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Introducción
El batolito de Ibagué aflora en el flanco oriental de la cordillera Central de los Andes de Colombia. Fue considerado el plutón jurásico más grande de Colombia, con un área aproximada de 11.000 km2 (Nelson, 1957, 1962; Núñez, 2001, 2002; Velandia et al., 2001; Gómez et al., 2015). La cartografía geológica del batolito de Ibagué se inició en el norte del Tolima con los trabajos de Barrero y Vesga (1976). Posteriormente, se hizo la cartografía de la parte sur del plutón (Mosquera et al., 1982; Murillo et al., 1982; McCourt, 1984; Núñez et al., 1984a, 1984b; Esquivel et al., 1991; Carvajal et al., 1993; Rodríguez-García et al., 1998; Ferreira et al., 2002; Gómez et al., 2002; Marquínez et al., 2002; Fuquen et al., 2003), labor que duró aproximadamente 27 años.
Hay consenso sobre la formación del plutón en un ambiente de arco, pero existen diferencias, entre los investigadores, en cuanto al modelo geológico del arco: 1) para algunos hace parte de un arco formado por una sola zona de subducción, localizada al oeste de la margen suramericana, la cual actuó entre 209 y 114 Ma (Spikings et al., 2015), incluyendo los batolitos y stocks del macizo de Santander, la Sierra Nevada de Santa Marta, la serranía de San Lucas y el Valle Superior del Magdalena; 2) para otros hace parte de un arco de margen continental, que se desarrolló como consecuencia de la convergencia oblicua entre la placa oceánica de Farallón y el NW de Suramérica, que tuvo actividad al menos durante 40 Ma (Bustamante et al., 2016); 3) otros autores consideran que el batolito de Ibagué es parte del arco que se formó a finales del Jurásico y principios del Cretácico, a lo largo de la sutura entre Gondwana y rocas metamórficas triásicas y ordovícicas del terreno Tahamí, como resultado de una subducción más occidental que la de los arcos que dieron lugar a los plutones del macizo de Santander a finales del Triásico y principios del Jurásico y al arco Mocoa-Santa Marta (AMSM) durante el Jurásico temprano y medio (Rodríguez-García et al., 2020a, 2020b).
Como muchos otros cuerpos intrusivos en el norte de los Andes, el conocimiento sobre este plutón fue avanzando a medida que se desarrolló la cartografía geológica, sin tener edades geocronológicas que aseguraran que se trataba de una sola intrusión. Trabajos más recientes del batolito de Ibagué han aportado al conocimiento datos de petrografía, química de roca total e isotópicos, química mineral y geocronología U-Pb (Leal-Mejía, 2011; Bustamante et al., 2016; Rodríguez-García et al., 2017a, 2020a; Chavarría et al., 2021). Además algunos trabajos han hecho nueva cartografía que ha permitido separar unidades anteriormente consideradas como parte de esta unidad (Rodríguez-García et al., 2015; Zapata et al., 2015; Rodríguez-García et al., 2017b, 2019, 2020a).
Esta investigación redefine y delimita el batolito de Ibagué y delimita mejor la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué a partir de datos nuevos y recopilados de petrografía, química de roca total y geocronología U-Pb (LA-ICP-MS) en circón, mejora la cartografía geológica de una amplia zona de la cordillera Central de Colombia y separa de manera más precisa los cuerpos intrusivos que hacian parte de la definición original del batolito de Ibagué, como los gabros de Belalcázar y Los Guayabos de edad carbonífera (esta publicación), los granitos de Ortega y La Plata de edad pérmica (Rodríguez-García et al., 2017b, 2019), y la Cuarzomonzodiorita de Páez de edad Jurásico temprano a medio (Rodríguez-García et al., 2015; Zapata et al., 2015). Adicionalmente, se integra la información del plutón redefinido y se discuten las diferencias con la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué que afloran al norte de la falla de Ibagué. Finalmente, se presenta la correlación del batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué con otros plutones y con unidades volcánicas que se consideran del mismo arco, y se aportan nuevos elementos a los modelos geotectónicos de los Andes del norte en Colombia.
Marco geológico
La configuración geológica del norte de la margen suramericana, en el Jurásico tardío, estaba conformada por diversos dominios tectonoestratigráficos entre los cuales se destacan el Escudo de Guyana (mitad norte del cratón amazónico) al este, con edades entre 2,5-1,5 Ga (Restrepo-Pace y Cediel, 2019). Al oeste del Sistema de Fallas del Borde Llanero (límite del dominio cratónico de la margen de los Andes del norte), se presenta la margen andina, conformada por un basamento de rocas metamórficas de alto grado (facies granulita a anfibolita alta), probablemente formadas durante la colisión continental de Amazonia y Laurentia durante la Orogenia Grenvilliana (Kroonenberg, 1982, 2019; Cordani et al., 2010; Ibáñez-Mejía et al., 2011) y representada por bloques que fueron dispersados a lo largo de la paleo-margen y fueron denominados en estudios anteriores como el terreno Chibcha (Restrepo y Toussaint, 1989, 2020; Restrepo et al., 2009) y recientemente como el orógeno Putumayo (Ibáñez-Mejía et al., 2011, 2015).
El basamento Neo-proterozoico, en la margen andina, fue cubierto por secuencias sedimentarias marinas paleozoicas, intruído por plutones formados por la subducción de la placa oceánica del paleo-Pacífico durante el Carbonífero (Leal-Mejía, 2011; Rodríguez-García et al., 2019), el Pérmico (Rodríguez-García et al., 2019) y el Jurásico temprano a medio (Leal-Mejía et al., 2019; Bayona et al., 2020; López-Isaza y Zuluaga, 2020; Rodríguez-García et al., 2020a, 2020b). Posterior a la intrusión de plutones durante el Carbonífero y el Pérmico, se dio una reactivación magmática corta a principios del Triásico que intruyó los plutones pérmicos (Rodríguez-García et al., 2022; Zapata-Villada et al., 2022), seguida por la formación de secuencias sedimentarias locales continentales y marinas (formaciones Luisa, Payandé y Los Indios) que se depositaron durante el Triásico sobre los plutones pérmicos ( Núñez y Murillo, 1982). Luego, se desarrolló un nuevo arco en la margen continental, al oriente de los plutones carboníferos y pérmicos, durante el Jurásico temprano y medio, que duró activo ~30 Ma (197-167 Ma) (Figura 1, Rodríguez-García et al., 2017b, 2020a, 2020b).
Figura 1 Mapa geológico propuesto para el batolito de Ibagué con la localización de los intrusivos de los arcos carbonífero y pérmico y del cinturón occidental del AMSM en la codillera Central de Colombia y el Valle Superior del Magdalena.
Durante el Jurásico superior ocurrió la ruptura y colapso del arco jurásico temprano a medio (arco Mocoa-Santa Marta AMSM (Rodríguez-García et al., 2020b)), debido a la colisión de terrenos oceánicos y bloques continentales (terreno Tahamí contra la margen occidental de Gondwana (Blanco-Quintero et al., 2014), lo que formó un nuevo orógeno de edad jurásica superior, constituido por anfibolitas, neises, esquistos verdes y cuarzo sericíticos, y cuarcitas, del cual hacen parte el Complejo Cajamarca, los Neises y anfibolitas de Tierradentro y cuerpos de neises y esquistos en el Valle de Sibundoy, agrupados dentro del Complejo La Cocha-Río Téllez (Blanco-Quintero et al., 2014; Zapata-García et al., 2017; Rodríguez-García et al., 2018, 2020a, 2020b). El nuevo orógeno jurásico se formó en la margen occidental de Suramérica contra el orógeno Putumayo (Terreno Chibcha) y contra los plutones del arco carbonífero-pérmico debido a la subducción de la placa del paleo-Pacífico y al choque de bloques metamórficos continentales de edades ordovícicas y triásicas. Asociado a este orógeno jurásico se desarrolló un arco magmático donde se generó los batolitos de Ibagué y Segovia que hacen parte del Arco Ibagué-Segovia (AIS, Rodríguez-García et al., 2020a), según la redefinición presentada en este trabajo.
Metodología
Para el desarrollo de la actualización cartográfica del batolito de Ibagué se ejecutaron diversas actividades descritas a continuación. Se recopiló toda la información cartográfica y geológica y las bases topográficas de las planchas del Instituto Geográfico Agustín Codazzi (IGAC) a escala 1:100.000, asimismo, toda la información geológica publicada hasta la fecha, tales como planchas, memorias, artículos, informes y tesis de grado. Se elaboraron las bases de datos en Excel con información georreferenciada de las estaciones de campo, secciones delgadas, litogeoquímica y geocronología que incluyen la información de trabajos previos y los nuevos datos de esta publicación.
Las secciones delgadas (47) se elaboraron en el Laboratorio de Petrografía del Servicio Geológico Colombiano (SGC) en Bogotá. El análisis y la interpretación de las secciones delgadas se realizaron en microscopios petrográficos marca Leitz Laborlux 12 Pol y Olympus BX53M, con descripción de las texturas, minerales y sus respectivos conteos modales entre 150 y 400 puntos (Tabla S1). Las microfotografías fueron adquiridas con cámaras Olympus Q-Color5™ y Olympus UC50 acopladas a los microscopios mencionados. Para la clasificación y nomenclatura de rocas ígneas se usaron las clasificaciones de Streckeisen (1976, 1978). En las tablas de petrografía se utilizaron las abreviaturas de minerales de Whitney y Evans (2010).
Se obtuvieron veinte edades U-Pb en circón por el método de LA-ICP-MS (laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry) siguiendo el procedimiento descrito por Peña-Urueña et al. (2018) en el Laboratorio de Geocronología del SGC. Antes de los análisis in situ por ablación láser, las superficies pulidas de los granos de circón fueron fotografiadas en catodoluminiscencia (CL), utilizando un microscopio electrónico de barrido JEOL JSM IT-300LV equipado con un detector de catodoluminiscencia Gatan miniCL EGA 0028. Posteriormente, las muestras fueron lavadas con agua desionizada de resistividad 18,2 MQ y, antes de ser introducidas en la celda de ablación, la superficie fue limpiada con HNO3 ultrapuro (1 mol/L).
Los análisis de U-Pb se realizaron en un equipo de ablación Photon Machines con un láser Excimer de 193 nm, acoplado a un espectrómetro de masas tipo Element 2. Los isótopos utilizados para la integración manual son 238U, 206Pb y 204Pb. Como patrones de referencia se usaron: Plesovice (Sláma et al., 2008), FC-1 (Coyner et al., 2004), circón 91500 (Wiedenbeck et al., 1995) y Mount Dromedary (Renne et al., 1998). Los puntos analizados en los circones fueron de 30 micras de diámetro. La reducción de datos se realizó mediante el programa Iolite v2.5® en IGORPro6.3.6.4® (Paton et al., 2010;Hellstrom et al., 2008). La corrección por plomo común se realizó de acuerdo con el modelo de evolución según Stacey y Kramers (1975). Los resultados finales corresponden a la media de los datos obtenidos luego de aplicar una discriminación de datos a dos desviaciones estándar (Tabla S2). Las dataciones reportadas corresponden a las obtenidas a partir de la relación 206Pb/238U. La discordancia se calculó con la siguiente fórmula (%) Disc=((207Pb/235U-206Pb/238U)/206Pb/238U)*100 y el error es el asociado a la edad 206Pb/238U. Todas las edades finales fueron calculadas con el software Isoplot/Ex 3.75-4.15 (Ludwig, 2012).
Los análisis geoquímicos (27) se realizaron en el laboratorio del SGC. Los análisis de elementos mayores y menores se realizaron con un espectrómetro de fluorescencia de rayos X, FRX, Panalytical AXIOS Mineral para análisis elemental, configurado para materiales geológicos. La cuantificación de los óxidos mayores se realizó en muestra fundida con metaborato y tetraborato de litio, y la cuantificación de elementos menores se llevó a cabo en muestra prensada. Para el análisis de elementos traza, se usó un espectrómetro de masas con plasma inductivamente acoplado, ICP-MS, Perkin Elmer NEXION. La disolución de la muestra se dio mediante ataque por pasos utilizando ácidos inorgánicos fuertes (HF, HNO3, HClO4 y HCl), en sistema abierto, empleando distintas rampas de temperatura y tiempos de calentamiento. Los valores de óxidos mayores se presentan en porcentaje en peso (wt%), mientras que los elementos trazas se presentan en partes por millón (ppm) (Tabla S3). Para la interpretación de los óxidos mayores se hizo el recálculo en base anhidra, teniendo en cuenta los valores de LOI (perdidas por ignición). Gran parte de los diagramas geoquímicos se generaron con el uso del GCDKit versión 4.0 (Janousek et al., 2006).
Resultados
La descripción de resultados involucra datos nuevos y datos de compilación de anteriores investigaciones, especificando la fuente de estos en las tablas suplementarias. Se agrupan los resultados para realizar un análisis completo de las características geológicas, químicas y geocronológicas en la redefinición del batolito de Ibagué.
Descripción geológica
El batolito de Ibagué con los nuevos límites establecidos en este trabajo tiene un área de aproximadamente 3200 km2, que reduce ostensiblemente la anterior área de 11.000 km2 (Figura 1). Para el análisis de los resultados, se divide el batolito de Ibagué en dos bloques: el bloque norte (BN) que comprende desde la falla de Ibagué hasta los afloramientos cerca a Mariquita-Tolima (Figura 2), donde se mejoran los límites de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué presentados por Rodríguez-García et al. (2020a) y el bloque sur del batolito de Ibagué (BSBI) que se extiende desde la falla de Ibagué hacia el sur hasta los afloramientos en el páramo de Las Hermosas, Huila, donde se conserva el nombre de batolito de Ibagué (Figura 3) y se establecen en el presente estudio los nuevos límites cartográficos.
Figura 2 Mapa geológico con los nuevos límites de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué (modificado de Rodríguez-García et al., 2020a).
La Metatonalita de Anzoátegui tiene forma irregular alargada, con un área de afloramiento de ~194,7 km2 (Figura 2). La Tonalita de Ibagué es un cuerpo alargado en dirección N-S y SW, con un área de afloramiento de ~278 km2 (Figura 2). Ambos plutones están atravesados por diques andesíticos, dacíticos, riolíticos y graníticos aplíticos, así como venas de cuarzo, epidota y pegmatitas de cuarzo y feldespatos.
Figura 3 Mapa geológico con los nuevos límites del batolito de Ibagué, con la localización de edades U-Pb, muestras con litogeoquímica y sección delgada, así como los plutones carboníferos (gabros de Belalcázar y Los Guayabos), Pérmicos (granitos de Ortega y La Plata) y del Jurásico Temprano a Medio (Cuarzomonzodiorita de Páez) anteriormente considerados como parte del batolito de Ibagué.
La Metatonalita de Anzoategui es un cuerpo ígneo deformado que intruye la unidad de Neises y anfibolitas de Tierradentro y hacia los bordes del cuerpo presenta xenolitos de neises y anfibolitas (Figura 4A); además, intruye cuerpos pequeños de gabro. Presenta orientación mineralógica y desarrolla estructura foliada en ciertas partes del cuerpo (Figura 4B, 4C), con rumbo N-S a N-NE y buzamiento regional hacia el este o el oeste, muy similar a la foliación de los Neises y anfibolitas de Tierradentro. Adicionalmente, se observa una variación gradual de la estructura de las rocas, asociada a un aumento del grado de metamorfismo en está unidad. Las rocas se presentan con estructura ígnea orientada de color blanco con negro y de grano medio, pasando por una roca con estructura néisica y tamaño de grano medio, hasta rocas con estructura migmatítica (Figura 4B y 4D), con desarrollo de bandas oscuras que tienen mayor contenido de hornblenda y biotita, y bandas claras con mayor contenido de cuarzo y feldespatos; además, presenta localmente pliegues y diques deformados y foliados aplíticos, andesíticos y dacíticos (Figura 4A, 4B y 4D, vía Alvarado - vereda El Brillante).
Figura 4 Principales características macroscópicas de la Metatonalita de Anzoátegui. A. Contacto entre metatonalitas y neises de la unidad Neises y anfibolitas de Tierradentro. B. Dique de granito aplítico con límites tajantes atravesando metatonalita bandeada y foliada. C. Estructura foliada en rocas de la Metatonalita de Anzoátegui. D. Estructura néisica bandeada con pliegues migmatíticos y venas de cuarzo.
Las rocas de la Tonalita de Ibagué corresponden a tonalitas y subordinadas cuarzodioritas y granodioritas de color blanco moteadas de negro, faneríticas de grano medio, con textura granular a inequigranular y estructura isótropica (Figura 5A y 5B). El contacto con los Neises y anfibolitas de Tierradentro es intrusivo (Figura 5A) y se forman localmente migmatitas de inyección, donde se dan mezclas de magmas básicos e intermedios y se desarrollan estructuras de brecha, lo que sugiere mezcla e hibridación de magmas de composición contrastante evidente en los bordes del cuerpo, relacionado probablemente a la inyección sucesiva de lotes de magma de diferente composición y en diferentes estados de consolidación que generan las estructuras en brechas y de migmatitas de inyección magmática.
Figura 5 Principales características macroscópicas de la Tonalita de Ibagué y el batolito de Ibagué. A. Contacto de la Tonalita de Ibagué con neises, se observa desarrollo de borde de reacción. B. Aspecto macroscópico de tonalita típica de la Tonalita de Ibagué. C. Aspecto macroscópico de granitos del batolito de Ibagué. D. Tonalitas orientadas del batolito de Ibagué, cerca al contacto con Neises y anfibolitas de Tierradentro en la vía a San Antonio de Las Hermosas.
Al sur de la falla de Ibagué, el batolito de Ibagué está constituido por granodioritas, tonalitas y granitos rosados y blancos moteados de negro principalmente (Figura 5C), faneríticos de grano medio, con textura isotrópicas granulares y localmente por tonalitas con orientación mineral; estas últimas cerca del contacto occidental del plutón y cerca de los contactos con techos colgantes de la unidad Neises y anfibolitas de Tierradentro (vía a San Antonio de Las Hermosas) (Figura 5D).
En la Tabla Suplementaria S1 se resumen los resultados petrográficos de la Tonalita de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y el batolito de Ibagué, a partir de 130 secciones delgadas; en la Figura 6, se presentan los resultados de la clasificación petrográfica de la Metatonalita de Anzoátegui, la Tonalita de Ibagué y el batolito de Ibagué.
Figura 6 Clasificación petrográfica de las muestras de la Metatonalita de Anzoátegui, la Tonalita de Ibagué y el batolito de Ibagué, y composición litológica en porcentaje por bloques y por unidad.
La Metatonalita de Anzoátegui está constituida por metatonalitas y tonalitas (17), metagranodioritas (5) y cuarzodioritas (1). Presenta texturas faneríticas de grano medio, constituidas por cuarzo policristalino en mosaicos poligonales a mosaicos suturados recristalizados y orientados; plagioclasa euhedral a subhedral de tipo oligoclasa a andesina sódica (An28 a An34), la cual se presenta como porfidoclastos zonados precinemáticos rodeados por cuarzo policristalino y biotitas, pueden tener las maclas flexionadas y acuñadas. La ortoclasa se presenta en algunas rocas intersticial y se desdobla a microclina. Como minerales máficos se presenta biotita generalmente alterándose a clorita ligeramente orientada y hornblenda con núcleos de clinopiroxeno en algunas rocas. Los minerales accesorios son opacos, apatito, circón y titanita (Figuras 7A, 7B).
Figura 7 Aspecto microscópico de las rocas de la Metatonalita de Anzoátegui, la Tonalita de Ibagué y el batolito de Ibagué. A. Muestra IGM-49416 de Metatonalita de Anzoátegui. B. Muestra IGM-49417 metagranodiorita de la Metatonalita de Anzoátegui con recristalización de cuarzo (Qz) alrededor de cristales deformados de plagioclasa (Pl). C. Muestra IGM-75340 de la Tonalita de Ibagué. D. Muestra IGM-76503 tonalita de la Tonalita de Ibagué. E. Muestra IGM-901695 tonalita del batolito de Ibagué. F. Muestra IGM-901095 monzogranito del batolito de Ibagué. Las microfotografías C a F muestran texturas granulares típicas de estas unidades. Abreviaturas: Qz: cuarzo, Pl: plagioclasa, Kfs: feldespato alcalino, Hbl: hornblenda, Bt: biotita.
Las rocas de la Tonalita de Ibagué se clasificaron como tonalitas (33), cuarzodioritas (14), granodioritas (10), granitos (2), dioritas (2) y cuarzomonzonita (1), son faneriticas de grano medio y tienen textura granular, constituidas por cuarzo anhedral con extinción ondulatoria, plagioclasa euhedral a subhedral de tipo oligoclasa a andesina sódica; ocasionalmente se encuentra ortoclasa intersticial y como minerales máficos hornblenda y biotita parcialmente alterada a clorita. Como accesorios se presentan circón, apatito, titanita y opacos (Figuras 7C y 7D).
En el batolito de Ibagué las muestras fueron clasificadas como tonalitas (10), granodioritas (17), monzogranitos (8), cuarzomonzodioritas (4), monzonitas (3), cuarzodioritas (2), sienogranito (1) y cuarzogabro (1). Las rocas son faneríticas de grano medio con texturas granulares a inequigranulares, están constituidas por cuarzo anhedral de tamaños entre 1 y 2 mm, en cristales irregulares, con extinción ondulatoria. La plagioclasa es de tipo oligoclasa a andesina, en cristales euhedrales a subhedrales de forma tabular corta, con maclas de albita, albita-Carlsbad y periclina, pueden tener extinción zonada oscilatoria a normal. El feldespato alcalino es ortosa, de tamaños entre 0,3 y 3 mm, anhedral, empolvado por alteración a arcilla, con desmezclas pertíticas. La biotita se presenta en láminas euhedrales a subhedrales formando agrupaciones de cristales. La hornblenda puede o no estar presente en todos los litotipos, es euhedral a subhedral, inequigranular, de tamaños entre 300 um y 3 mm, de color verde pálido a verde oliva, pleocroica (Figura 7E y 7F). Como minerales accesorios se presentan titanita, opacos, circón, apatito y ocasionalmente allanita.
Al comparar la composición de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué con el batolito de Ibagué se observan diferencias composicionales: al sur el batolito de Ibagué es más rico en granodioritas y monzogranitos y tiene una mayor variación composicional, mientras que al norte en la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué, predominan las metatonalitas y tonalitas, respectivamente (Figura 6).
Relaciones estratigráficas y edad
El batolito de Ibagué, en el margen occidental, intruye el Neis de La Perla de edad ordovícica, el Complejo Cajamarca y los Neises y anfibolitas de Tierradentro de edades triásica y jurásica superior (Nelson, 1962; Maya y González, 1995; Blanco-Quintero et al., 2014; Bustamante et al., 2016; Rodríguez-García et al., 2017a, 2020a), generando en los bordes de las unidades mencionadas metamorfismo térmico como se observa sobre la vía Rovira a Roncesvalles y en la vía que une la vereda La Perla (Tolima) con Génova (Quindío), alcanzando la facies albita-epidota cornubianita. Por el oriente, apófisis del batolito de Ibagué y cuerpos de pórfidos andesíticos intruye el Granito de Ortega de edad pérmica (sector de Rovira), las rocas calcáreas de la Formación Payandé de edad triásica y la Formación Saldaña de edad jurásico temprano a medio. Además, está cubierto discordantemente por rocas sedimentarias del Cretácico, en los alrededores de Planadas (Esquivel et al., 1987, 1991), y por rocas piroclásticas del Mioceno en el páramo de Barragán.
La Tonalita de Ibagué y la Metatonalita de Anzoátegui intruyen rocas metamórficas de la unidad Neises y anfibolitas de Tierradentro y cuerpos de gabro, y está cubierto al oriente por depósitos del Neógeno en cercanías de Armero (Barrero y Vesga, 1976; Mosquera et al., 1982) y por abanicos aluviales recientes.
Se realizaron 20 nuevas dataciones U-Pb LA-ICP-MS en circones del batolito de Ibagué y se recopilaron las edades U-Pb de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué (Tabla 1). Las imágenes de catodoluminiscencia de algunos circones datados se muestran en la Figura 8. Los circones son prismáticos cortos y en algunas rocas se presentan prismáticos alargados en forma de tallos, de tamaños entre 50 y 160 μm, tienen estructura concéntrica, con núcleo homogéneo de color gris y bordes zonados; en algunas rocas los circones tienen zonación oscilatoria bien desarrollada, con luminiscencia en diferentes tonos de gris. Las ablaciones se hicieron principalmente en los núcleos de los cristales y en algunos cristales en núcleo y borde. Son escasos los circones con núcleos heredados de circones más antiguos y bordes cristalizados correspondientes al evento ígneo jurásico.
Figura 8 Imágenes de catodoluminiscencia de cristales representativos de muestras datadas del batolito de Ibagué.
En las Figuras 9 y 10 se muestran los diagramas Tera-Wasserburg, Wetherill y la edad promedio ponderada de las muestras datadas. La localización espacial se presenta en las Figura 1 y 3. El cálculo de la edad promedio ponderada de las muestras GOE-1117, JPZ-353, DAR-018, GOE-1116B, GR-6891, AMC-0216, GR-6890, GR-6867, GZ-6920, JGB-396, GOE-999, GOE-1000, AMC-0181A, AMC-0184, GOE-1090, GOE-1092 se realizó a partir de edades con discordancias <10% y error <5%; mientras que para las muestras GR-6903, GR-6906, JPZ-373, GZ-6922, AMC-0157A, se hizo un filtro de los datos para descartar los circones con discordancias >5% y errores >5% (Tabla Suplementaria S2).
Figura 9 Diagramas de concordia Wetherill, Tera-Wasserburg y edad media ponderada para rocas del batolito de Ibagué.
Figura 10 Diagramas de concordia Wetherill, Tera-Wasserburg y edad media ponderada para rocas del batolito de Ibagué.
Para el batolito de Ibagué el rango de edades varía de 171,5±1,3 a 137,9±1,0 Ma, y la mayoría de edades son anteriores a 160 Ma, sin que se dé una distribución de edades por tipo de roca. La Metatonalita de Anzoátegui presenta edades de cristalización U-Pb entre 158,2 +1,2/-0,4 y 150,17±0,86 Ma (Bustamante et al., 2016; Rodríguez-García et al., 2020a); la Tonalita de Ibagué presenta edades más jóvenes de cristalización entre 145,71+0,72/-1,42 Ma y 138,48±0,95 Ma (Bustamante et al., 2016; Rodríguez-García et al., 2020a). La cristalización inicia en el batolito de Ibagué antes que en la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué, con un rango de edades de cristalización de las tres unidades de alrededor de -34 Ma (Tabla 1).
La Figura 11 resume las edades del batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué. El batolito de Ibagué tiene un pico de cristalización a -160 Ma y un pico discreto a 171 Ma, la Metatonalita de Anzoátegui presenta un pico de cristalización -151,5 Ma y la Tonalita de Ibagué presenta dos picos de cristalización a -145 Ma y -138 Ma. Los resultados sugieren que el batolito de Ibagué cristalizó primero que la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué, presenta mayor variación litológica (Figura 6) y el magmatismo se desarrolló en un rango de tiempo más amplio, con algunas rocas que cristalizaron al mismo tiempo que cristalizaban la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué.
Figura 11 Distribución de edades en el batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué y diagrama de estimación de densidad de Kernel a partir de las edades de cristalización U-Pb.
Figura 12 Diagramas tipo Harker para rocas del batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué. En verde y azul rocas del batolito de Ibagué (de las cuales las azules presentan alteración potásica), en rojo muestras de la Metatonalita de Anzoátegui, en negro la Tonalita de Ibagué.
Geoquímica
La nueva información presentada en este trabajo corresponde a las rocas del batolito de Ibagué (36) y se incluyen los resultados previos obtenidos en la Metatonalita de Anzoátegui (3) y la Tonalita de Ibagué (12) por Bustamante et al. (2016) y Rodríguez-García et al. (2020a), para efectos de comparación entre los dos sectores (Tabla Suplementaria S3).
Óxidos mayores: el batolito de Ibagué presenta contenidos de SiO2 entre 51,12 y 77,2%. La mayoría de las muestras tienen TiO2 <1%, únicamente las muestras JGB-492 y GR-6891 tienen valores de 1,4% y 1,15%, respectivamente. Los contenidos de Al2O3 están entre 12,6 y 16,95%, y el MgO, entre 0,30 y 6,4%. Además, presentan un alto contenido de álcalis (Na2O + K2O) que varía entre 3,15% y 7,99%; la razón Na2O/K2O varía entre 0,66% y 2,4%. Las muestras de la Metatonalita de Anzoátegui y Tonalita de Ibagué (en color rojo y negro, Figuras 12 y 13) presentan valores de SiO2 entre 50,3% y 67,8%; el K2O varía entre 0,84% y 3,7%, con valores en la mayoría de las muestras de entre 1% y 2%; CaO varía entre 3,35% y 7,15%, TiO2 <1%, excepto en la muestra JGB-492 (TiO2 de 1,4%).
En el diagrama de Harker (Figuras 12), los valores de TiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO, MnO, P2O5 y CaO para el batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué disminuyen con el aumento de SiO2. El Na2O, en los tres plutones, muestra dispersión y es relativamente constante, y el K2O también exhibe dispersión, pero aumenta cuando lo hace el SiO2 o cuando las rocas tienen alteración potásica (en azul) (Figuras 12).
Los granitoides de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué y la mayoría de las rocas del batolito de Ibagué son calco-alcalinos, pero algunos alcanzan el campo calco-alcalino alto en K en el batolito de Ibagué (Figura 13A). Las muestras MGOQ-007 y GR-6903, del batolito de Ibagué, tienen alteración hidrotermal potásica de acuerdo al análisis químico de alteración y a la formación de biotita hidrotermal descrita en el análisis petrogáfico; estas rocas están dentro del campo calco-alcalino alto en K, lo que sugiere que los mayores contenidos de K2O y SiO2 se deben a adición por alteración (Figura 13A).
Figura 13 Diagrama de clasificación de rocas de el batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui, la Tonalita de Ibagué. A. Disgrama de K2O vs SiO2 (Peccerillo y Taylor, 1976). B. Diagrama de clasificación de Shand (1943). C. Diagrama AFM (Irvine y Baragar, 1971), D. Diagrama de clasificación de granitoides ferrosos y magnesianos (Frost et al., 2001). En color verde y azul rocas del batolito de Ibagué (de las cuales las azules presentan alteración potásica), en rojo rocas de la Metatonalita de Anzoátegui y en negro la Tonalita de Ibagué.
Los granitoides de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué son en su mayoría metaluminosos, con relación A/CNK entre 0,7 y 1,05, valores de A/NK entre 1,4 y 3, lo que sugiere bajo aporte de material cortical al magma en el origen de los plutones. Para el batolito de Ibagué, las rocas se reparten en los campos metaluminoso y peraluminoso, con valores de A/NK, en la mayoría de las muestras, de entre 1 y 2,5 y A/CNK entre 0,8 y 1,1 (Figura 13B). La Figura 13C muestra el tren de diferenciación de los plutones, donde las rocas del batolito de Ibagué presentan mayor variación de FeOt y MgO y son más ricas en Al2O3, a diferencia de las rocas de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué.
En los diagramas del índice alcalino-cálcico (MALI) y del índice Fe (Frost et al., 2001; Frost y Frost, 2008), las rocas de la Metatonalita de Anzoátegui, la Tonalita de Ibagué y el batolito de Ibagué son predominantemente granitos cálcicos (Figura 13D), con valores del índice de alcalinidad entre -5,8 y 7,2. Las rocas de la Metatonalita de Anzoátegui, la Tonalita de Ibagué y el batolito de Ibagué grafican en el campo de los granitos magnésicos, lo que sugiere que están relacionadas con magmas generados en ambientes de arco, con tendencias de diferenciación oxidante e hidratados (Frost y Lindsley, 1991; Frost et al., 2001).
Elementos trazas: el batolito de Ibagué, la Tonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué en el diagrama de los elementos trazas normalizados al NMORB tienen anomalía negativa de Nb, Ti y P; anomalía positiva y valores altos de Cs, Ba, Th, Sr, K, Ba, Pb y Rb, comparables con los patrones de arcos magmáticos (Pearce, 1996), con empobrecimiento progresivo de los elementos de radio iónico grande hacia los elementos de radio iónico pequeño (Figura 14A, 14B). El batolito de Ibagué muestra mayor anomalía negativa de Ti con valores normalizados de TiN entre 0,11 y 0,91, mientras las rocas de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué tienen valores de TiN entre 0,38 y 1,11. Los patrones de tierras raras normalizados al condrito según los valores de Nakamura (1974), son subparalelos en ambos bloques, con pendiente negativa y patrones comparables al de rocas generadas en ambientes de subducción por encima de la placa subducida (Pearce et al., 1984), con enriquecimiento en tierras raras livianas y empobrecimiento hacia las tierras raras pesadas (Figura 14C, 14D). Presentan en general anomalía negativa de Eu, con relaciones Eu/Eu* variables entre 0,4 y 1,22 (Tabla Suplementaria S2).
Figura 14 Principales características geoquímicas de las rocas de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué (rojo y negro, respectivamente) y batolito de Ibagué (verde y azul, de las cuales las azules presentan alteración potásica). A. y B. Diagramas de elementos trazas normalizados al NMORB según los valores de Sun y McDonough (1989). C. y D. Patrones de elementos de tierras raras respecto al condrito según los valores de Nakamura (1974).
En el batolito de Ibagué, la relación (La/Yb)N normalizada al condrito de Nakamura (1974), varía entre 2,8 y 16,4, y presenta mayores valores a medida que aumenta el contenido de SiO2 en las rocas, indicando que la relación (La/Yb)N aumenta a medida que las rocas son más diferenciadas. La relación (La/ Yb)N en la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué varía entre 3,8 y 10,9; y no hay mayores diferencias entre estos plutones en las relaciones (La/Sm)N , (Ce/Yb)N, (Ce/Sm)N y (Eu/Yb)N (Tabla Suplementaria S2).
Discusión
Redefinición del batolito de Ibagué
Dos décadas atrás se consideraba que el batolito de Ibagué se extendía sobre el flanco este de la cordillera Central, desde el suroccidente de la destruida población de Armero, en el norte del departamento del Tolima, hasta el sur de La Plata, en el departamento del Huila, en donde está cubierto por depósitos volcánicos y volcaniclásticos del Neógeno-Cuaternario (Núñez, 1998). La falta de datos de geocronología y química de roca total durante el trabajo de cartografía geológica desarrollado en el siglo pasado, no permitió separar los diferentes plutones que conformaban este cuerpo intrusivo y esta idea se mantuvo hasta hace dos años.
La redefinición del batolito de Ibagué se realiza a partir de nueva información cartográfica soportada en observaciones de campo y en nuevos datos de geocronología, química de roca total y petrografía, que permite separar nuevos plutones (gabros de Los Guayabos y Belalcázar de edad carbonífera), nuevos afloramientos de los granitos de La Plata y Ortega (de edad pérmica), y de la Cuarzomonzodiorita de Páez (de edad jurásico temprano), mejorando la información cartográfica publicada para algunos de estos plutones más antiguos (Rodríguez-García et al., 2015, 2017b, 2019, 2020a; Zapata et al., 2015).
El batolito de Ibagué, al norte de la falla de Ibagué, fue dividido en la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita Ibagué a partir de las edades de cristalización y diferencias en la estructura macroscópica (Rodríguez-García et al., 2017b, 2020a), siendo modificados los límites en la presente publicación (Figura 2). Al comparar las tres unidades, se presentan diferencias composicionales, químicas y geocronológicas: el batolito de Ibagué tiene mayor variación de litotipos (Figura 6), un tren más amplio de cristalización dentro de la series calcoalcalina y calcoalcalina alta en K, está constituido por rocas metaluminosas y peraluminosas (Figura 9B, 9C), con edades de cristalización de las rocas entre 171,5±1,3 Ma y 137,9±1,0 Ma (Figuras 9 y 10), indicando que la edad de cristalización del batolito de Ibagué redefinido inició antes -171 Ma, cristalizó principalmente a los -160 Ma y presenta algunas rocas que se formaron entre 160 Ma y 137 Ma.
Teniendo en cuenta los cambios cartográficos, la escisión de plutones más antiguos, las diferencias composicionales y geocronológicas entre el batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué, se propone en esta publicación la redefinición de los límites cartográficos y la aceptación del cambio de nomenclatura de amplias zonas del batolito de Ibagué, las cuales corresponden a plutones de edades diferentes, formados en eventos magmáticos de arco no correlacionables con el arco que dio origen al batolito de Ibagué y a los otros cuerpos que tienen posición tectónica, composición y edad de cristalización comparable.
El batolito de Ibagué redefinido se extiende a lo largo del flanco oriental de la cordillera Central desde la falla de Ibagué al norte, hasta el páramo de Las Hermosas al sur; aflora en superficie como un cuerpo con una longitud aproximada de 180 km y un ancho promedio de 20 a 30 km (Figura 1 y 3). Al occidente está en contacto intrusivo y fallado con rocas metamórficas del Complejo Cajamarca, y al oriente intruye el Granito de Ortega. Al interior del plutón se presentan techos colgantes de neises y esquistos, con edades jurásicas, triásicas y ordovícicas. Las edades de cristalización del batolito de Ibagué redefinido varían entre 171,5±1,3 Ma y 137,9±1,0 Ma, con un máximo de actividad magmática alrededor de 160 Ma (Figura 11).
Implicaciones evolutivas de la redefinición del batolito deIbagué
El descubrimiento y escisión de gabros del Carbonífero (gabros de Belalcázar y Los Guayabos), plutones del Pérmico (granitos de La Plata y Ortega) y plutones del Jurásico Temprano (Cuarzomonzodiorita de Páez), anteriormente considerados como parte del batolito de Ibagué, formados en un ambiente de arco de margen continental, tiene implicaciones en el modelo y la dinámica de subducción de la placa oceánica bajo la margen continental de Gondwana. La primera implicación es que el arco de margen continental inició en el Carbonífero y no en el Triásico-Jurásico como ha sido considerado (Spikings et al., 2015; Leal-Mejía et al., 2019; López-Isaza y Zuluaga, 2020); la segunda es que la migración del eje del arco, entre el Carbonífero y el Jurásico Medio, es en el mismo sentido de la subducción, en dirección oeste-este; la tercera es que el batolito de Ibagué se emplazó al occidente de estos plutones, en rocas metamórficas del Ordovícico (Neis de La Perla), y del Triásico y Jurásico Superior (Neises y anfibolitas de Tierradentro), a unos 60 km al occidente de los plutones del Jurásico Medio del Arco Mocoa-Santa Marta (AMSM, Rodríguez-García et al., 2020b), y la cuarta es que el ciclo magmático que dio origen al batolito de Ibagué y plutones correlacionados del arco Ibagué-Segovia (AIS), comenzó a ca. 171 Ma y finalizó a ca.138 Ma, al mismo tiempo se formaron los plutones graníticos del cinturón oriental del Arco Mocoa Santa Marta (AMSM), ocurriendo el magmatismo de arco en dos bloques continentales diferentes y en posiciones geotectónicas también diferentes.
Entre ca. 171 Ma y ca. 164 Ma, se formaron stocks y batolitos de monzogranitos metaluminosos y peraluminosos al interior de Gondwana, sobre la vertiente occidental de la cordillera Oriental y en la vertiente oriental de la SNSM, como desarrollo final del AMSM (Rodríguez-García et al., 2020b). Por fuera de la paleomargen occidental de Gondwana, al occidente de los cinturones de plutones del Carbonífero, Pérmico y Jurásico temprano a medio, un nuevo ciclo de actividad de arco comenzó en un basamento compuesto por rocas metamórficas Ordovícicas y Triásicas (sugiriendo una nueva zona de subducción localizada más hacia el occidente) tradicionalmente llamadas como los terrenos Tahamí y Anacona (Restrepo y Toussaint, 2020), o agrupadas en el Complejo Cajamarca (Maya y González, 1995). Este nuevo magmatismo de arco se localizó al occidente de los anteriores arcos magmáticos y se ha denominado Arco Ibagué - Segovia (AIS) (Rodríguez-García et al., 2020a, 2020b).
El magmatismo del batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué coincide con el fin del arco magmático del AMSM, la formación de rocas metamórficas contra la paleomargen continental de Gondwana durante el Jurásico Tardío y la amalgamación de nuevos terrenos a la margen (Rodríguez-García et al., 2020a, 2020b). En este periodo se deformó la Metatonalita de Anzoátegui, probablemente como efecto de la formación del orógeno colisional, con desarrollo de foliación paralela a la foliación de las rocas metamórficas jurásicas de los Neises y anfibolitas de Tierradentro, mientras el batolito de Ibagué presenta únicamente deformación local. Las relaciones estratigráficas de la Metatonalita de Anzoátegui con los Neises y anfibolitas de Tierradentro son intrusivas, pero ambas unidades tienen metamorfismo sobreimpuesto; en los Neises y anfibolitas de Tierradentro se ha reportado el metamorfismo más reciente del Jurásico Tardío, lo que probablemente indica que afectó tanto a esta unidad como a la Metatonalita de Anzoátegui que cristlizó en este periodo, pero no afecta a la Tonalita de Ibagué que es más joven.
Del lado occidental, contra el límite continental, afloran las secuencias metamórficas del Ordovícico (terreno Anacona), Triásico (terreno Tahamí), Jurásico Tardío (rocas con metamorfismo orogénico superpuesto), bloques deformados desprendidos de ambas márgenes y rocas de corteza oceánica que marcan la sutura (ultramafitas y anfibolitas de afinidad NMORB en los Neises y anfibolitas de Tierradentro). La erosión de la paleomargen continental, probablemente causada por la subducción entre 330 Ma y 164 Ma, aparentemente fue menor al sur de la falla de Ibagué, donde se conservan los cinturones de plutones del Carbonífero, Pérmico y Jurásico temprano a medio sin deformación y al interior de la margen continental, junto a rocas del basamento continental de edad neoproterozoica. Al sur de la Falla de Ibagué, el batolito de Ibagué presenta techos colgantes de metamorfitas del basamento ordovícico (Neis de La Perla), del Triásico y del Jurásico superior (Neises y anfibolitas de Tierradentro), levantados por la intrusión. En este sector, el batolito de Ibagué y cuerpos subvolcánicos del Jurásico Superior intruyen los plutones de los ciclos Carbonífero, Pérmico y Jurásico Temprano a Medio, localizados del lado oriental de la sutura, los cuales presentan xenolitos y techos colgantes de rocas del Neoproterozoico.
Correlaciones
La correlación del batolito de Ibagué con otros plutones y con el vulcanismo de arco en el norte de los Andes ayuda a entender la evolución magmática y la extensión del arco en la margen noroccidental de Suramérica. La correlación se realiza teniendo en cuenta la posición tectónica de los plutones, las edades de cristalización U-Pb y la composición de las rocas.
El batolito de Ibagué, al igual que las unidades con las que se correlaciona, se localizan en la sutura entre el basamento neoproterozoíco del terreno Chibcha al este y el basamento metamórfico ordovícico, triásico y jurásico superior de lo que se ha llamado los terrenos Anacona y Tahamí al oeste, y también al interior del Terreno Tahamí (Restrepo y Toussaint, 2020).
Una de las grandes dificultades en las correlaciones de los eventos magmáticos Triásicos y Jurásicos realizadas hasta la fecha, se debe en parte al desconocimiento de los plutones de arco que se formaron durante el Carbonífero y el Pérmico en la margen occidental del norte de Suramérica, descritos recientemente por Leal-Mejía (2011), Rodríguez-García et al. (2019) y esta publicación. Los plutones carboníferos y pérmicos se localizan entre los plutones y vulcanitas del Arco Mocoa - Santa Marta de edad Jurásico temprano a medio (AMSM) y los plutones y vulcanitas del Arco Ibagué - Segovia (AIS) de edad Jurásico medio-Cretácico inferior (Figura 3). Los primeros se emplazaron en el terreno Chibcha y los segundos se emplazaron en el terreno Tahamí (Figura 3), contra la sutura entre los terrenos Chibcha y Tahamí y dentro del orógeno colisional (Rodríguez-García et al., 2020a, 2020b).
Spikings et al. (2015) consideraron el conjunto de plutones jurásicos como un evento magmático, con migración y rejuvenecimiento del magmatismo en sentido este-oeste, idea que comparten otros investigadores (Bayona et al., 2010; Bustamante et al., 2016; Quandt et al., 2018; Leal-Mejía et al., 2019; López-Isaza y Zuluaga, 2020; Restrepo et al., 2021). Posteriormente, Leal-Mejía et al. (2019) reconocieron en el magmatismo Triásico Jurásico del norte de los Andes cuatro rangos de edad distintos en por lo menos seis segmentos de arco separados, y describieron la similitud temporal de los batolitos de Ibagué y Segovia, considerándolos como parte de un mismo episodio de magmatismo que ocurrió entre 165 y 152 Ma, pero no separaron este arco del evento magmático del Jurásico temprano a medio que formó el AMSM.
Rodríguez-García et al. (2020a, 2020b) dividen el magmatismo Triásico - Jurásico del norte de los Andes en tres arcos con diferencias temporales, composicionales y en la posición geotectónica: 1) el arco triásico jurásico del macizo de Santander (AMS), emplazado en basamento metamórfico famatiniano, estacionario y constituido por monzogranitos y sienogranitos peraluminosos formados a partir de múltiples pulsos magmáticos generados por fusión cortical, con edades de cristalización entre el Triásico tardío (ca. 214 Ma) y el Jurásico temprano (ca. 184 Ma), y localizado en el trasarco; 2) el arco Mocoa-Santa Marta (AMSM) emplazado en basamento neoproterozoico, constituido por un cinturón occidental de plutones metaluminosos de cuarzomonzonitas, monzonitas, charnoquitas, tonalitas y granodioritas, y un cinturón oriental de plutones metaluminosos a peraluminosos de monzogranito y sienogranito, con migración composicional y rejuvenecimiento en sentido W-E, clasificado como magmatismo tipo I, calco-alcalino con leve variación a alcalino cálcico, que se desarrolló entre el Jurásico temprano (~197 Ma) y el Jurásico medio (~167 Ma), junto a grandes volúmenes de rocas volcánicas piroclásticas andesíticas a riolíticas (Ramírez et al., 2020; Rodríguez-García et al., 2020b); 3) el tercer arco fue denominado arco Ibagué-Segovia (AIS), emplazado en basamento metamórfico Jurásico y Triásico, con migración temporal en sentido oeste-este, metaluminoso a peraluminoso tipo I, constituido por tonalitas, granodioritas y subordinados monzogranitos, constituido por granitoides cálcicos que cristalizaron entre el Jurásico medio (-171 Ma) y el Cretácico inferior (-137 Ma), junto a rocas piroclásticas andesíticas a dacíticas.
Los intrusivos que forman el AIS, de acuerdo con la posición geotectónica, edad y composición de las rocas, son los batolitos de Ibagué, Segovia y Los Alisales, el stock de Payandé y la Granodiorita de Siapana. Las rocas volcánicas que hacen parte de este arco son las Vulcanitas de Chaparral, las Vulcanitas de Segovia (González et al., 2015b) y el Volcánico de La Malena (González et al., 2015b). En la Tabla 2 se presentan las edades U-Pb de estas unidades, en la Figura 1 se muestra la distribución espacial del batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué y en la Figura 15 se hace un diagrama de correlación de unidades y sus edades.
Figura 15 Gráfico de correlación de edades de cristalización en unidades que hacen parte del arco Ibagué Segovia (AIS).
El batolito de Ibagué se correlaciona geocronológicamente con el batolito de Segovia, ambos cuerpos presentan, en general, la misma posición geotectónica. El batolito de Segovia está dentro del rango de edades de cristalización del batolito de Ibagué y coinciden con las edades del stock de Payandé, la Granodiorita de Siapana en la alta Guajira y las unidades volcánicas de Chaparral, La Malena y Segovia. La Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué son más jóvenes que la mayoría de las rocas del batolito de Ibagué: la Metatonalita de Anzoátegui está dentro de rango de cristalización del batolito de Ibagué y del batolito de Segovia, y se correlaciona con las edades de cristalización del batolito de Los Alisales (Botero, 1975), que erróneamente fue nombrado como Granodiorita de Motilón, con edades de cristalización entre 166±4 Ma y 152,63±0,25 Ma (Jiménez-Mejía, 2003; Restrepo et al., 2021), y tiene un rango comparable al del batolito de Segovia. La Tonalita de Ibagué es más joven porque cristalizó en el Cretácico Inferior, sugiriendo probable migración del magmatismo del arco en sentido oeste-este.
Conclusiones
El área de afloramiento del batolito de Ibagué es notablemente menor a lo que había sido descrita anteriormente, pasó de 11.000 km2 a 3200 km2, debido a la separación de los gabros de Los Guayabos y Belalcázar, los granitos de Ortega y La Plata de edad pérmica, la Cuarzomonzodiorita de Páez del Jurásico temprano, la Metatonalita de Anzoátegui de edad jurásico superior y la Tonalita de Ibagué del Cretácico inferior.
Las edades del batolito de Ibagué redefinido, indican que la cristalización de las rocas del batolito de Ibagué inició antes de que ocurriera la cristalización de la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué y el ciclo de cristalización duró -34 Ma, iniciando aproximadamente a -171 Ma, con un evento máximo de cristalización alrededor de -160 Ma y finalizando a -137 Ma.
Los limites cartográficos del batolito de Ibagué fueron modificados a partir de la base geológica previa publicada por el Ingeominas, y fue posible porque se realizó un nuevo trabajo de campo con revisión de todo el cuerpo, se obtuvieron nuevos datos de geocronología U-Pb en circón, química de roca total y se hizo el estudio petrográfico de cada uno de los plutones que fueron separados. Sin estos nuevos datos difícilmente se hubieran podido cambiar los límites.
Las características macroscópicas de las rocas, como la orientación mineral y la estructura foliada de la Metatonalita de Anzoátegui, son la base para separar esta unidad de la Tonalita de Ibagué que presenta estructura isotrópica y textura granular; ambas unidades están separadas por una franja metamórfica de la unidad Neises y anfibolitas de Tierradentro. Además, las edades más jóvenes de cristalización de estas dos unidades, permiten separarlas del batolito de Ibagué que aflora al sur de la falla del mismo nombre.
La correlación del batolito de Ibagué, la Metatonalita de Anzoátegui y la Tonalita de Ibagué con otros plutones, se establece a partir de la posición tectónica, edad y composición, considerando las unidades correlacionadas formadas dentro de la actividad magmática del mismo arco. Hacen parte del AIS el batolito de Segovia, el stock de Payandé, el batolito de Alisales y la Granodiorita de Siapana, y se considera que el Volcánico de La Malena, las Vulcanitas de Segovia y las Vulcanitas de Chaparral son los remanentes volcánicos del AIS.
