Trabajo de campo

Se cartografió un área de 1640 km2 a escala 1:50.000 durante cuatro años. La cartografía se realizó en mapas del IGAC, dentro de los proyectos de cartografía del Servicio Geológico Colombiano (SGC).

Petrografía

Los criterios de selección de la muestra de roca incluyeron la alteración mineral (se analizaron exclusivamente rocas inalteradas), la distribución espacial y la representatividad de cada cuerpo. En total, 36 nuevas muestras fueron enviadas al laboratorio de preparación de láminas delgadas (Laboratorio de Pulidos) del SGC, sede Bogotá, y fueron analizadas por los autores utilizando microscopios petrográficos Leitz y Olympus y 300 puntos de conteo. La clasificación de las rocas se realizó mediante los diagramas QAP de ^{Streckeisen (1976}, ¹⁹⁷⁹⁾ para rocas plutónicas, siguiendo las recomendaciones de ^{Le Maitre et al. (1989)}.

Geocronología U-Pb

La datación U-Pb en circón se realizó en 10 muestras, siguiendo el método de ^{Peña-Urueña et al. (2018)}, en el Laboratorio de Ablación Láser del SGC. Los análisis se realizaron en un sistema de ablación láser Photon Machines, con un láser Excimer de 193 nm, acoplado a un espectrómetro de masas Element 2, utilizando los isótopos 238U, 206Pb y 204Pb para la integración manual, así como los estándares de referencia Plešovice (^{Sláma et al., 2008}), FC-1 (^{Coyner et al., 2004}), Zircon 91500 (^{Wiedenbeck et al., 1995}, ²⁰⁰⁴) y Mount Dromedary (^{Renne et al., 1998}). Los puntos analizados en los circones fueron de 20 μm de diámetro. Los datos se redujeron utilizando el software Iolitev2.5® en IGORPro6.3.6.4® (^{Hellstrom et al., 2008}; ^{Paton et al., 2010}). La corrección de la derivación común se realizó utilizando el modelo evolutivo según ^{Stacey y Kramers (1975)}. Los resultados finales corresponden a los datos medios calculados después de aplicar el criterio de Chauvenet para eliminar datos a más de dos desviaciones estándar de la media.

Las relaciones, edades y errores de 207Pb/206Pb se calcularon de acuerdo con ^{Petrus y Kamber (2012)}. Las concentraciones de U y Th se calcularon utilizando un circón estándar externo, según ^{Paton et al. (2010)}. Se calcularon las edades y se trazaron gráficos geocronológicos utilizando el software Isoplot V4.15 (^{Ludwig, 2012}); los resultados isotópicos de las ablaciones de circón están disponibles en la Tabla suplementaria de geocronología (TS3).

Características generales de los plutones del arco insular

La Tabla 1 resume las características macroscópicas y microscópicas del conjunto de plutones analizados en este estudio, la Figura 1 muestra la localización y forma de los cuerpos, la Figura 2 muestra las características macroscópicas de algunas rocas, la Tabla suplementaria TS1 trae la composición y porcentaje mineralógico de las rocas con análisis petrográfico de cada unidad, y la Figura 3 indica la clasificación de las rocas plutónicas de cada unidad en diagramas QAPF (^{Streckeisen, 1976}).

Geocronología

Se obtuvieron 10 edades de cristalización por el método LA-ICP-MS U-Pb en circón, para la tonalita de Buriticá (1), la tonalita de La Noque (2), la tonalita de Santa Fe de Antioquia (4) y la granulita de Pantanillo (3). Las edades se muestran en la Figura 1 y los resultados se presentan en la Tabla suplementaria de geocronología (TS3).

Tonalita de Buriticá: la muestra MGO-014A corresponde a una tonalita colectada en la vía Santa Fe de Antioquia - Manglar. Los circones son prismáticos cortos y alargados, subhedrales y euhedrales, algunos están rotos, incoloros, de tamaño entre 50 y 100 μm (Figura 4). Se observan en las imágenes de catodoluminiscencia (CL) texturas de zonación bandeada o paralela

Para el cálculo de la edad se descartaron los datos con valores discordantes >35% y errores de edad corregida >5%. La edad promedio ponderada es de 92,1 ± 2,1 Ma (n=10, MSWD = 3,1) (Figura 5), por lo que es considerada como la edad de cristalización de la roca, con relaciones Th/U entre 0,54 y 0,74, común en circones ígneos (^{Rubatto, 2002}).

Tonalita de La Noque: se obtuvieron dos edades en rocas clasificadas como tonalitas, que corresponden a las muestras MGO-050 y TCR-778 colectadas en la vía Caicedo-río Cauca y la quebrada La Noque, respectivamente. Los circones de ambas muestras son prismáticos euhedrales cortos y alargados e incoloros, con tamaño entre 50 y 100 μm, con texturas de un solo patrón de cristalización y débilmente oscilatoria en los bordes de cristales y texturas de reabsorción comunes en circones magmáticos (Figura 4).

Figura 2 Clasificación petrográfica de rocas de diferentes plutones del ABS. A. Tonalita de Buriticá, B. Tonalita de La Noque, C. Tonalita de Santa Fe de Antioquia, D. Granulita de Pantanillo y E. Andesita de Guarco. 

Figura 3 Aspecto macroscópico de algunos plutones. A. Tonalita de Buriticá cortada por diques basálticos. B. Gabro de Caicedo. C. Granulita de Pantanillo con estructura bandeada. D. Tonalita de Santa Fe de Antioquia con xenolitos básicos de gabro hornbléndico rodeados de tonalita y cuarzodiorita. 

Para el cálculo de la edad de la muestra MGO-050 no se tuvieron en cuenta las edades con discordancias >20 y error recalculado >6,5. Para la muestra TCR-778 no se tuvieron en cuenta las edades con discordancias >15 y error recalculado >5,5. La edad promedio ponderada de la muestra MGO-050 es de 96,9 ± 1,7 Ma (n=11, MSWD = 1,7) (Figura 5). Para la muestra TCR-778 se obtuvo una edad promedio de 86,51 ± 0,93 Ma (n=21, MSWD = 0,63) (Figura 5). Ambas se consideran edades de cristalización, con relaciones Th/U de 0,28 a 0,78 y de 0,33 a 1,3 respectivamente.

Tonalita de Santa Fe de Antioquia: se obtuvieron cuatro edades que corresponden a las muestras TCR-835, TCR-732, MGO-032A y FHO-222, obtenidas a partir de un dique de monzogranito en el contacto con la Formación Barroso, una granodiorita, un xenolito de microgabro y en tonalita, respectivamente (Tabla 2). Los circones de la muestra TCR-835 son incoloros a levemente naranja, euhedrales, en su mayoría prismáticos cortos, algunos largos, con tamaño entre 200 y 500 μm, sin inclusiones, con marcada zonación oscilatoria. Los circones de la muestra TCR-732 son subhedrales a euhedrales, prismáticos cortos y alargados e incoloros, con tamaño entre 50 y 120 μm, con texturas de zonación oscilatoria e inclusiones. Los circones de la muestra MGO-032A son prismáticos cortos de tamaños entre 50 y 100 μm, con texturas de zonación concéntrica. Los circones de la muestra FHO-222 son traslúcidos, algunos prismáticos alargados y otros redondeados, con inclusiones (Figura 4).

El cálculo de la edad promedio ponderada de las muestras TCR-835, MGO-032 y FHO-222 se realizó a partir de edades con discordancias <10 y error recalculado <5. La muestra TCR-732 presenta pérdida de Pb; no se tuvieron en cuenta las edades con discordancias >60 y error recalculado >6.

La edad promedio ponderada de la muestra TCR-835 es de 83,98 ± 0,95 Ma (n=34, MSWD = 6,3). Para la muestra TCR-732 se obtuvo una edad promedio de 85,5 ± 2,3 Ma (n=15, MSWD = 3,5). Para la muestra MGO-032A se obtuvo una edad promedio de 86,07 ± 0,85 Ma (n=16, MSWD = 1,7). Para la muestra FHO-222 se obtuvo una edad promedio de 85,68 ± 0,59 Ma (n=42, MSWD = 2,1) (Figura 5). Las cuatro edades se consideran de cristalización de la roca y tienen relaciones Th/U de 0,33 a 1,04; 0,30 a 1,02; 0,23 a 0,66, y de 0,3 a 1,34, respectivamente.

Granulita de Pantanillo: se obtuvieron tres edades que corresponden a las muestras TCR-441, TCR-782 y JPZ-0159B, a partir de un granofels de Pl, Hbl y Tr con Qtz y Cpx, una granulita y una anfibolita, respectivamente (Tabla 2). Los circones de la muestra TCR-441 son subhedrales a anhedrales, prismáticos cortos y alargados, algunos redondeados, incoloros, de tamaño entre 50 y 100 μm, algunos con núcleos heredados. Los circones de la muestra TCR-782 presentan formas anhedrales, algunos están rotos, redondeados, presentan texturas de absorción en coliflor, coloración uniforme y otros de reabsorción (^{Corfu et al., 2003}), con tamaño entre 50 y 100 μm. Los circones de la muestra JPZ-0159B son subhedrales a anhedrales, algunos están rotos, otros son prismáticos cortos y alargados, incoloros, de tamaños entre 30 y 150 μm. Algunos presentan texturas de zonación oscilatoria, otros presentan texturas de sobrecrecimiento en los bordes de los cristales (Figura 4). Los resultados que determinan la edad de cristalización presentan relaciones Th/U entre 0,33 y 1,23, valores que sugieren que los núcleos son ígneos.

Para la muestra TCR-441 no se tuvieron en cuenta para las edades heredadas los datos con discordancias >20 y error recalculado >7,5 y para la población que define la edad no se tuvo en cuenta las muestras con error recalculado>7,5. El cálculo de la edad promedio ponderada de las muestras JPZ-159B y TCR-782 se realizó a partir de edades con discordancias <10 y error recalculado <5. La muestra TCR-441 tiene un dato discordante con una edad de 60,32 ± 2,12 (Figura 5), el cual se elimina del cálculo. La edad promedio ponderada de la muestra TCR-441 arrojó una edad de 86,8±2,0 Ma (n=11, MSWD = 1,5). Para la muestra TCR-782 se obtuvo una edad promedio de 84,71 ± 0,60 Ma (n=80, MSWD = 0,98) (Figura 5). Para la muestra JPZ-0159B se obtuvo una edad promedio de 91,6 ± 6,5 Ma (n=15, MSWD = 0,071).

Figura 4 Imágenes de catodoluminiscencia de cristales de circón representativos de muestras datadas de cuerpos del arco insular cretácico. Tonalita de Buriticá (MGO-014A); tonalita de La Noque (MGO-050 y TCR-778), tonalita de Santa Fe de Antioquia (TCR-835, TCR-732 y FHO-222) y granulita de Pantanillo (TCR-441, TCR-782 y JPZ-0159B). 

Figura 5 Edades U-Pb de los plutones del ABS. Diagramas Tera-Wasserburg y de densidad de probabilidad (barras negras no tenidas en cuenta para el cálculo de la edad). 

Correlación de plutones y ciclo magmático del arco insular

La correlación de los plutones se basó en la posición geotectónica, la información química de las rocas y la edad de cristalización de cada intrusivo (Tabla 2). El ciclo magmático del arco es obtenido a partir de las edades de cristalización U-Pb de los plutones y dos edades de la Formación Barroso (^{Correa et al., 2018}, ²⁰²⁰), mediante un gráfico de densidad de Kernel (Figura 6B). La correlación de plutones que define el ciclo magmático y la composición química general se obtuvo a partir de la composición de rocas publicada en otros trabajos y de datos de esta publicación (^{Geoestudios, 2005}; ^{Lesage, 2011}; ^{Rodríguez et al., 2012a}, ^2012b; ^{Geología Regional y Prospección Ltda., 2014}; ^{Weber et al., 2015}; ^{Correa et al., 2018}, ²⁰²⁰; ^{Cetina et al., 2019}; ^{Zapata-Villada et al., 2021a}) (Tabla 2, Figura 6, TS2).

Los plutones del arco insular cretácico (ABS: tonalitas de Buriticá, Santa Fe de Antioquia, La Noque, La Fonda, Sabaletas, batolito de Buga, gabros de Caicedo, El Palmar y andesita de Guarco, entre otros) están emplazados en rocas de plateau oceánico (diabasas de San José de Urama, Grupo Diabásico) y en vulcanitas del mismo arco insular (Formación Barroso), localizados hacia la margen oriental de los basaltos de plateau y contra la margen occidental continental), cuyo límite es la falla Cauca-Almaguer (^{Maya y González, 1995}) (Figura 7A). Los plutones del arco insular corresponden a batolitos y stocks cristalizados en diferentes niveles de la corteza oceánica, los hay subvolcánicos (andesita de Guarco) hasta epizonales (tonalitas de Santa Fe de Antioquia, La Noque y Buriticá), algunos están acompañados por bloques de granulitas, interpretadas como las raíces del arco (granulita de Pantanillo, ^{Rodríguez et al., 2012a}; ^{Correa et al., 2018}, ²⁰²⁰; ^{Toro-Toro et al., 2020}), o se emplazan en los productos volcánicos del arco (Formación Barroso).

Las edades obtenidas para los plutones del arco insular se resumen en la Figura 6 y en la Tabla 2. El registro geocronológico de este magmatismo presenta edades entre 100,9 ± 0,85 Ma y 78,4 ± 6,4 Ma (ciclo magmático de ca. 30 Ma), con dos picos de cristalización ca. 86 Ma y 91,8 Ma (Figura 6B). Los plutones corresponden a granitoides cálcicos (Figura 6C) de la serie toleítica (Figura 6D), predominantemente metaluminosos, con algunas rocas que alcanzan el campo peraluminoso (Figura 6E), con anomalía negativa de Nb y Ti, típica de rocas generadas en ambientes de arco.

La tonalita de Buriticá y la tonalita de La Noque son los cuerpos intrusivos del arco más antiguos en el área de estudio, con edades de cristalización que van desde 100,9 ± 0,85 hasta 86,78 ± 0,91 Ma (^{Weber et al., 2015}; el presente estudio).

Pequeños cuerpos gabróicos, andesitas subvolcánicas, rocas volcánicas basálticas y cuerpos de plagiogranito con afinidad toleítica subalcalina se formaron al comienzo del arco. Los primeros fundidos gabróicos cristalizaron entre 99,7 ± 1,3 y 91,1 ± 4,1 Ma, y están representados por plutones como El Palmar, Caicedo y Mistrató (^{Villagómez et al., 2011}; ^{Correa et al., 2018}; ^{Pardo-Trujillo et al., 2020}). La generación de plagiogranitos y cuerpos gabróicos contemporáneos indica la formación de diferentes fundidos con composiciones contrastantes, como sugiere ^{Paz et al. (2017)} para el batolito de Buga. El mecanismo de generación puede ser derivado de una fusión basáltica parental por fraccionamiento de cristales a alta presión siempre que el anfíbol domine el proceso de fraccionamiento generando magmas tonalíticos (^{Dessimoz et al., 2012}). Algunos de estos cuerpos plutónicos de arco presentan en los bordes de contacto abundantes enclaves máficos de gabros y dioritas que sugieren enfriamiento rápido del magma máfico, los cuales están rodeado por rocas félsicas, conservando las composiciones de los líquidos máficos originales.

La generación de magmas contrastantes continuó entre ∼90 y ∼76 Ma, con la formación de cuerpos de batolitos de composición heterogénea (plagiogranitos, tonalitas, granodioritas, cuarzodioritas, dioritas y gabros) como la tonalita de Santa Fe de Antioquia (^{Rodríguez et al., 2012a}; ^{Weber et al., 2015}; ^{Correa et al., 2018}; ^{Zapata-Villada et al., 2021a}) y el batolito de Buga (^{Nivia et al., 2019}). Estos dos cuerpos intrusivos resultaron de la cristalización de magmas máficos y félsicos, que permitió la generación de plutones con estructura de brecha intrusiva, constituidos por bloques máficos (gabros y dioritas) rodeados por rocas félsicas (tonalitas, granodioritas, cuarzodioritas, plagiogranitos) y localmente rocas híbridas (Figura 3D), que probablemente se formaron a partir de recargas sucesivas de la cámara magmática a partir de material que está por debajo de la cámara. La formación de enclaves y preservación está controlada por contrastes de composición y térmicos entre la recarga y el magma huésped y la dinámica de mezcla (^{Wiebe, 2016}; ^{Ruprecht et al., 2020}). Las edades U-Pb obtenidas a partir de las rocas gabróicas y tonalíticas de la tonalita de Santa Fe de Antioquia sugieren la cristalización durante el mismo periodo de gabros y tonalitas, entre 86,7 ± 1,6 y 78,4 ± 6,4 Ma (Tabla 2).

Estos grandes plutones se desarrollaron a partir de múltiples pulsos magmáticos con diferentes edades de cristalización (Figura 6A), probablemente a partir de recargas sucesivas de la cámara magmática.

Figura 6 Edad y composición de los plutones del arco insular (ABS). A. Diagrama de correlación de plutones. B. Diagrama de densidad de kernel a partir de las edades U-Pb de los plutones. C. Tipo de granitoide. D. Diagrama de SiO2 vs K2O. E. Diagrama de elementos traza inmóviles. 

Junto a la tonalita de Santa Fe de Antioquia afloran granulitas básicas a ultrabásicas que cristalizaron entre 91,6 ± 6,5 y 84,71 ± 0,60 Ma (granulita de Pantanillo), ligeramente anteriores a las rocas de la tonalita de Santa Fe de Antioquia. Las granulitas y anfibolitas asociadas al ABS se han interpretado como residuos de fusión parcial, ubicados en las raíces del arco (^{Correa et al., 2018}; ^{Toro-Toro et al., 2020}). Las relaciones de campo indican que algunos de los pulsos magmáticos intruyen las granulitas (granulitas y anfibolitas asociadas a la tonalita de Santa Fe de Antioquia y Cuarzodiorita de Mistrató. ^{Correa et al., 2018}; ^{Toro-Toro et al., 2020}). Las rocas de la granulita de Pantanillo tienen bajo contenido de SiO2, inferior al 52% en peso en la mayoría de las rocas, excepto en las bandas félsicas con SiO2 de hasta 59% en peso; altos contenidos de MgO que van del 8 al 19% en peso en las rocas pobres en SiO2 (^{Rodríguez et al., 2012b}). El contenido de CaO es alto, oscila entre 8,7 y 15,5% en peso, y disminuye al aumentar la SiO2 (^{Rodríguez et al., 2012b}). Los contenidos de CaO y MgO de las rocas de la tonalita de Santa Fe de Antioquia son notablemente inferiores, con valores de MgO generalmente <5% en peso y CaO <10% en peso y con contenidos más altos de Na2O, que van de 1,6 a 4,4% en peso. Fueron relacionadas con rocas formadas en un ambiente de arco (^{Rodríguez et al., 2012b}; ^{Correa et al., 2018}).

Distribución de las edades y profundidad de fusión relativa del ABS

El análisis de la distribución espacial de las edades de cristalización de los plutones que conforman el ABS permite establecer si las edades se envejecen o rejuvenecen hacia el este o hacia el oeste, como una aproximación para entender la dirección de migración del arco. En la Figura 7A se muestra la geología y la localización de las edades de cristalización en plutones y unidades volcánicas del arco en el área de estudio, y se marca la paleomargen continental a partir de la falla Cauca-Almaguer. En la Figura 7b se observa que las edades de los plutones del arco insular son en general más viejas hacia el oeste y más jóvenes hacia el este, es decir, la migración de las edades de cristalización sugerida por los datos es en sentido oeste-este.

Similares resultados se encontraron utilizando el diagrama Nb/Zr vs Sm/Yb (^{He et al., 2010}), en el cual se observa que la tonalita de Santa Fe de Antioquia (más joven) fue generada a mayor profundidad relativa que la tonalita de Buriticá, la tonalita de la Noque y la andesita de Guarco (más viejas) (Figura 7C).

Tres modelos de subducción se han propuesto para explicar el ABS: el primero fue propuesto por ^{Rodríguez et al. (2012a)} cuando se habló por primera vez de los plutones del arco insular de la Cordillera Occidental. Este modelo consideraba una sola zona de subducción con inclinación en sentido oeste - este, generando los plutones cretáceos de las cordilleras Occidental y Central, entre 88 y 115 Ma. Estos autores pensaban que para ese momento ya estaba unido el plateau a la margen continental, trabajos posteriores indicarían que la colisión ocurrió ̴ 70 Ma (^{Zapata-Villada et al., 2021b}). Un segundo escenario consideraba una subducción con buzamiento hacia el este de las placas del Caribe y Farallón debajo de América del Sur y el plateau respectivamente, es decir dos zonas de subducción paralelas al tiempo, las cuales causaron el cierre de los océanos marginales en el Cretácico Superior - Paleógeno Temprano (^{Taboada et al., 2000}; ^{Botero-García et al., 2023}) y la posterior colisión del plateau con la margen continental. Un tercer modelo considera una zona de subducción de doble divergencia (tipo Moluca), donde la placa del Caribe se inclina hacia el este debajo de América del Sur y a su vez debajo del plateau, con inclinación hacia el oeste (^{Villagómez y Spikings, 2013}). Este modelo ha sido ampliamente aceptado por otros autores (^{Pardo-Trujillo et al., 2020}; ^{Zapata-Villada et al., 2021a}, entre otros).

Bajo los modelos propuestos y con los datos que se conocen y los obtenidos en este trabajo que sugieren una dirección de subducción con inclinación en sentido oeste-este, consideramos que el modelo más acorde a los datos es el de dos subducciones paralelas con inclinación hacia el este, como aparece propuesto por ^{Botero-García et al. (2023)} y se explica en el segundo modelo.

Figura 7 Geología del área de estudio y localización de edades U-Pb en circón en plutones y vulcanitas del ABS, junto con un diagrama de edad vs longitud y Nb/Zr vs Sm/Yb (^{He et al., 2010}).