Spanish (pdf)
Article in xml format
Article references
Automatic translation
Send this article by e-mail
Cited by SciELO 
Cited by Google 
Similars in
SciELO 
Similars in Google 
Permalink
Introducción
En la vereda La Manuela, municipio de Palestina (Caldas, Colombia), aflora una secuencia metamórfica de esquistos verdes y esquistos negros denominados Esquistos de Lisboa-Palestina (Mosquera, 1978), los cuales hacen parte del Complejo Arquía (Maya y González, 1995). El Complejo Arquía es una faja estrecha de rocas que se extiende como un cinturón metamórfico desde el golfo de Guayaquil en Ecuador hasta el norte de la Cordillera Central de Colombia (Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Toussaint, 1996). Este complejo se encuentra limitado al occidente por rocas con afinidad geoquímica oceánica por medio de la falla Cauca-Almaguer y al oriente se encuentra limitado por rocas pertenecientes al Complejo Quebradagrande por medio de la falla Silvia-Pijao (Maya y González, 1995). El Complejo Arquía se ha interpretado como el resultado de eventos de colisión-subducción (Avellaneda-Jiménez et al., 2020; Villagómez et al., 2011; Villagómez, 2010; Zapata-Villada et al., 2017), en donde se involucran protolitos volcano-sedimentarios, margosos, ígneos y pelíticos (Dorado, 2007; Ibarra-Bustos, 2017; Rodríguez y Arango, 2013; Valencia, 2010). En las asociaciones minerales de los esquistos negros en el Complejo Arquía del sector de Palestina-La Manuela se reporta cloritoide y estilpnomelana; lo que indica facies esquistos verde, grado bajo.
Con base en las asociaciones minerales se pretende en este trabajo determinar las condiciones P-T de la unidad de esquistos para lo cual se realizaron varias campañas de campo, además de análisis petrográficos, geoquímica y cálculos termobarométricos mediante pseudosecciones.
Marco geológico
La faja central del Complejo Arquía, que se presenta en este trabajo, está localizada en el flanco occidental de la Cordillera Central de Colombia al oeste de Manizales. El complejo aflora como una franja estrecha en sentido norte-sur que se extiende desde el golfo de Guayaquil en Ecuador hasta el norte del departamento de Antioquia en Colombia (Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003) (Figura 1). El Complejo Arquía se encuentra limitado hacia el oriente por la falla Silvia-Pijao en donde se hallan las rocas volcano-sedimentarias del Complejo Quebradagrande de edad Cretácica Temprana. Su límite occidental es la falla Cauca-Almaguer que coloca en contacto fallado el Complejo Arquía con las formaciones Amaime, Barroso y el Grupo Diabásico (Maya y González, 1995; McCourt et al., 1984). Las formaciones Amaime, Barroso, y el Grupo Diabásico son algunas de las unidades que se reconocen, junto con el basamento de la placa Caribe, constituidas por un basamento oceánico formado durante fases masivas de volcanismo de tipo LIP (Large Igneous Provinces) (Kerr et al., 1996).
El Complejo Arquía toma su nombre del litodema (esquistos de Arquía) que aflora en la quebrada Arquía, en el límite entre Caldas y Antioquia (Toussaint, 1996; Toussaint et al., 1980). Litológicamente está compuesto por esquistos cuarzo sericíticos, esquistos anfibólicos, anfibolitas granatíferas, esquistos actinolíticos, esquistos cuarzo moscovíticos grafitosos, serpentinitas y rocas asociadas a metamorfismo de media a alta presión como eclogitas y esquistos azules (Ibarra- Bustos, 2017; Maya y González, 1995; Mosquera, 1978; Restrepo y Toussaint, 1974; Ríos-Reyes et al., 2008; Rodríguez y Arango, 2013; Ruiz-Jiménez et al., 2012; Sánchez, 1988; García, 2011; García-Ramírez et al., 2017). Estos litotipos se interpretan como rocas ígneas y sedimentarias sometidas a distintas condiciones de P-T. Los esquistos verdes sugieren condiciones alrededor de 330 a 465°C y 6 kbar (Dorado, 2007), los esquistos hornbléndicos y anfibolitas granatíferas indican condiciones de 693°C y presiones de 14,4 kbar (Valencia-Morales et al., 2013), los esquistos azules de Buesaco (Nariño) dan un rango de temperatura entre 350-380°C y presiones de 6 a 8 kbar (Ibarra- Bustos, 2017). Edades del complejo se han obtenido de anfibolitas granatíferas del río Arquía (Toussaint y Restrepo, 1980) haciendo uso de K/Ar en hornblenda obteniendo un rango de edad entre 110±5 y 133±5 Ma (Restrepo y Toussaint, 1980) (Cretácico Inferior), por Ar-Ar (en hornblenda) se han reportado edades en el rango 203 y 230 Ma (Rodríguez y Arango, 2013) para las anfibolitas del Rosario, Metagabro de Santa Rosa, Metagabro de San Antonio y Neis de Chinchiná (González, 2010).
El Complejo Arquía, a la latitud de Manizales, incluye los litodemas que Mosquera (1978) describe en los sectores de Palestina, La Manuela, Alto de Lisboa y Chinchiná, y que denominó Esquistos de Lisboa- Palestina (Figura 1). Esta faja metamórfica incluye intercalaciones de esquistos cuarzo grafitosos y esquistos anfibólicos con asociaciones mineralógicas que indican metamorfismo de media presión y baja temperatura. Los Esquistos de Lisboa-Palestina son correlacionables con los esquistos anfibólicos del río Cauca (González, 1976), con los esquistos del Grupo Arquía (Restrepo y Toussaint, 1974) y con las anfibolitas que afloran en las cercanías de Pijao- Génova (Becerra y Molina, 2013). El protolito de las rocas del Complejo Arquía corresponde a rocas pelíticas, margas, rocas volcano-sedimentarias e ígneas básicas y ultrabásicas (Dorado, 2007; Ibarra-Bustos, 2017; Rodríguez y Arango, 2013; Valencia-Morales et al., 2013; Marín, 2009; Valencia, 2010) que pasan por procesos de subducción y acreción involucrando corteza oceánica (Hincapié y Moreno-Sánchez, 2001). Los protolitos básicos, según su naturaleza geoquímica, indican afinidad toleítica de tipo MORB (Dorado, 2007; García-Ramírez et al., 2017; Rodríguez y Arango, 2013; Ruíz-Jiménez, 2013). El Complejo Arquía se encuentra limitado estructuralmente al este, por la falla Silvia-Pijao y el Complejo Quebradagrande (Maya y González, 1995), el cual está conformado por vulcanitas de arco (Nivia et al., 2006), pelitas y rocas básicas y ultrabásicas originadas en la corteza oceánica durante el Cretácico Temprano (Álvarez, 1995; Nivia et al., 1996; Toro-Toro et al., 2010). El Complejo Quebradagrande se encuentra limitado al oriente por la falla San Jerónimo, la cual coloca en contacto fallado el Complejo Quebradagrande con el Complejo Cajamarca con edades metamórficas que van del Pérmico-Triásico al Jurásico (Blanco-Quintero et al., 2014).
En el sector de estudio, la falla La Manuela, es reconocible por rasgos morfológicos como hombreras alineadas y cambios altimétricos definidos, cortados por fallas menores que componen en conjunto al Sistema de Fallas Romeral (Mejía et al., 1988). La falla de Piedecuesta, definida por Grosse (1926), coloca en contacto a los Esquistos de Lisboa-Palestina con sedimentos cenozoicos correspondientes a la Formación Irra-Tres Puertas. A lo largo de esta falla, en el sector de Alto de Lisboa, se observan bloques de serpentinitas y rocas metamórficas del Complejo Arquía cabalgando sobre rocas del Paleógeno. Esta falla se prolonga desde el sur de Chinchiná hasta conectarse con la falla Cauca-Almaguer.
El Complejo Cajamarca está compuesto principalmente por esquistos cuarzo moscovíticos, esquistos verdes, cuarcitas, pizarras, filitas, anfibolitas, fajas de mármol, neis y granulitas. Algunos autores han sugerido una relación genética entre las rocas metamórficas del Complejo Arquía y las del Complejo Cajamarca (Cardona et al., 2020; Nivia et al., 1996, 2006; Zapata et al., 2019), en este escenario los dos complejos serían el resultado de la escisión tectónica del margen continental y la formación de una cuenca marginal (backarc basin o cuenca tipo Marianas) durante el Cretácico. La interpretación del Complejo Quebradagrande como originado en un ambiente de cuenca marginal (backarc basin) se atribuye a Álvarez (1995). La edad del Complejo Cajamarca es muy variable y está comprendida entre el Carbonífero y el Jurásico, y se asocia con los efectos de orogenia Apalache u orogenia Allegheniana que aglutinó el continente de Pangea (Blanco-Quintero et al., 2014; Cochrane et al., 2014; Maya, 1992; Villagómez et al., 2011; Villagómez y Spikings, 2013; Vinasco et al., 2006). El Complejo Cajamarca se diferencia del Complejo Arquía por presentar fases deformativas menos complejas y por su edad un poco más antigua (Hincapié y Moreno-Sánchez, 2001).
El Complejo Quebradagrande (Maya y González, 1995) posee un basamento oceánico de carácter ofiolítico (Álvarez, 1995; Moreno-Sánchez et al., 2007) en donde además se reconocen fajas de gabros MORB (Toro-Toro et al., 2010). Es notable que las secuencias sedimentarias del Complejo Quebradagrande incluyen segmentos sedimentarios de carácter conglomerático en donde se destaca que la proveniencia es volcano- sedimentaria en su sector occidental y continental (fragmentos de cuarcitas y rocas metamórficas) en su margen oriental (Moreno-Sánchez et al., 2007). Al oriente del Complejo Quebradagrande se hallan las rocas metamórficas del Complejo Cajamarca y los pisos metamórficos del valle del Magdalena y Cordillera Oriental. Durante el Cretácico Temprano, coetáneamente con el Complejo Quebradagrande, las cuencas del Magdalena, Cundinamarca y Cocuy actuaron como una plataforma pasiva sometida a extensión tectónica (Fabre, 1983a, 1983b).
En el Complejo Quebradagrande se incluyen bloques con metamorfismo orogénico bajo, que presentan además efectos locales de metamorfismo dinámico (Nivia et al., 2006). Las fajas metamórficas incluyen metavolcanitas en facies esquistos verdes, prehnita- pumpellyita y zeolitas, relacionados a protolitos andesíticos y lavas basálticas con presencia de materiales piroclásticos que geoquímicamente presentan afinidad toleítica y calcoalcalina (Nivia et al., 2006). La edad del Complejo Quebradagrande se ha determinado con base en fósiles de ammonites, bivalvos, gasterópodos, restos de plantas, braquiópodos y radiolarios, sugiriendo una edad que abarca desde el Berriasiano al Albiano (Botero y González, 1983; Etayo-Serna, 1985; Gómez-Cruz et al., 1995; Lemoigne, 1984); dataciones en zircones detríticos (U-Pb 83,2±0,7 Ma) sugieren que este complejo se extendió hasta el Cretácico Tardío (Zapata-Villada et al., 2017).
La formación del Complejo Quebradagrande se atribuye a la apertura de una cuenca marginal (backarc basin) a causa de procesos de subducción de corteza oceánica que generó un arco volcánico durante el Cretácico (Álvarez, 1995; Moreno-Sánchez et al., 2007; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003). El basamento oceánico creado durante la fase de extensión de la cuenca marginal de Quebradagrande correspondería al piso del Protocaribe y el Complejo Arquía sería el resultado de los efectos de subducción al frente del protoarco Caribe (Kennan y Pindell, 2009; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003).
Figura 1 A. Mapa geológico de Colombia con la ubicación de las rocas del Complejo Arquía. B. Departamento de Caldas donde se señala con una estrella de color rojo la ubicación del sector de estudio. C. Mapa geológico del área de estudio entre la vereda La Manuela y el municipio de Palestina (modificado de Estrada y Viana, 1998 y Gómez et al., 2015).
Metodología
El trabajo de campo consistió en la descripción de la secuencia de esquistos verdes y esquistos negros, se recolectaron muestras localizadas mediante Garmin GPSMAP 64s (Figura 1). La base topográfica se procesó a partir de un DEM con resolución de 12,5 m del satélite ALOS PLASAR perteneciente a ASF (Alaska Satellite Facility). Las abreviaturas usadas en la descripción de los minerales es la propuesta por la subcomisión en rocas metamórficas (SCMR Brodie et al., 2007) de la Unión Internacional de Geociencias (Siivola y Schmid, 2007). Los análisis químicos se realizaron en los laboratorios de ActLabs Ltd. (Activation Laboratories of Ancaster) en Canadá. Los contenidos de elementos mayores, menores y elementos traza, fueron realizados por XRF (X-ray fluorescence) e ICP-MS (Inductively couple plasma mass spectrometry). Los datos geoquímicos fueron trabajados en el software GCDKIT 3.00 beta (versión libre) y las pseudosecciones en el software Perple_X 6.9.0 (Connolly, 2005), en donde se realizan cálculos termodinámicos de la geoquímica de roca total por medio de la minimización de la energía libre de Gibbs, lo cual genera una aproximación a la realidad de las reacciones minerales, permitiendo interpretar trayectorias metamórficas y condiciones P-T.
Resultados
Petrografía
La unidad de esquistos cuarzo-actinolíticos con clinozoisita/zoisita y epidota, representan entre 50- 60% del área cartografiada; estos esquistos afloran con intercalaciones de esquistos cuarzo moscovíticos con grafito y esquistos cuarzo moscovíticos con estilpnomelana y cloritoide. También se presentan lentes de poco espesor (métricos) de cuarcitas de manera transicional en los sectores de La Manuela-vía Chinchiná, en el sector de La Manuela y el municipio de Palestina.
Los esquistos actinolíticos con clinozoisita/zoisita y epidota, denominados esquistos verdes son rocas de color verde claro a verde oscuro grisáceo con tamaño de grano fino, con esquistosidad (Sn) y una tendencia hacia el NE, deformada por plegamientos (Sn+1) centimétricos a métricos. Estas rocas microscópicamente presentan una asociación mineralógica de cuarzo ± plagioclasa (23-33%), actinolita (20-40%), clinozoisita/zoisita (6-16%), epidota (10-18%), clorita (4-8%), calcita (1-2%) (Figura 2). La textura principal corresponde a dominios nematoblásticos definidos por actinolita, con tamaños que varían entre 80-700 μm, los cuales definen la foliación principal de la roca; bandas lepidoblásticas desarrolladas por la clorita y sectores granoblásticos conformados por cuarzo ± plagioclasa, la epidota y clinozoisita/zoisita presentan tamaños entre 10-250 μm.
Los esquistos cuarzo moscovíticos con estilpnomelana y cloritoide, denominados esquistos negros son rocas de color negro a negro grisáceo con tamaño de grano fino, untuosas al tacto, con estructura esquistosa (Sn) con dirección hacia el NE, similar a los esquistos verdes. Se pueden observar plegamientos (Sn+1) centimétricos a métricos y con mejor desarrollo con respecto a los esquistos verdes, por lo tanto, guardan mejores registros de la deformación que han afectado estas rocas (Figura 3). Microscópicamente presentan una asociación mineralógica de cuarzo ± plagioclasa (24- 36%), cloritoide (10-19%), estilpnomelana (5-10%), clorita (3-6%), moscovita (25-35%), grafito (10-15%) turmalina (1-3%) y apatito (0,3-1%). La textura principal se define por bandas lepidoblásticas de moscovita, estilpnomelana, grafito y clorita con tamaños promedios 20-800 μm y los sectores granoblásticos compuestos por cuarzo ± plagioclasa. El cuarzo presenta textura bulging y extinciones ondulantes generadas por procesos de deformación plástica. La estilpnomelana presenta un hábito en pata de gallo, y textura porfiroblástica definida por cloritoide, el cual presenta la misma tendencia de la moscovita y el grafito, además, las láminas de moscovita se encuentran plegadas y deformadas.
Eventos deformativos
Los esquistos verdes y esquistos negros del Complejo Arquía presentan esquistosidad (Sn), esta foliación es deformada con crenulación (Sn+1) y fallamiento originado por procesos metamórficos y deformación frágil-dúctil (Sn+2). En estas rocas se evidencian procesos de deformación frágil-dúctil generando estructuras S-C, boudinage y deformación en minerales como el cuarzo que presenta extinción ondulante y textura bulging.
La primera fase deformativa (Sn) representa una esquistosidad con una orientación predominante hacia el NE con buzamientos hacia el NW (ocasionalmente al SE) y es definida por minerales como la actinolita, moscovita, clorita, estilpnomelana y grafito, incluyendo el cloritoide (Figura 4). La segunda fase deformativa (Sn+1) corresponde a la foliación de crenulación o plegamientos con una dirección predominante hacia el NW, esta fase deformativa se desarrolla mejor en los esquistos cuarzo moscovíticos, y está definida por el plegamiento de la foliación y el plegamiento de minerales como la moscovita y el grafito. Los mecanismos de disolución por presión han generado bandeamientos composicionales durante el desarrollo de crenulación (Passchier y Trouw, 1996), efecto registrado en los esquistos cuarzo moscovíticos por la alternancia milimétrica de niveles ricos en cuarzo ± plagioclasa y niveles ricos en moscovita y grafito. Los micropliegues asociados al evento deformativo Sn+1 están conformados por actinolita en los esquistos verdes, y en los esquistos negros por moscovitas y grafito, las charnelas de los micropliegues usualmente concentran cristales de cuarzo.
Figura 2 A-B. Afloramiento de esquistos verdes-grisáceos en el sector de La Manuela (E: 830976 N: 1051405) presentan una foliación (Sn) al NE, y plegamientos (Sn+1) en dirección NW. C-D. Esquisto actinolítico con dominios nematoblásticos de actinolita (Act) y sectores granoblásticos de epidota (Ep), cuarzo (Qtz) y plagioclasa (Pl) que corresponde a la fase deformativa Sn. E-F. Detalle del zonamiento en los cristales de epidota-clinozoisita (Czo).
Figura 3 A-B. Afloramiento de esquistos negros en el sector de La Manuela (E: 830976 N: 1051405) presentan una foliación (Sn) al NE, y plegamientos (Sn+1) en dirección NW. C-D. Esquisto cuarzo moscovítico con cloritoide (Cld) desarrollando textura porfiroblástica. E-F. Plegamiento (Sn+1) de moscovita y grafito. G-H. Láminas de estilpnomelana (Stp) en esquisto cuarzo moscovítico con cloritoide y estilpnomelana.
La tercera fase deformativa (Sn+2) indica movimientos de las fallas que exhumaron y afectaron las rocas del sector guardando registro sobre procesos frágil-dúctil con deformación plástica evidenciados en la textura bulging, extinciones ondulantes y estructuras S-C. En los esquistos cuarzo moscovíticos esta deformación es observable por cambios en la dirección de crenulación y por estructuras S-C que indican eventos de cizalla. La presencia de moscovita tipo fish, extinciones ondulantes y textura bulging en cuarzo indica temperaturas de deformación alrededor de 200°C a 300°C (Trouw et al., 2009) y microboudinage. En los esquistos cuarzo actinolíticos este evento deformativo se evidencia por la estructura S-C indicando cizalla, extinciones ondulantes (Trouw et al., 2009) y algunas sombras de presión en epidota y clinozoisita/zoisita. Las sombras de presión están compuestas por cuarzo y clorita. Esta fase deformativa también se relaciona con los procesos de fracturamiento y diaclasamiento que además permitió el desarrollo de cuarzo y ocasionalmente calcita. Se observa el perfil (Figura 5) de los esquistos del sector La Manuela-vía Chinchiná, donde se evidencia la fase deformativa Sn con dirección al NE y buzamientos al NW.
Figura 4 Proyección estereográfica de foliaciones en el sector de estudio. A. Rumbo predominante de la foliación hacia el NE de la fase deformativa Sn de los esquistos. B. Obsérvese la densidad de polos al NW y SE, marcando buzamientos altos.
Geoquímica
Se presentan los resultados obtenidos en los análisis geoquímicos de roca total y de los elementos mayores y traza (Tabla 1) para dos rocas en la unidad de esquistos verdes (M-7; JDM-008), una roca de los esquistos negros (JMD-017b) y dos rocas de esquistos verdes (CG-06 y CG-024) de Dorado (2007).
Los esquistos verdes muestran concentraciones de SiO2 (47,01-48,5%) y Na2O + K2O (2,44-3,95%) típicas de basaltos de afinidad toleítica (Le Maitre et al., 2002) y contenidos de Al2O3= 14,95-15,45 wt%, FeOtot= 10,5-11,9 wt%, MgO= 7,17-10,55 wt%, CaO= 2,06-12,15 wt%; solo la muestra JDM-008 presenta un valor muy alto en CaO. Como es el caso para rocas metamórficas se debe considerar la movilidad de álcalis (Na2O+K2O). Los esquistos verdes se plotean en el diagrama de elementos inmóviles, como el Nb/Y vs Zr/TiO2 (Winchester y Floyd, 1977), que indican composición de basalto y andesita/basáltica (Figura 6).
Los patrones de los elementos de tierras raras (REE) normalizados a condrito (Nakamura, 1974) muestran comportamientos ligeramente empobrecidos en los elementos de tierras raras livianos (LREE), con (La/Yb)N= 0,70-4,3 y patrones menos fraccionados y relativamente planos en las tierras raras pesadas (HREE), (Gd/Yb)N= 1,31-2,12 (Figura 7) con abundancia de 10 a 30 veces con respecto a los valores condríticos. Los patrones multielementos para las muestras analizadas en algunas de ellas evidencian enriquecimientos significativos Cs, Ba y U, y una evidente anomalía negativa de Nb relacionada al aporte de áreas de suprasubducción en el diagrama araña (spider) normalizado a N-MORB (Sun y McDonough, 1989). Estas características sugieren que los protolitos de los esquistos verdes corresponden a MORB (Figura 8).
Los esquistos verdes del Complejo Arquía muestran características geoquímicas que permiten inferir que los protolitos fueron basaltos y andesitas/basálticas de composición toleítica, formados a partir de una fuente de manto empobrecido y con un agotamiento en Nb característico de los N-MORB. En los diagramas de discriminación tectónica de Ti vs V (Shervais, 1982) las rocas ocupan el campo de los basaltos de fondo oceánico (OFB por sus siglas en inglés) en el cual las rocas presentan relaciones de Ti vs V entre 20 y 50, que sugieren ambientes de dorsal medio oceánica (Figura 9). El diagrama Nb/Yb vs TiO2/Yb (Pearce, 2008) indica afinidad MORB.
El esquisto cuarzo moscovítico con estilpnomelana y cloritoide (sección JDM-017b) presenta contenido de SiO2= 64,4 wt% y de Al2O3= 18 wt%. Las características geoquímicas de las rocas metasedimentarias pueden emplearse para conocer la proveniencia y el ambiente tectónico de formación que indica que el protolito corresponde a rocas pelíticas (Figura 10). El diagrama Hf vs La/Th (Floyd y Leveridge, 1987) indica que la fuente del protolito sedimentario de la sección JDM-017b corresponde a una fuente de arco félsico, limitando con el campo de fuentes de mezcla félsica/máfica (Figura 11).
Tabla 1 Resultados de análisis geoquímicos de los esquistos verdes y esquistos negros del Complejo Arquía.
| Elementos %peso | M-7 | JDM-008 | JDM-017b | CG-06 | CG-24 |
|---|---|---|---|---|---|
| Coordenada E | 830876 | 831082 | 827567 | 1165582 | 1163500 |
| Coordenada N Litología | 1050507 Esquisto verde | 1050340 Esquisto verde | 1046642 Esquisto negro | 1048343 Esquisto verde | 1051538 Esquisto verde |
| SiO₂ | 48,5 | 47,9 | 64,4 | 47,01 | 48,34 |
| Al₂O₃ | 14,15 | 14,95 | 18 | 15,45 | 15,24 |
| Fe₂O₃(t) | 11,9 | 10,5 | 8,36 | 11,78 | 9,5 |
| MgO | 7,17 | 7,91 | 1,37 | 6,95 | 10,55 |
| MnO | 0,17 | 0,15 | 0,11 | 0,18 | 0,16 |
| CaO | 9,99 | 12,15 | 0,12 | 8,98 | 8,66 |
| Na₂O | 2,99 | 2,25 | 0,86 | 2,06 | 2,79 |
| K₂O | 0,18 | 0,19 | 2,28 | 1,89 | < 0,04 |
| TiO₂ | 1,66 | 1,39 | 0,87 | 1,98 | 1,01 |
| P₂O₅ | 0,13 | 0,1 | 0,1 | 0,23 | 0,08 |
| LOI | 2,52 | 2,54 | 4,43 | 3,3 | 3,6 |
| Total | 99,41 | 100,1 | 101,04 | 99,89 | 100 |
| Elementos traza (ppm) | |||||
| Ba | 19,9 | 15,5 | 1050 | 635,9 | 6,5 |
| Rb | 2 | 2,1 | 106 | 51,8 | 0,5 |
| Sr | 235 | 141,5 | 79,9 | 193 | 123,6 |
| Zr | 106 | 83 | 184 | 122,2 | 55,2 |
| Nb | 2,1 | 1,4 | 16,9 | 11,1 | 0,7 |
| Cr | 140 | 300 | 100 | 383,15 | 340 |
| La | 3,6 | 3,2 | 40,9 | 9,2 | 1,7 |
| Ce | 11,9 | 9,6 | 80,6 | 24,8 | 6,50 |
| Pr | 2,07 | 1,66 | 9,51 | 3,41 | 1,18 |
| Nd | 11,3 | 9,3 | 36,2 | 15,9 | 6,7 |
| Sm | 4,18 | 3,56 | 7,03 | 4,1 | 2,3 |
| Eu | 1,62 | 1,32 | 1,42 | 1,3 | 1,02 |
| Gd | 5,73 | 4,47 | 6,03 | 4,53 | 3,33 |
| Tb | 0,99 | 0,76 | 0,95 | 0,85 | 0,68 |
| Dy | 6,72 | 5,43 | 5,84 | 4,44 | 3,98 |
| Ho | 1,33 | 1,15 | 1,25 | 0,8 | 0,8 |
| Er | 4,33 | 3,69 | 3,63 | 2,28 | 2,43 |
| Tm | 0,63 | 0,51 | 0,50 | 0,34 | 0,36 |
| Yb | 4,17 | 3,39 | 3,6 | 2,13 | 2,42 |
| Lu | 0,58 | 0,53 | 0,49 | 0,3 | 0,32 |
| Y | 38,7 | 31,3 | 32,6 | 23,6 | 23,5 |
| Cs | 0,1 | 0,12 | 5,24 | 1,5 | 0,1 |
| Ta | 0,4 | 0,3 | 1,1 | 0,6 | 0,1 |
| Hf | 3,3 | 2,7 | 5,1 | 3,4 | 1,7 |
| Ga | 19,2 | 18,6 | 24,4 | 20,5 | 14,4 |
| Sn | 1 | 1 | 3 | 1 | 1 |
| Th | 0,23 | 0,25 | 12,15 | 0,8 | 0,1 |
| U | 0,36 | 0,25 | 255 | 0,3 | 0,1 |
| V | 397 | 349 | 176 | 267 | 241 |
| W | 1 | 1 | 2 | 0,8 | 0,1 |
Figura 6 Diagrama de clasificación Nb/Y vs Zr/TiO2 de Winchester y Floyd (1977) para clasificación de los esquistos verdes del Complejo Arquía.
Figura 9 A. Diagrama de discriminación tectónica de Ti vs V de Shervais (1982). B. Diagrama de discriminación de Nb/Yb vs TiO2/Yb de Pearce (2008).
Figura 10 Diagrama de discriminación tectónica de Log (SiO2/Al2O3) vs Log (Fe2O3/K2O) de Herron (1988).
Discusión
Condiciones de presión y temperatura
La unidad de esquistos del Complejo Arquía, refleja condiciones de presión y temperatura (P-T), que se determinaron mediante el software Perple_X 6.9.0 (Connolly, 2005). La base de datos utilizada (hp62ver. dat) corresponde a la usada por Holland y Powell (2011). Para los esquistos verdes se hizo el recalculo de óxidos mayores para el sistema NCFMASHOT y se usaron los modelos de solución de anfíboles cálcicos, clorita, epidota y plagioclasa de Dale et al. (2005), White et al. (2014), Holland y Powell (2011) y Newton et al. (1980) respectivamente, el Fe₂O₃ se convierte a FeO y se satura el sistema en H₂O y O₂ para el cálculo. En el esquisto negro se recalcularon los óxidos mayores para el sistema NCKFMASH y se usaron los modelos de solución de clorita, biotita, granate, mica (moscovita), cloritoide, estilpnomelana, cordierita, estaurolita y plagioclasa de White et al. (2014) y Holland y Powell (2003), el Fe₂O₃ se convierte a FeO y se satura el sistema en H₂O. Los rangos de P-T establecidos son alrededor de 420°C y 6 kbar para esquistos verdes y el esquisto negro (Figura 12 y 13) (los colores grises en la pseudosección indican la varianza, donde los más claros representan la mayor varianza). Cabe resaltar que el modelamiento de rocas metabasicas con Perple_X es de alta complejidad debido a su composición química y a los modelos de solución mineral que contiene Perple_X actualmente, además, las pseudosecciones se interpretan con base en las paragénesis observadas en las secciones delgadas y las reacciones minerales que otros autores han reportado, obteniendo un rango P-T que permite determinar un pico metamórfico que se aproxime a la realidad.
Presencia de cloritoide - estilpnomelana
La presencia de cloritoide en los esquistos negros, tal como lo describen Bucher y Frey (1994) en rocas metapelíticas, se explica a partir de la reacción clorita + pirofilita, aproximadamente de 220°C a 550°C (Bucher y Frey, 1994) el cloritoide, alcanza su mayor estabilidad térmica en rocas saturadas de cuarzo y en este punto se descompone a granate (almandino) + estaurolita, interpretando que el campo de la estabilidad del cloritoide (el cual es un mineral característico de las facies esquistos verdes) puede extenderse hasta las facies anfibolita baja. Según lo observado en las secciones analizadas, el cloritoide (siendo el primer reporte de ocurrencia en las rocas del sector) evidencia un protolito pelítico y una paragénesis de cuarzo + moscovita + cloritoide, indicando temperaturas alrededor de 380±20°C y 5,5 kbar, además, este mineral sigue la dirección de foliación principal. La presencia de estilpnomelana está marcando un rango de temperatura de 335°C y 463°C a presiones de 6±1 kbar (Currie y Van Staal, 1999). Para Yardley (1989) este mineral hace parte de paragénesis indicativas de facies esquistos verdes de baja temperatura y media a alta presión. La estilpnomelana con la clorita indican una reacción de clorita + hematita + cuarzo + H₂O = estilpnomelana + O₂ (Iwasaki, 1963), reflejado en la poca presencia de clorita en las secciones analizadas. Li et al. (2000) en su estudio de los esquistos de Otago en Nueva Zelanda indica que la estilpnomelana se forma a partir de la clorita a causa de procesos de reemplazamiento, esto también se ve reflejado en la poca abundancia de la clorita en las secciones analizadas.
Evolución tectónica regional
Con los resultados de este trabajo se indica que el Complejo Arquía representa una mezcla de rocas básicas (basamento MORB) con intercalaciones de sedimentitas, sometidas en condiciones de presión intermedia, metamorfoseadas durante el Cretácico Tempranoy coetáneas con el Complejo Quebradagrande. La presencia de rocas Jurásicas o más antiguas sugiere una historia geológica extensa en donde se reconocen las edades de los protolitos (que puede incluir procesos metamórficos previos) y las edades sobreimpuestas por los procesos de metamorfismo asociados a la creación del Complejo Arquía.
Los complejos básicos de la Cordillera Occidental (Kerr et al., 1996; Zapata-Villada et al., 2017), el Complejo Arquía, las rocas volcano-sedimentarias del Complejo Quebradagrande y las rocas metamórficas del margen continental (Complejo Cajamarca) han sido involucrados en los procesos tectónicos que dan origen al Caribe y organizaron los terrenos del norte de Sudamérica, América Central y Norteamérica (Kennan y Pindell, 2009; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Nivia et al., 1996; Pindell y Barrett, 1991). Existen fundamentalmente dos modelos de evolución para la creación de la placa Caribe, uno de ellos propone su origen in situ (James, 2006, 2007; Meschede y Frisch, 1998) y el otro sugiere que la placa Caribe se origina cerca del punto caliente de Galápagos y migra a su posición actual desde el Pacífico) (ej. Dewey y Pindell, 1985; Pindell y Kennan, 2001; Pindell et al., 1988).
Figura 12 Pseudosección de la sección M7, correspondiente a esquistos cuarzo actinolíticos con clinozoisita/zoisita y epidota (esquistos verdes).
Figura 13 Pseudosección de la sección JDM-017b, correspondiente a un esquisto cuarzo moscovítico con cloritoide y estilpnomelana (esquisto negro).
Dado que el modelo in situ no da cuenta de la compleja evolución del occidente colombiano, se ha preferido usar el modelo de origen Pacífico porque incluye complejos de edad Cretácica Temprana al occidente de Colombia, cuya naturaleza geoquímica y cronología es afín al naciente Protocaribe. Con este modelo se entiende mejor el desarrollo de una cuenca marginal y un arco volcánico de edad Cretácica Temprana al occidente de Colombia y Ecuador (Figura 14), sin embargo, en sus inicios se sugirió que la cuenca marginal (sur del Protocaribe) se correspondía con los basaltos del terreno Amaime que se presumió era de edad Cretácica Temprana (Pindell y Kennan, 2001). El terreno Amaime (McCourt y Aspden, 1984; McCourt et al., 1984) se probó que correspondía realmente a un bloque tectónico dominado por basaltos de plateau y cubierto por sedimentitas del Campaniano sin ninguna relación con una cuenca marginal (Nivia, 1987; Nivia- Guevara, 1989; Pardo-Trujillo et al., 1993).
Figura 14 Reconstrucción paleogeográfica generalizada para el Cretácico Temprano del norte de Sudamérica y el Caribe. El recuadro de color naranja señala las áreas implicadas en las secciones de la Figura 15 (modificado de Kennan y Pindell, 2009; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Pindell y Kennan, 2001; Rojas-Agramonte et al., 2016).
Actualmente se considera que los basaltos del terreno Amaime, situados al occidente del Complejo Arquía, realmente se correlacionan con las secuencias similares de la cordillera occidental (ej. Dagua, Diabásico y Barroso) y no con los basaltos del Cretácico Temprano del Complejo Quebradagrande originados en una zona de expansión (MORB) (Toro-Toro et al., 2010). Sobre el basamento oceánico del Complejo Quebradagrande se depositan lavas, tobas y sedimentitas con influencia de un arco volcánico externo (Nivia et al., 2006).
Los complejos Arquía y Quebradagrande fueron interpretados por Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo (2003) como un sistema arco-cuenca marginal donde se involucran un arco volcánico, una cuenca oceánica creada entre un arco y el continente (Quebradagrande backarc basin) y un margen continental pasivo al este, incluyendo las cuencas de Cundinamarca y Cocuy (Fabre, 1983a, 1983b). En este trabajo se remplazó el término cuenca Amaime (sensuPindell y Kennan, 2001) por cuenca marginal de Quebradagrande. La Formación Amaime, considerada inicialmente como una unidad del Cretácico basal o del Jurásico corresponde realmente a una secuencia volcano-sedimentaria del Cretácico Tardío (Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Pardo-Trujillo et al., 1993) sin ninguna relación con el intervalo temporal estudiado. La Formación Nogales, interdigitada con los basaltos de la Formación Amaime, fue considerada de edad Jurásica según interpretaciones estratigráficas (De Armas y McCourt, 1984) y de edad paleocena según datos bioestratigráficos (Nelson, 1957), sin embargo, el hallazgo de moluscos de edad Campaniana (determinados por Fernando Etayo-Serna) en esta unidad, indica que los basaltos, que se incluyen ahora en el llamado Complejo Amaime, son realmente de edad Cretácica Tardía (Moreno-Sánchez y Pardo- Trujillo, 2003; Pardo-Trujillo et al., 2005, 1993, Pardo et al., 2007). En el boquerón del río Bugalagrande, en la vereda Pardo Alto (4° 06’ 21”, 76° 04’ 01”), se encuentran lutitas fosilíferas intercaladas con flujos de basaltos de la Formación Amaime. En las sedimentitas se pueden recuperar fósiles similares a las de otras localidades de la región (Cretácico Tardío).
Durante el intervalo Jurásico Tardío (?) - Cretácico Temprano (Barremiano) se crea la cuenca marginal (cuenca marginal de Quebradagrande) formada entre un arco volcánico al oeste y el continente al este (Figura 15). La cuenca marginal de Quebradagrande reúne una serie de unidades estratigráficas del occidente de la Cordillera Central, que incluyen además las rocas volcano-sedimentarias del Complejo Alao de Ecuador, cuyo rango de edad abarcaría desde el Jurásico Tardío al Cretácico Tardío basal (Aspden y Litherland, 1992; Cardona et al., 2020; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Nivia et al., 2006).
La estructura básica de la cuenca marginal estaba conformada por un basamento oceánico, sedimentitas de plataforma (al este) y depósitos volcánicos (al oeste) incluidos hoy en el Complejo Quebradagrande. Al final del Cretácico Temprano la polaridad de la zona de subducción se invierte (Pindell et al., 1988; Pindell y Kennan, 2001) y la cuenca marginal comienza a ser destruida por subducción que causa la fase final de metamorfismo de media y alta presión del Complejo Arquía. Así, parte del basamento inicial y las sedimentitas del intervalo basal del Complejo Quebradagrande entrarían a la zona de subducción modificándose por efectos del metamorfismo de presión media y alta (Figura 15). La sedimentación en la cuenca marginal estuvo activa hasta principios del Cretácico Tardío.
Figura 15 Sección geológica en el sector de estudio. El Complejo Arquía refleja los cambios en la polaridad de la zona de subducción del arco Caribe. Las rocas del Complejo Arquía representan un basamento oceánico metamorfoseado durante el Cretácico Temprano y apilado tectónicamente durante el Cretácico Tardío. En línea punteada se representan fases de subducciones previas y posteriores al intervalo representado.
Es importante resaltar que las rocas del Complejo Quebradagrande no son una “formación” estratigráfica. En este complejo se incluyen varias unidades de orígenes diversos y edades que van desde el Jurásico Tardío hasta el Cretácico terminal. Podemos encontrar secuencias de margen continental y de borde de arco, además de pelagitas oceánicas (Gómez-Cruz et al., 1995). El extenso intervalo cronoestratigráfico, de las unidades (aún mal definidas) dentro del Complejo Quebradagrande, abarca tanto procesos de sedimentación como metamorfismo coetáneo. Así, durante el proceso de subducción parcial de algunos litodemas del complejo existió sedimentación simultánea en el espacio remanente de la cuenca.
El Complejo Arquía estaría formado por subducción de rocas del piso oceánico de la cuenca marginal de Quebradagrande, incluyendo además protolitos Jurásicos o más antiguos del margen transicional del ahora Complejo Cajamarca.
Pindell y Kennan (2001) presentaron un modelo de evolución del Caribe con el desarrollo de un nuevo fondo oceánico (Protocaribe), con una proyección hacia el sur que atribuyeron al terreno Amaime, producto de la separación de Norte y Sudamérica. Se ha propuesto un arco volcánico en la posición de la actual cordillera central durante el Aptiano-Albiano, pero las evidencias geoquímicas y sedimentológicas indican realmente un margen pasivo (Campos-Alvarez y Roser, 2007). La Formación Yaví del Cretácico Temprano (Valanginiano- Barremiano), al sur del valle del Magdalena, es una unidad con indicios de sedimentación simultánea con volcanismo (Toro-Toro et al., 2006), sin embargo, al norte de este sector los depósitos sugieren una plataforma pasiva sin volcanismo proximal. Gómez-Cruz et al. (1995) citan datos sedimentológicos que muestran que al oriente del Complejo Quebradagrande se presentan intercalaciones de cuarzo arenitas y conglomerados de cuarcitas originados en abanicos submarinos de edad Albiana. En los afloramientos del complejo, tal como se puede constatar al este de Villamaría y Manizales (Caldas), son comunes los estratos de cuarzoarenitas intercaladas con lodolitas negras en donde se citan amonitas Albianas. Adicionalmente se presentan capas delgadas y gruesas de conglomerados de cuarzo (principalmente clastos de cuarcitas) en estratos de hasta 10 metros (ej. conglomerados de cuarzo al occidente de Abejorral y de la Sultana en Manizales). En el valle superior del Magdalena, la Formación Caballos (Albiano) es una unidad de cuarzo arenitas sin influencia de material volcánico (Moreno-Sánchez y Robles, 1987); por otro lado, las geoquímicas de las sedimentitas del Cretácico Inferior de Villa de Leyva reflejan que fueron depositadas sobre un margen pasivo sin influencia volcánica (Campos-Alvarez y Roser, 2007).
La faja de rocas metamórficas del Complejo Arquía se sitúa en medio de los complejos básicos (plateau) de la cordillera occidental (al occidente), y las rocas oceánicas de cuenca marginal correspondiente al Complejo Quebradagrande (al oriente). Los complejos de rocas básicas, al occidente de las metamorfitas de Arquía, presentan edades radiométricas que van desde el Triásico y Jurásico (protolitos) hasta el Cretácico Temprano (metamorfismo) (ver Maya, 1992; Restrepo et al., 1991; Rodríguez y Arango, 2013), sin embargo, debido a los métodos utilizados, es necesaria una revisión de alguno de estos datos. Algunos autores (Cardona et al., 2020; Nivia et al., 2006; Zapata et al., 2019) sugieren que los protolitos del Complejo Arquía corresponden a remanentes del margen continental del bloque Cajamarca o terreno Tahamí (sensuRestrepo et al., 2009) separados durante la apertura de la cuenca marginal del Cretácico Temprano. La disgregación, producto del transporte lateral de bloques, desmembró gran parte del arco volcánico, cuyos remanentes son los granitoides que se conocen desde Buga hasta las Antillas menores (Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Weber et al., 2015; White et al., 1999). El Complejo Cajamarca (Tahamí) es un bloque marginal desprendido y trasportado desde el sur de la región de Amotape (límite Perú-Ecuador) y el bloque Andino (bloque tectónico que incluye la región situada entre la zona de subducción de Nazca y las fallas Algeciras- Guaicaramo), que han sufrido desplazamientos dextro- laterales durante el Neógeno (Pindell y Barrett, 1991). El Batolito de Buga (Villagómez et al., 2011), y otros granitoides de arco, se sitúan al este o sobre rocas metamórficas y ultrabásicas (ej. Complejo Ofiolítico de Ginebra en cercanías a Tuluá, Valle) asociadas al Complejo Arquía (Weber et al., 2015). Adicionalmente, algunos de esos cuerpos calcoalcalinos asociados con el arco se sitúan al este de la falla Cauca-Almaguer (Guiral-Vega et al., 2015), sugiriendo que el arco volcánico y los esquistos de Arquía podrían formar parte del basamento al este de esta falla. La Formación Barroso se situaría (tectónicamente) en su margen oriental sobre un basamento de composición ofiolítico y metamórfico (Complejo Arquía). El arco Caribe se forma durante el Cretácico Temprano (Berriasiano- Aptiano) como una cuenca marginal con subducción al oeste (Pindell et al., 1988; Pindell y Kennan, 2009). El arribo de la corteza sobre-engrosada del Plateau Caribe (incluida en las grandes provincias magmáticas o LIP) durante el Albiano ocluye el margen occidental produciendo la inversión de la zona de subducción al flanco oriental del arco, lo que conduce a una fase de compresión que destruye la cuenca marginal (Moreno- Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Pindell y Kennan, 2001). Durante la fase compresiva tanto el Complejo Arquía, macizos ofiolíticos y rocas del basamento transicional fueron apilados en una estructura compleja o prisma de acreción contra el oeste del Complejo Cajamarca (Figura 15). La corteza transicional del margen continental (Complejo Cajamarca) se superpuso tectónicamente con el piso de los complejos Quebradagrande y Arquía durante el acortamiento de la cuenca. Edades Ar-Ar (70-60 Ma) en los Esquistos Azules de Jambaló obtenidas en micas de origen milonítico, presentadas y atribuidas al metamorfismo bárico por Bustamante (2011, 2019), realmente datan el proceso de exhumación de las rocas de alta presión durante la fase de compresión al final del Cretácico y comienzos del Cenozoico.
Conclusiones
Las rocas estudiadas en el presente trabajo corresponden a la unidad de esquistos verdes y esquistos negros del Complejo Arquía presentándose las primeras pseudosecciones de presión y temperatura (P-T) que arrojan condiciones de metamorfismo alrededor de 420±10°C y 5,5 a 6 kbar, en el campo de las facies esquistos verdes, reflejando un cinturón metamórfico de presión intermedia. Los protolitos de este complejo se originan en pelitas, vulcanitas y rocas básicas de fondo oceánico metamorfoseadas en condiciones de presión intermedia durante el Cretácico, sin embargo, algunos protolitos del complejo podrían tener edades del Mesozoico temprano.
El Complejo Arquía, junto con los arcos del Cretácico Temprano del occidente colombiano y las Antillas, formó probablemente parte del antiguo Arco Caribe. Las rocas metamórficas del Complejo Arquía se sitúan al oeste de la cuenca marginal de Quebradagrande formada simultáneamente con el arco volcánico.
