgadas realizadas de dacitas y de andesitas, con sus paragénesis en PPL y XPL y la imagen backscattering de la misma sección, junto con un mapa y espectro composicional para elementos que se encontraron incluidos dentro de la estructura de la pirita, como oro (FIGURA 5) en una dacita, y molibdeno en el caso de la andesita (FIGURA 6), junto con cantidades anómalas de plata en una zona puntual.
FIGURA 5 Imágenes microscópicas de dacita muestra UD-01.A. Luz reflejada mostrando la reflectancia de la pirita. B. Luz trasmitida con polarizador en donde se observa el carácter anisotrópico de la pirita y las texturas ofíticas presentes en toda la roca, colores de interferencia en XPL, PPL y paragénesis mineral. C. Imágenes en EDS de la pirita con la medición cuantitativa de los elementos presentes hecha en SEM. Se resalta el alto contenido en oro y azufre. (Py: pirita, Cpx: Clinopiroxeno, Plg: Plagioclasa y/o matriz con plagioclasa). D. Detección de elementos en la pirita.
FIGURA 6 Imágenes microscópicas de andesita muestra UD-08.A. Luz reflejada mostrando la reflectancia de la pirita. B. Luz trasmitida con polarizador en donde se observa el carácter anisotrópico de la pirita, colores de interferencia en XPL, PPL y paragénesis mineral. C. Imágenes backscattering de la pirita con la medición cuantitativa de los elementos en EDS presentes hecha en SEM (mapa). Se resalta el alto contenido en molibdeno y azufre. (Py: pirita, Cpx: Clinopiroxeno, Plg: Plagioclasa y/o matriz con plagioclasa). D. Detección de elementos en la pirita.
GEOQUÍMICA E ISÓTOPOS
Geoquímica
Las muestras fueron analizadas con XRF e ICP/ICP-MS, teniendo en cuenta que son homogéneas. Los valores obtenidos de los análisis geoquímicos son presentados en la TABLA 1.
Para el análisis de estos resultados, se calcula la norma CIPW, basada en minerales normativos (aquellos esperados se formen desde un fundido anhidro a baja presión) para simplificar y organizar su composición química, enfatizando ciertas características particulares, como la “saturación en sílice”. Los resultados del cálculo de esta norma, se presentan en la TABLA 2.
TABLA 1 Resultados de los análisis geoquímicos para las rocas analizadas (cantidades de los óxidos en porcentajes y elementos en ppm).
TABLA 1 (cont.) Resultados de los análisis geoquímicos para las rocas analizadas (cantidades de los óxidos en porcentajes y elementos en ppm).
TABLA 1 (cont.) Resultados de los análisis geoquímicos para las rocas analizadas (cantidades de los óxidos en porcentajes y elementos en ppm).
TABLA 2 Composición mineral porcentual normalizada de las muestras del Batolito de Acandí y rocas que lo atraviesan. Norma CIPW.
Dados los valores expuestos en la TABLA 1, y comparando estos resultados con el diagrama de clasificación geoquímica TAS de Middlemost (1994) (FIGURA 7), se clasifican químicamente las rocas según en cuatro grupos de rocas: las rocas del Batolito como gabros, las de los cuerpos irregulares como andesitas y dacitas, y las de los diques como basaltos andesíticos presentando grandes diferencias en contenidos de magnesio, cromo y níquel, diferencias extraídas de los valores mostrados en la TABLA 1.
FIGURA 7 Diagramas de clasificación geoquímica.A. Diagrama TAS Middlemost 1994 (Na2O+K2O vs SiO2), adaptados, para rocas plutónicas aplicados a los litótipos del Batolito de Acandí. B. Diagrama TAS (Na2O+K2O vs SiO2) aplicados a los litótipos de los cuerpos de andecitas, dacitas y diques de basaltos. Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas, negro=basalto.
A partir de diagrama de evolución AFM de Irvine y Baragar (1971) (FIGURA 8) se observa que las rocas pertenecen a la serie calco alcalina en la mayoría de las muestras. Sin embargo, las dacitas, presentan una mayor tendencia calco alcalina, a diferencia de las rocas más básicas, que sugieren una tendencia toleítica en este diagrama o representan rocas precoces calco alcalinas de más bajo potasio. Esto puede deberse, a una evolución progresiva del magma. Estas son comparadas con los diagramas de Hastie et al. (2007) (FIGURA 9), en donde se observa, en general, esta misma tendencia.
FIGURA 8 Diagramas de clasificación entre las series toleítica y calcio-alcalina AFM de Irvine y Baragar (1971). Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas, negro=basaltos.
FIGURA 9 Diagrama Co - Th de Hastie et al. (2007). Este diagrama es un reemplazo del diagrama hecho de Peccerillo y Taylor (1976), utilizando menos elementos móviles. Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas, negro=basaltos.
En estas series, se puede observar su bajo a medio contenido en potasio, lo que aumenta la abundancia de plagioclasa y clinopiroxenos y/o ortopiroxenos, hornblenda y óxidos de Fe y Ti, en comparación con la disminución de minerales como feldespato potásico y micas, en especial biotita, ya que esta ocurre en términos medios a finales. Tienen un carácter metaluminoso como lo muestra la FIGURA 10 (diagrama de saturación de alúmina de Shand, 1927). La anortita es prominente en la norma y contiene minerales oscuros como hornblenda, diópsido, y titanita, productos de alteración hidrotermal e incrustada allí.
FIGURA 10 Diagrama de saturación de alúmina de Shand (1927), que distingue entre rocas metaluminosas de peraluminosas y a su vez, de peralcalinas. Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas, negro=basaltos.
El uso de diagramas Harker (1909) permite proyectar el SiO2 sobre la abscisa como el índice de diferenciación contra los óxidos restantes en la ordenada, lo que permite observar como los elementos mayores varían a medida que aumenta la concentración del SiO2. Na2O y P2O5 aumentan y K2O tiene un comportamiento variable (FIGURA 11), lo que es común que ocurra con este elemento debido a su movilidad en procesos magmáticos e hidrotermales finales. Estas rocas presentan una baja a media concentración de SiO2 y K2O, y una alta concentración de CaO, característicos de las series calco alcalinas de bajo potasio. El contenido de SiO2 varía entre 45% y 65% y el de K2O entre 0,2% y 1,4%. En estos diagramas se observan dos marcadas tendencias diferentes: un grupo de dacitas (rojos) que tienen afinidad con una andesita (verde); separado de otro grupo (gabros) que presenta afinidad con andesita (verde) y con basalto. La andesita que presenta afinidad con los gabros, puede ser llamada basalto andesítico según el diagrama TAS (FIGURA 7). La tendencia dispersa de una muestra de andesita, puede ser explicada a partir de las observaciones de campo: esta andesita es tomada cerca del arreglo de dacitas expuesto sobre el río Unguía. Sería posible una mezcla entre esta roca más básica con las dacíticas, ya que los contactos descritos con anterioridad se observan irregulares sinuosos, de lo cual se puede inferir que el batolito aún estaba caliente cuando fue intruído por los cuerpos de andesitas y dacitas y no había pasado mucho tiempo desde su emplazamiento en ese nivel cortical hasta la intrusión del dique de composición basáltica. Ya que el basalto andesítico tiene mayor afinidad con los gabros, podría ser interpretado producto de pulsos más tardíos y diferenciados del magmatismo máfico.
El origen de los sistemas fundidos y los procesos evolutivos, puede ser definido usando los elementos trazas y los elementos de tierras raras, que son clasificados con base a su comportamiento geoquímico teniendo en cuenta varios parámetros que permiten un análisis global de estos elementos en sus fases de cristalización. Se comparan estos elementos con respecto al SiO2, y muestran una variación irregular para el Rb, Y, Sr y K, ya que estos elementos son altamente móviles, que presentan un comportamiento disperso según lo muestra la FIGURA 12. Muestra también una variación positiva en donde se agrupan composicionalmente en campos determinados por el aumento o disminución de SiO2, y una variación negativa en elementos como el Mg, correlación esperada a la cantidad de este elemento abundante en las rocas más básicas. En estos diagramas, se observa nuevamente los dos grupos geoquímicos: las dacitas, mostrando una tendencia diferente a los gabros, basalto y andesita basáltica, que marcan la siguiente tendencia resaltada. Cabe mencionar, también, el comportamiento diferente de la andesita muestreada junto a las dacitas.
Con relación al ambiente geotectónico, se observa que las muestras representan rocas asociadas a zonas de subducción. En los diagramas de Pearce et al. (1984), las muestras se encuentran todas dentro del campo de los granitoides de arco volcánico (FIGURA 13). Son rocas con características geoquímicas de magmas fraccionados mantélicos en ambientes pre–colisionales, como lo muestra el diagrama de Batchelor y Bowden (1985) (FIGURA 14), en donde nuevamente, se observan los grupos geoquímicamente diferentes: la diferencia entre dacitas y andesita de gabros, basalto y un basalto andesitico. En el diagrama de Pearce et al. (1984) las muestras caen dentro del campo de rocas formadas en ambientes orogénicos (FIGURA 15).
FIGURA 11 Diagramas Harker para elementos mayores vs SiO2. Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas, negro=basaltos.
FIGURA 12 Diagramas Harker para elementos traza vs SiO2. Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas, negro=basaltos.
FIGURA 13 Diagramas de discriminación tectónica de granitoides (Nb vs Y+Nb y Rb vs Y), según Pearce et al. (1984) para caracterizar los campos (Syn-COLG granitos sin colisionales, WPG: granitos de intraplaca (rift), ORG granitos de dorsal oceánica. VAG: granitos de arco volcánico). Las rocas caen dentro del campo de los granitoides de arco volcánico (VAG). Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas.
FIGURA 14 Diagrama petrogenético multicatiónico R1 (4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) vs R2 (6Ca+2Mg+Al) de Batchelor y Bowden (1985), en donde se resalta las dos tendencias en círculo de las rocas estudiadas.
Conforme se plantea en el diagrama multi-elementar normalizado a MORB (Sun y McDonough, 1989) (FIGURA 16), hay empobrecimientos en los elementos de baja mobilidad como Nb, Ti y P lo que puede indicar fraccionamento de fases minerales accesorias como titanita y apatito reflejando la evolución magmática. La mayor concentración de los elementos litófilos de alto radio iónico como Cs, Ba y Th pueden estar sugiriendo una posibilidad de manto enriquecido o contaminación mantélica incipiente. Los mayores valores de Sr, Rb, K, Ba, Th, las anomalías negativas de Ta, Nb, Ti e Y, y las bajas concentraciones de Zr son características de arcos magmáticos relacionados a ambientes de subducción. Sus mayores contenidos de Sr, Ca, y menores de Cr y Ni, sugiere que estas rocas son derivadas de una fuente ígnea mantélica, probablemente de la fusión parcial de la placa que está siendo subducida (Winter, 2001). En el diagrama se observan que los patrones de los gabros y andesitas son poco fraccionados, que las dacitas presentan un leve enriquecimiento de elementos de tierras raras leves, lo que es compatible con el fraccionamiento presentado para rocas calco-alcalinas de bajo potasio y poco evolucionadas.
FIGURA 15 Diagrama de Al2O3-MgO-FeOT, proporciones moleculares de las muestras, de Pearce et al. (1984). Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas.
FIGURA 16 Diagrama multielementar normalizado a MORB por Sun y McDonough (1989). Azul=gabros, rojo=dacitas, verde=andesitas, negro=basaltos.
Algunas diferencias específicas pueden ser observadas para Cs y Pb, con valores normalizados más bajos para el grupo de las dacitas y una andesita, y una anomalía positiva de Pb para gabros, andesita y basalto.
Isótopos
En la TABLA 3, se presentan los datos Isotópicos de Sm-Nd y Rb-Sr. De estos datos isotópicos son calculados los valores de las relaciones entre los isótopos de Nd y Sr, para lo cual se asume un tiempo estimado en 40 m.a. aproximadamente, edad propuesta en la bibliografía consultada para los cuerpos coetáneos al arreglo geológico estudiado (Álvarez 1971; Botero, 1975; González y Londoño, 2002; Villagómez et al., 2011; Rodríguez et al., 2010), para el cálculo de la razón inicial y de εNd.
En general, las composiciones de Sm, Nd, Rb y Sr y las razones isotópicas de las rocas estudiadas (TABLA 3) son relativamente homogéneas. Los valores de Rb y Sr son mayores en rocas más básicas lo cual incrementa su razón Rb/Sr. Todos los radios medidos 87Sr/86Sr varían en el rango de 0,703590 a 0,704050, y los radios 143Nd/144Nd están dentro de 0,512967 y 0,513044. Todos los grupos de rocas estudiados presentan la misma marca petrogenética, a lo que se puede asociar un mismo ambiente de formación. La FIGURA 17, permite discriminar a nivel isotópico las dos tendencias de rocas diferenciados con anterioridad (dacitas y andesita de gabros, basalto y andesita). Las semejanzas en los radios isotópicos, podrían ser heredadas de la misma fuente.
DISCUSIÓN
Dada cierta tendencia en los gabros que indican una tendencia más primitiva (eventualmente toleíticos), deben discutirse en dos posibilidades. Podría interpretarse como el inicio de un arco juvenil, la muestra de rocas analizadas no es representativa para determinar que los gabros y las intrusiones se diferencien, en términos de generación. Dada la similitud de sus tendencias, aunque existe cierta afinidad toleítica, la mayoría de los gabros cae sobre la serie calco alcalina, y se sugiere, ampliar el rango de rocas a analizar para así poder determinar si se diferencian o no, en un espectro mucho mayor y no en muestras aisladas. Tomando como tendencia calco-alcalina predominante en las muestras como resultado de la evolución del magma, se observa que presentan una disminución inicial de FeTOTAL(FeO + Fe2O3) por la intervención de estos elementos en fases cristalinas ricas en Fe. Son rocas que progresivamente van evolucionando, características de ambientes de arcos de islas.
En un amplio rango de variación de estas rocas, de gabros a dacitas se nota que los diferentes óxidos muestran una suave variación en sus tendencias, lo que indicaría que podrían estar genéticamente relacionadas. El decrecimiento en CaO, MgO y FeO con el incremento de la SiO2, sería coherente con la cristalización temprana de plagioclasa y piroxenos desde el líquido inicial. El CaO es incorporado a la plagioclasa cálcica y al clinopiroxeno, en tanto el MgO y el FeO son incorporados en formación temprana por los minerales máficos, tanto en piroxenos como en anfíboles. El incremento de Na2O y K2O, se debe a que durante la diferenciación no son incorporados a los minerales principales que cristalizan, se conservan y/o concentran en el líquido residual.
Los elementos trazas Sr, Ba, Rb y Tierras Raras Livianas se correlacionan positivamente con el K (FIGURA 12), y sus variaciones son usadas para estimar el grado de fraccionamiento e idealizar procesos petrogenéticos que controlan la evolución de un cuerpo. Este decaimiento es característico de ambientes de arco con series de bajo a medio K, donde el enriquecimiento en Sr, Rb, K y Ba se debe a su movilización desde fluidos que interactúan en la zona de subducción hacia el magma (Barbarin, 1999). El Sr se concentra principalmente en las plagioclasas de composición intermedia (oligoclasa-andesina), mientras que el Rb es muy móvil y fácilmente afectado por mínimos cambios en sus condiciones de formación, lo que explica una tendencia dispersa en estas rocas. Las asociaciones calco-alcalinas caracterizan el magmatismo de arco y la evolución del mismo, reflejada en el aumento del contenido de K para rocas más diferenciadas.
Se normalizan los valores de tierras raras de las muestras del Batolito de Acandí y los cuerpos de andesitas y dacitas y diques a MORB (Sun y McDonough, 1989) (FIGURA 16) y se presentan valores levemente enriquecidos en tierras raras leves y poco empobrecidas en tierras raras pesadas, lo que comparativamente indica poco fraccionamiento y los hace compatibles con rocas calco-alcalinas de bajo K formadas en arcos magmáticos. Así pues, estos dos grupos de rocas presentan condiciones de formación muy parecidas. Son correlacionables con ambientes orogénicos puesto que presentan valores de tierras raras livianas con relaciones moderadas a altas de (La/Yb)=2,0-8,0, (La/Ce)=0,45-0,62 y relaciones de tierras raras pesadas de (Gd/Yb)=1,27-1,64, La/Sm= 2,30-5,30, características de esos ambientes (Gill, 1981). Importantes también son los valores empobrecidos de K y Nb, que aparecen comúnmente en las rocas formadas en arcos volcánicos. Están enriquecidas en elementos traza ligeros de forma variable, con respecto al valor normalizado. Los valores promedios que se acomodan a los típicos de arcos magmáticos según Winter (2001): Ni entre 1,0 a 60ppm, Cr entre 30 a 80ppm y V entre 100 a 300ppm son presentados.
Comportamiento de los isótopos en la petrogénesis del Batolito y de los Cuerpos subvolcánicos
Para una roca que tiene εNd=0, se puede inferir que ha sido derivada de un reservorio condrítico (Hernández-Bernal et al., 1997). Las muestras del Batolito de Acandí y de los Cuerpos de Andesitas y Dacitas presentan parámetros de εNd>0, lo que indica que puede ser derivada de un reservorio con relación Sm/Nd mayor que la relación condrítica. La mayoría de los basaltos mantélicos MORB como los oceánicos tienen valores de εNd que son similares a los presentados por las condritas o bien desplazados hacia valores más positivos. Si se considera a estos basaltos como magmas producidos por fusión parcial del manto, se puede interpretar que la relación Sm/Nd original del manto fue igual al valor de condrita y que muchas partes del manto han sufrido extracción de magma a lo largo de varios episodios en el pasado, haciendo más positivo el valor de εNd conforme se extrae mayor volumen de magma (DePaolo, 1988). Las muestras del área presentan valores más bajos de 87Sr/86Sr y altos de 143Nd/144Nd, lo cual sugiere que el manto fuente de esas rocas tiene bajas relaciones Rb/Sr y altas Sm/Nd relativo a la fuente de los OIB´s. Todos los MORB´s y la mayoría de los OIB´s tienen valores positivos de εNd, ya que el Nd es incompatible en el manto (igual que las demás tierras raras ligeras), los valores de 143Nd/144Nd son mayores que los de la composición global de la Tierra (CHUR). El hecho que el Rb sea más incompatible que el Sr, como el Nd lo es del Sm, sugiere que el manto ha sido afectado por procesos de fusión parcial y extracción del fundido que remueven a los elementos que son más incompatibles. Esto quiere decir que la extracción de un fundido rico en elementos incompatibles para formar la corteza deja, a su vez, un manto empobrecido en los mencionados elementos. El proceso que afecta dominantemente la composición del manto parece ser la fusión parcial. En el caso del sistema Lu-Hf, los basaltos tipo MORB y OIB, tienen valores e Hf positivos (e Hf definido en forma similar a εNd), ya que el Hf es más incompatible que el Lu en el manto. Los datos isotópicos de Sr y Nd de los basaltos continentales muestran una mayor dispersión en la FIGURA 18 reflejando los efectos de la asimilación de la corteza continental en las firmas isotópicas de los magmas derivados del manto. Las variaciones en las relaciones isotópicas de los basaltos reflejan la heterogeneidad a gran escala en el manto.
Aunque los dos (2) grupos geoquímicamente clasificados presentan características y tendencias diferentes, isotópicamente presentan características similares, como se puede observar en la FIGURA 18. La aparente disminución de la razón 143Nd/144Nd con el aumento del SiO2 (FIGURA 17), variación con el aumento de la diferenciación, como se sugiere también con el valor de εNd (valor menos positivo) indicando que está disminuyendo conforme la evolución do magma. Las rocas más ácidas, como las dacitas, no muestran esa variación, dado el aumento de la razón 143Nd/144Nd, lo que indicaría una posibilidad de evolución o fraccionamiento diferente en comparación a las rocas más básicas. Eso no implica necesariamente que su formación se presente en otro ambiente tectónico, dada la similitud de sus características geoquímicas observadas con anterioridad.
FIGURA 18 Composición Nd-Sr de las muestras del Batolito de Acandí. Campos composicionales calculados para el Cenozoico, conforme dados de Nabatian et al. (2013) y DePaolo (1988).
La FIGURA 18 muestra la composición isotópica de las muestras del Batolito de Acandí en el espacio composicional isotópico de Sr y Nd. Todas las muestras presentan un mismo comportamiento isotópico, y están bien posicionadas en el campo de arcos de islas oceánicas. Los datos petrográficos y de campo, junto con los datos geoquímicos que muestran composiciones con poca evolución variando de toleíticas a calco-alcalinas de bajo potasio son compatibles con la marca isotópica y permite considerar las rocas del Batolito de Acandí como pertenecientes a un arco de islas posteriormente adherido tectónicamente al continente, dentro de lo que se conoce por algunos autores como el terreno “Chocó-Panamá”.
CONCLUSIONES
Según los análisis petrográficos (Streckeisen, 1976), las rocas del Batolito de Acandí se clasifican como gabros. Los cuerpos subvolcánicos como andesitas y dacitas. Los diques que atraviesan a todas estas estructuras, son basaltos toleíticos. Las zonaciones y texturas ofíticas y subofíticas, así como las coronas de reacción, indican un desequilibrio termodinámico y composicional.
En los análisis geoquímicos realizados (Middlemost, 1994), las rocas del Batolito de Acandí se clasifican como gabros. Los cuerpos volcánicos asociados como andesitas, basalto andesítico y dacitas. Los diques que atraviesan a todas estas estructuras, son basaltos toleíticos.
Todas las muestras son sub-alcalinas con tendencia calco-alcalina de bajo K (Cox et al., 1979), con indicación petrogenética relacionada a zonas de subducción.
Las variaciones de elementos mayores, menores y los diagramas de discriminación geotectónica permiten concluir que las rocas analizadas se generaron a partir de sistemas de arcos de islas, puesto que todas las relaciones geoquímicas e isotópicas y todos los diagramas, presentan relaciones composicionales compatibles con este campo geotectónico de características de sistemas juveniles y calco-alcalinos de bajo K.
La variación de los elementos traza de estos cuerpos calco-alcalinos metaluminosos sugiere que se desarrollan en un arco volcánico por evolución magmática, a partir de fuentes mantélicas, desarrollados por fusión parcial o refusión de rocas de corteza oceánica.
Los diagramas multi-elementares normalizados a MORB indican características de sistemas orogénicos pre colisionales. Sugieren el origen de estos cuerpos a partir de arcos volcánicos.
Al analizar las relaciones isotópicas de estas rocas, por la aplicación del método Sm-Nd, Rb-Sr, se puede observar, que la relación del εNd contra la relación 87Sr/86Sr, encaja el origen de estos magmas como OIB, en un origen relacionado a un arco de isla oceánico.
Con los datos obtenidos, se identifican las rocas del Batolito de Acandí según su clasificación geoquímica de elementos mayores propuesta por Whalen et al. (1987) como de tipo I; según Pearce et al. (1984) como granitoides de arco volcánico.
Se destaca la importancia de seguir con la caracterización de estos cuerpos en otras localidades posibles, para profundizar acerca de la variedad composicional y textural en búsqueda de una petrogénesis completa en las localidades relatadas por otros autores.
