Geología regional

El margen continental de Ecuador se localiza al norte de la deflexión de Huancabamba y al sur de la margen noroccidental sudamericana (^{Coder, 2001}). Los Andes ecuatorianos son un cinturón montañoso de dirección noreste a suroeste, compuesta por dos cordilleras genéticamente distintas (cordillera Occidental y cordillera Real), separadas por la depresión interandina (Figura 1) (^{Pratt et al., 2005}; ^{Gramal-Aguilar et al., 2021}). La cordillera Occidental está formada por diversas rocas ígneas y sedimentarias de edad Cretácico tardío a Oligoceno, desarrolladas sobre un basamento ígneo máfico del Cretácico, acrecionado a la margen continental en el Cretácico Superior a lo largo de la falla Pujilí-Pallatanga-Calacalí (^{Vallejo et al., 2019}).

Por su parte, la cordillera Real representa un núcleo de rocas sedimentarias e ígneas metamorfoseadas de edad Paleozoico a Cretácico Superior (^{Spikings et al., 2021}).

Zona Subandina

Al este de la cordillera Real, la zona Subandina es considerada el wedge-top andino, es decir, una zona corrida, plegada y exhumada que representa una zona de transición entre la cordillera Real y la cuenca Oriente (^{Gutiérrez et al., 2019}). La zona Subandina está compuesta al norte por el levantamiento Napo, que es separado al sur de la cordillera Cutucú por la depresión Pastaza (Figura 1) (^{Baby et al., 2013}). La litoestratigrafía de la zona Subandina incluye diversas secuencias sedimentarias y volcanoclásticas, separadas por discordancias de carácter regional (^{Ruiz et al., 2007}).

El basamento de la zona Subandina: el basamento de la zona Subandina incluye cuarcitas y filitas de la Formación Pumbuiza, que son cubiertas en discordancia por lutitas negras, areniscas calcáreas y calizas con fósiles del Carbonífero superior de la Formación Macuma (^{Tschopp, 1953}), y filitas y mármoles de la Unidad Isimanchi, asignada al Paleozoico (^{Litherland et al., 1994}; ^{Chew et al., 2007}). Las relaciones estratigráficas entre las formaciones Pumbuiza y Macuma respecto a la Unidad Isimanchi no han sido reportadas.

Jurásico Inferior: al sureste de la zona Subandina, secuencias de basamento son cubiertas en discordancia por la Formación Santiago, que consiste en una monótona secuencia de calizas negras, en intercalación con areniscas y lutitas ricas en materia orgánica (^{Tschopp, 1953}). La Formación Santiago representa una sucesión marina datada del Hettangiano al Pliensbachiano, en función de su registro fósil (^{Gaibor et al., 2008}; ^{Romero et al., 2019a}).

Al tope de la Formación Santiago, se reportaron rocas volcánicas intercaladas con sedimentos marinos, lo que sugiere la existencia de pulsos de actividad volcánica subacuática durante la sedimentación; el detalle geoquímico de estas rocas volcánicas indica que su ambiente de depósito corresponde a un volcanismo desarrollado en una cuenca de trasarco (^{Townsend, 1988}; ^{Romeuf, 1994}).

Magmatismo y volcanismo en el Jurásico Inferior: a lo largo del borde este de la zona Subandina, los batolitos Rosa Florida, Abitagua y Zamora corresponden a granitoides tipo I, de afinidad calco-alcalina, que representan las raíces magmáticas del arco volcánico del Jurásico Inferior a Medio datado mediante U-Pb en circones magmáticos entre 180 Ma y 162 Ma (^{Litherland et al., 1994}; ^{Romeuf, 1994}; ^{Spikings et al, 2015}; ^{Vallejo et al., 2021}). Anteriores autores proponen que la roca caja en la cual se hospedaron los grandes batolitos del Jurásico Inferior consiste en rocas volcánicas y volcanoclásticas datadas en 172 Ma, vinculadas a la Formación Misahuallí; además, proponen que estas rocas fueron contemporáneas a la Formación Santiago (^{Litherland et al., 1994}; ^{Romeuf, 1994}), sin embargo, el Miembro Misahuallí inicialmente fue definido como una secuencia de rocas volcánicas al tope de la Formación Chapiza (^{Tschopp, 1953}), también es importante considerar que, la roca caja del batolito de Zamora debería ser más antiguo que el mismo, en este contexto la Formación Misahuallí es considerada como el producto volcánico del magmatismo Jurásico. Intrusivos emplazados en la Formación Misahuallí, deberían ser considerados episodios magmáticos posteriores o tardíos al batolito de Zamora.

Por otro lado, la Unidad Piuntza fue definida inicialmente como una secuencia de rocas volcánicas y volcanoclásticas intercaladas entre lutitas y areniscas volcánicas, en las cuales se reportaron amonites del Triásico Superior al Jurásico Inferior (^{Litherland et al., 1994}). Considerando esto, algunos autores sugieren que los batolitos del Jurásico Inferior se emplazaron en la Unidad Piuntza (^{Coder, 2001}; ^{Leary et al., 2016}; ^{Vallejo et al, 2021}). Esta consideración restringe a la Formación Misahuallí a las rocas volcánicas depositadas en el tope de la Formación Chapiza; también implica que la Formación Santiago se depositó parcialmente de manera coetánea con la Unidad Piuntza (^{Vallejo et al., 2021}) (Figura 2).

Jurásico Superior-Cretácico Inferior: la Formación Chapiza fue definida como una sucesión de 500 m, aproximadamente, compuesta por intercalaciones de redbeds, areniscas y conglomerados depositados en ambientes no marinos (^{Goldschmid, 1941}; ^{Dashwood y Abbotts, 1990}). ^{Vallejo et al. (2021)} identifican dos miembros en la Formación Chapiza: miembro inferior y superior. El miembro inferior incluye a lodolitas rojas, areniscas laminadas y limolitas con niveles de evaporitas depositadas en planicies aluviales y ambientes de lagoon. El miembro superior incluye areniscas gruesas con estratificación cruzada, gradación normal, areniscas medias a finas masivas y conglomerados clasto y matriz soportados, vinculados a ríos trenzados y meándricos.

En la parte superior de la Formación Chapiza, brechas volcánicas y lavas de composición andesítica sugieren proximidad a fuentes volcánicas (^{Jaillard et al., 1997}). Intrusiones subvolcánicas en el miembro superior de la Formación Chapiza, asociadas a mineralización, fueron datadas de 156 Ma a 153 Ma, y pórfidos premineralización en 160,1±1 Ma (^{Drobe et al., 2013}; ^{Leary et al., 2016}). Niveles volcánicos que cubren estratigráficamente rocas subvolcánicas fueron datados de 156,3±1,1 y 154,6±1,0 Ma (Andesita Fruta en Leary et al., 2016), y la edad más joven reportada en rocas volcánicas corresponde a 132 Ma (Figura 2) (Miembro Yaupi en ^{Hall y Calle, 1982}; ^{Romero et al., 2021}).

En este contexto, algunos autores proponen que la Formación Chapiza fue depositada de manera coetánea a una extensión regional en ambientes de trasarco, y que formaron estructuras de semigraben que fueron parcialmente rellenadas por depósitos clásticos (^{Díaz et al., 2004}; ^{Vallejo et al., 2021}; ^{Romero et al.,, 2021}). Al sureste de la zona Subandina, en el límite entre la cordillera Real y la zona Subandina, rocas subvolcánicas, se intruyeron en los márgenes de cuencas extensionales (^{Drobe et al., 2013}). La alta tasa de sedimentación y subsidencia en las estructuras extensionales podría haber ayudado a la preservación de estos depósitos (^{Vallejo et al., 2021}).

El régimen extensivo en el Jurásico Superior, descrito en la zona Subandina y en la cuenca Oriente, durante la sedimentación del Miembro Superior de la Formación Chapiza, también fue documentado hacia el este en la cordillera Real. A escala regional (Zona Subandina y Cordillera Real) y con ayuda de edades U-Pb en circones magmáticos, ^{Spikings et al. (2015)} propone que el arco magmático del Jurásico Superior al Cretácico Inferior se vuelve más joven hacia el oeste. Esto es consistente con la migración del eje del arco hacia la fosa, que fue acompañada con extensión en el arco y en el trasarco, además de la atenuación de la corteza continental (^{Cochrane, 2013}). Sin embargo, el magmatismo y volcanismo del Jurásico Superior y Cretácico Inferior reportado en la zona Subandina no fue considerado en anteriores interpretaciones.

Aptiano-Albiano: la Formación Hollín se deposita en discordancia angular sobre un sustrato heterogéneo y deformado; consiste en una sucesión de areniscas ricas en cuarzo, de grano medio a grueso en la base, que cambian progresivamente a areniscas de grano fino, intercaladas con lodolitas negras y areniscas con glauconita en el tope (^{Dashwood y Abbotts, 1990}; ^{White et al., 1995}; ^{Romero et al., 2019b}; ^{Vallejo et al., 2021}). ^{White et al. (1995)} introducen el término "Miembro Relleno de Valle Aluvial de acrónimo AVF", localizado de manera discontinua e irregular en la base de la Formación Hollín. Estos depósitos son heterolíticos y peneplanizaron el relieve preexistente. En el intervalo Aptiano a Albiano, el registro litoestratigráfico de la Formación Hollín indica la transición de planicies de ríos trenzados a ambientes costeros influenciados por mareas (^{Romero et al., 2019b}; ^{Vallejo et al., 2021}).

Relaciones de campo

Formación Chapiza (J_Ch): al norte de Indanza, en el sector de Tskenkias (UTM: 798 128E, 9 673 655N), secuencias de rocas con tendencia estrato creciente, compuestas por areniscas calcáreas, intercaladas entre brechas volcánicas y calizas asociadas a la Formación Santiago, son cubiertas en discordancia por limolitas rojas con yeso, vinculadas a la Formación Chapiza (Figura 3). Al sureste de Indanza (UTM: 797 597E, 9 671 996N), se observan secuencias de rocas con tendencia estrato decreciente, compuestos por intercalaciones de limolitas rojas masivas con niveles de yeso y areniscas limosas con ondulitas (ripples). Al noroeste de Naiza (UTM: 798 231E, 9 671 230N), estos niveles son cubiertos en concordancia por secuencias estrato-decrecientes de conglomerados oligomícticos, matriz soportados, con clastos andesíticos, dacíticos y fragmentos aplanados de lodolitas y areniscas, intercalados entre gruesos estratos de areniscas rojas de grano medio, con laminación paralela y limolitas masivas rojas (Figura 3). Al norte de Naiza, observaciones morfológicas indican que el espesor de la Formación Chapiza alcanza los 150 m; además, se presenta en forma de llanuras y mesetas irregulares, de pendiente moderada (5°-15°).

Formación Misahuallí (J_Mi): en el camino Indanza a Tres Copales (UTM: 800 008E, 9 672 871N), areniscas rojas de grano fino, masivas de la Formación Chapiza son cubiertas en discordancia por lavas de composición andesítica y textura porfirítica intercaladas con brechas volcánicas asignadas a la Formación Misahuallí. Al noroeste de Tres Copales (UTM: 800 579E, 9 672 755N), brechas clasto soportadas, monomícticas con fragmentos angulares de composición andesítica, intercaladas con andesitas porfiríticas con fenocristales subhedrales de plagioclasa y hornblenda, fueron incluidas en la Formación Misahuallí (Figura 3). Al noroeste de Naiza (UTM: 798 518E, 9 670 906N), la Formación Misahuallí agrupa estratos de 1 m, de tobas de ceniza con cristales rotos de plagioclasas y hornblenda, intercalados entre lavas de composición andesítica afaníticas verdes y grises. Observaciones morfológicas y datos de altura GPS promedian el espesor de la Formación Misahuallí en 120 m, en colinas parcialmente erosionadas con pendiente superior a 15° (Figura 3).

Intrusivo de Naiza (J_IA): en el camino Indanza a Tres Copales, en el sector de Naiza (UTM: 798 377E, 9 672 259N) (Figura 3, Figura 4), un granitoide de color gris a rosado, de composición cuarzomonzonítica, de textura fanerítica, inequigranular, de grano medio a fino, con cristales euhedrales de plagioclasa, feldespato, cuarzo, hornblenda y biotita, se intruye en rocas sedimentarias de la Formación Chapiza a lo largo de la falla Naiza (Figura 4). Morfológicamente, este cuerpo intrusivo forma un domo irregular orientado al noroeste, de aproximadamente 1 km de longitud (Figura 3). Hacia el sureste, un cuerpo de la misma composición y similar textura se emplaza en rocas volcánicas de la Formación Misahuallí; en este cuerpo es común encontrar xenolitos de composición andesítica (Figura 4).

Figura 4 Afloramiento tipo del intrusivo de Naiza. A. Morfología tipo cúpula del intrusivo de Naiza. B. Afloramiento del intrusivo de Naiza intensamente diaclasado y fallado. C. Cuarzomonzonita fanerítica de grano medio y textura granular. D. Xenolitos afaníticos con fragmentos andesíticos en intrusivo de Naiza. 

Formación Hollín (K _H ): en los trayectos de Indanza -Naiza - Tres Copales, areniscas de la Formación Hollín cubren en discordancia angular las rocas volcánicas de la Formación Misahuallí (Figura 3). En las cercanías a Tres Copales (UTM: 801 157E, 9 671 438N), secuencias estrato-decrecientes compuestas por estratos de areniscas ricas en cuarzo, con estratificación cruzada transversal, paralela y gradación normal, además de conglomerados de cuarzo, clasto y matriz soportados, con imbricación y gradación normal, son incluidas en la Formación Hollín. Morfológicamente, la Formación Hollín se presenta en mesetas regulares con altura superior a los 100 m de espesor (Figura 3).

Sección geológica Naiza (A-B)

La sección geológica Naiza presentada en la Figura 5A tiene una longitud de 3,3 km, con dirección ONO-ESE; comprende a las formaciones Chapiza, Misahuallí y Hollín; a las estructuras Naiza y Pukanza, y al intrusivo de Naiza. Datos de estratificación en la Formación Chapiza muestran dirección de rumbo media de N30°E, con ligeras variaciones al NNE-SSO y buzamientos suaves a moderados (<30°) (Figura 5B). Datos de campo e imágenes satelitales indican que la falla Naiza corresponde a una estructura inversa dextral de dirección NO-SE, de buzamiento sur, que afecta principalmente a rocas sedimentarias de la Formación Chapiza (Figura 5). Esta estructura se vincula a dos familias de diaclasas (observadas en la Formación Chapiza) dispuestas de manera casi ortogonal, de dirección NE-SO buzando al SE, y oblicuas de dirección E-O buzando al sur, respecto a la estructura principal (Figura 5C).

Figura 5 Perfil geológico de la zona de estudio (norte de Indanza al norte de Tres Copales en el sector de Naiza). A. Perfil geológico. Diagrama de polos con datos de B. Estratificación de la Formación Chapiza. C. Diaclasas y datos estructurales de la Falla Naiza. D. Diaclasas y contactos del intrusivo de Naiza. E. Diaclasas y datos estructurales de la Falla Pukanza. F. Diaclasas medidas en la Formación Misahuallí. G. Estratificación de la Formación Hollín. 

El intrusivo de Naiza se emplaza en rocas sedimentarias de la Formación Chapiza; los contactos observados en campo cortan de manera casi perpendicular la estratificación de la roca caja (Figura 5D). Los efectos del metamorfismo térmico producido por las rocas intrusivas no son claramente observables debido al grado de meteorización o también puede responder al tamaño del intrusivo, el cual no es suficiente para generar recristalización por metamorfismo térmico. Al este del intrusivo de Naiza, la falla Pukanza corresponde a una estructura de dirección N-S, buzando al este con dinámica inversa. Dos familias de diaclasas transversales asociadas a la falla Pukanza fueron identificadas, con la misma dirección ONO-ESE, pero con buzamientos contrarios, lo que genera bloques tipo cuña (Figura 5E). Las dos fallas presentan buzamientos fuertes (64°-76°) y se encuentran a los extremos del intrusivo de Naiza, en el cual se observó una familia de diaclasas principal de dirección ENE-OSO buzando al SE, lo que podría estar relacionado con las principales estructuras que están afectando a las formaciones cretácicas y jurásicas de la zona de estudio (Figura 5).

Al este de la falla Pukanza, los datos estructurales (diaclasas) tienen tendencia preferencial ONO-ESE, con fuertes buzamientos al norte y sur (Figura 5F). La estratificación de la Formación Hollín tiene una dirección preferencial N-S con buzamientos suaves (8°-12°) al oeste (Figura 5G).

Petrografía

El estudio petrográfico incluyó el análisis de doce muestras que fueron clasificadas como cuarzomonzonitas en el diagrama QAPF (^{Le Maitre, 2002}) con textura fanerítica, de grano fino a medio, holocristalina, inequigranular, hipidiomórfica, gráfica y pertítica. La composición mineralógica promedio documentada en el set de muestras analizadas incluye plagioclasa (~45%), feldespato (~37%) y cuarzo (~18%) como minerales principales; biotita (~9%) y hornblenda (~5%) como minerales secundarios; y como minerales accesorios se identificaron esporádicamente titanita, apatito y circón, además de seriecita y saussurita como minerales de alteración (Figura 6).

Figura 6 Secciones delgadas del intrusivo de Naiza. A-B. Lámina delgada del intrusivo de Naiza bajo luz polarizada con nicoles paralelos, que muestra la mineralogía principal. C-D. Lámina delgada del intrusivo de Naiza, que muestra textura gráfica, pertítica y mirmequítica. E. Diagrama de discriminación litológica de ^{Le Maitre (2002)}. 

La plagioclasa es el mineral más abundante con tamaños de cristal superiores a los 3 mm, presenta hábito tabular con zonación normal y macla tipo albita y albita-Carlsbad; ocasionalmente, se observa intercrecimiento de cuarzo y plagioclasa que forma texturas mirmequíticas (Figuras 6C y 6D). La plagioclasa varía entre oligoclasa y andesina (An18 a An30). El cuarzo se encuentra en cristales anhedrales inequigranulares, de tamaños entre 0,2 mm y 2,5 mm; es común observar agrupaciones policristalinas con bordes irregulares. El feldespato alcalino corresponde a microclina con desmezclas pertíticas en filoncillos y en parches. La biotita se presenta en cristales con hábitos tabulares y generalmente presenta subautoformas de color marrón y tonalidad verdosa, con pleocroísmo marrón claro a verde pálido, con extinción de arce moteado (extinción en micas descrito en ^{Leelanandam, 1970}). Ocasionalmente, se observa el desarrollo de textura poiquilítica de apatito en biotitas. La hornblenda exhibe formas euhedrales a anhedrales, coloración verde claro a gris, con tamaños inferiores a 3 mm; en ocasiones se identifican maclas simples y es común observar sectores alterados a clorita.

Geoquímica

Los análisis geoquímicos se realizaron sobre la suite de rocas que componen el cuerpo principal del intrusivo de Naiza. Se analizaron seis muestras procurando que tuviesen la mayor representatividad del cuerpo ígneo. Los resultados obtenidos se presentan en la Tabla 1. El set de muestras analizado presenta bajos valores de pérdida por ignición (LOI) que varían de 0,92% a 1,83%.

Los resultados muestran alto contenido de SiO₂ (68,25-69,74%) y álcali (9,70 < Na₂O + K₂O < 10,46), además de bajos contenidos de Al₂O₃ (13,88-14,96%), TiO₂ (0,62-0,71%), Fe₂O₃ (2,92-2,98%), MgO (0,881,08%), MnO (0,09-0,12%), CaO (1,43-1,85%) y P₂O₅ (0,20-0,24%). En los diagramas de Harker (Figura 7) se observa una correlación lineal de los óxidos mayores versus el aumento de SiO₂. El set de muestras analizadas se localiza dentro del tren de cristalización de granitoides, con variaciones en las tendencias de los óxidos a medida que aumenta el contenido de SiO₂.

Figura 7 Diagrama de variación de Harker para el intrusivo de Naiza. Variaciones de elementos mayores vs SiO₂. 

El decrecimiento en TiO₂, MgO, FeO, CaO, P₂O₅ y Al₂O₃ con el incremento de la SiO₂ es consistente con la remoción temprana de plagioclasa y piroxeno (^{De Lima et al., 2017}). El incremento de Na₂O probablemente se debe a que no es incorporado a los minerales que cristalizan en los estados iniciales del fraccionamiento mineral y se conservan o concentran en el líquido residual (^{Erwan et al., 2018}).

De acuerdo con el diagrama TAS de ^{Middlemost (1994)}, que considera la relación entre álcali y SiO₂, las muestras se clasifican como cuarzomozonitas (Figura 8A); esto concuerda con las relaciones de Nb/Y (0,051-0,061) y Zr/Ti (0,75-0,91) que sugieren que el set corresponde a monzonitas (Figura 8B) (^{Winchester y Floyd, 1977}), además, se correlaciona con la clasificación petrográfica (Figura 6). En el diagrama de clasificación de granitoides de ^{Frost et al. (2001)}, que analiza la relación entre álcalis y CaO respecto a SiO₂, el conjunto de muestras fue ploteado en el campo de afinidad alcalina (Figura 8C); esto es consistente con las concentraciones de Th (7,68-9,90 ppm) y Co (6,508,30 ppm) que indican que el intrusivo de Naiza tiene afinidad calco-alcalina alta en K (Figura 8D) (^{Hastie et al., 2007}). Por otro lado, las proporciones de FeO_T, MgO y SiO₂ sugieren carácter magnesiano (Frost y Frost, 2008, 2010) (Figura 8E), mientras que el índice de saturación en alúmina indica carácter metalumínico (^{Shand, 1927}; ^{Maniar y Piccoli, 1989}) (Figura 8F).

Figura 8 Geoquímica de elementos mayores del intrusivo de Naiza. A. Clasificación geoquímica de las rocas con base en el diagrama TAS para rocas plutónicas de ^{Middlemost (1994)}. B. Diagrama de discriminación litológica de ^{Winchester y Floyd (1977)} en función de las relaciones de Nb/Y vs Sr/Ti. C. Diagrama de clasificación de granitoides Na₂O +K₂O - CaO vs SiO₂ de ^{Frost et al. (2001)}. D. Diagrama de afinidad química de ^{Hastie et al. (2007)} con base en las concentraciones de Th y Co. E. Diagrama de discriminación SiO₂ vs FeOt/(FeOt + MgO) de ^{Frost et al. (2001)} después de Frost y Frost (2010). F. Índice de saturación en alúmina de ^{Shand (1927)} modificado por ^{Maniar y Piccoli (1989)}. El espectro geoquímico del batolito de Zamora incluye datos previamente reportados por ^{Litherland et al. (1994)}, ^{Cochrane (2013)} y ^{Spikings et al. (2015)}, mientras que el espectro geoquímico de pórfidos premineralización Mirador incluye datos de ^{Drobe et al. (2013)}, ^{Leary et al. (2016)} y ^{BGS-CODIGEM (1994)}. 

El patrón de tierras raras (REE) normalizado a los valores de condrita de ^{Nakamura (1974)} tiene pendiente negativa, con enriquecimiento de tierras raras livianas (LREE) y empobrecimiento progresivo hacia tierras raras pesadas (HREE) que muestra patrones relativamente planos (Figura 9A), es así como la relación de (La/Yb)_N varía de 5,19 a 6,70, mientras que la relación de (Gd/Yb)_N varía de 1,175 a 1,394. Además, la relación (Ce/Yb)_N que representa la relación entre LREE/HREE normalizada a condrita presenta valores entre 2,31 y 3,55. También se observan anomalías negativas de Eu con relaciones Eu/Eu* de 0,39 a 0,53 (Material Suplementario 2).

Figura 9 Diagramas de normalización de REE. A. Diagrama de normalización a condrita de ^{Nakamura (1974)}. B. Diagrama de normalización a NMORB de ^{Sun y McDonough, (1989)}. En color gris azulado se presenta el espectro geoquímico del batolito de Zamora reportado por ^{Litherland et al. (1994)} y ^{Spikings et al. (2015)}. 

En el diagrama multielemental de REE normalizado a N-MORB de ^{Sun y McDonough, (1989)} se observa enriquecimiento en elementos de iones litófilos (LILE), en relación con high-field-strength elements HFSE (Figura 9B). De esta manera, se observan valores de Rb_N, Sr_N y Ba_N que varían de 116-126; 2,33-2,58; 96,3100,16, respectivamente. Mientras que los valores de Lu_N van de 0,64 a 1,01 y los de Eu_N varían entre 0,48 y 0,68 (Material Suplementario 2).

Relaciones de corte del intrusivo de Naiza

Anteriores investigaciones agruparon a todos los cuerpos intrusivos en el sur de la zona Subandina en el batolito de Zamora (^{INEMIN (1990)}; ^{BGS-CODIGEM (1994)}; ^{Litherland et al., 1994}), sin considerar relaciones de corte entre intrusivos y roca caja, características petrográficas, el detalle geoquímico y la edad de los intrusivos, además de la posición estratigráfica y la naturaleza de la roca caja. El término "arco volcánico de larga vida" fue utilizado para vincular a cuerpos intrusivos indiscriminados al batolito de Zamora y para proponer un solo pulso magmático (^{Litherland et al., 1994}). Sin embargo, debido al estilo de mineralización y al interés económico, varios pulsos magmáticos que afectaron al batolito de Zamora y a rocas contemporáneas han sido discriminados (^{Coder, 2001}; ^{Chiaradia et al., 2004}; ^{Drobe et al, 2013}; ^{Leary et al, 2016}). Al sur y sureste de Indanza, ^{Drobe et al. (2013)} reportan edades de mineralización de 153 Ma a 156 Ma en diques de composición andesítica a dacítica. Por otra parte, ^{Coder (2001)} presenta el detalle petrográfico de estos diques reportando granitos, tonalitas y monzonitas, con xenolitos andesíticos y basálticos. En el trayecto de Indanza a Tres Copales, en el sector de Naiza, un granitoide corta a rocas sedimentarias de la Formación Chapiza; este cuerpo fue datado en 148,34±1,65 Ma (^{Vallejo et al., 2021}). Esta consideración estratigráfica permite discriminar al batolito de Zamora del intrusivo Naiza, debido a que el batolito de Zamora intruye a rocas más antiguas vinculadas a la Unidad Piuntza.

La geología del área de interés incluye conglomerados, areniscas y limolitas con yeso vinculadas a la Formación Chapiza; andesitas y brechas volcánicas incluidas en la Formación Misahuallí. Análisis petrográfico y datos de geoquímica indican que el intrusivo de Naiza tiene composición cuarzomonzonítica. Tanto las formaciones Chapiza y Misahuallí como el intrusivo son cubiertos en discordancia angular por conglomerados de cuarzo, areniscas y lodolitas de la Formación Hollín.

Observaciones estructurales y morfológicas realizadas en campo permiten identificar en la sección estudiada la presencia de dos fallas: 1) falla inversa dextral Naiza de dirección NE-SO con buzamiento al SE y 2) falla inversa Pukanza de dirección N-S con buzamiento al este, estas fallas controlan geográficamente la presencia de intrusiones. Por otro lado, ambas fallas presentan buzamientos abruptos a muy fuertes, lo cual no es común en la dinámica de las fallas inversas (^{Wellmann y Caumon, 2018}); por lo cual es probable que estas fallas se hayan reactivado a partir de fallas normales en las que son frecuentes altos ángulos de buzamiento (^{Petit, 1987}; ^{Cherpeau et al, 2012}; ^{Spencer, 2017}). Lo anterior concuerda con la interpretación propuesta por ^{Coder (2001)} y ^{Drobe et al. (2013)}, quienes sugieren que pulsos magmáticos posteriores al batolito de Zamora mineralizaron a rocas preexistentes y se emplazaron en condiciones distensivas. ^{Vallejo et al. (2021)} proponen que este periodo fue dominado por tectónica extensiva y se produjo en el Jurásico Superior. ^{Angulo et al. (2018)} en función de análisis sísmico y la identificación de estructuras de semi-graben y graben en el centro norte de la zona Subandina, propone que la extensión del Jurásico tardío está vinculada a los períodos de retroceso de un slab, que se evidencia por el desarrollo de una zona de subducción y un control extensional en la región de trasarco. Por otro lado, ^{Jaillard et al. (1997)} y ^{Baby et al. (2013)} afirman que un episodio de inversión tectónica regional ocurrió en el Cretácico Inferior e invirtió fallas inversas y normales, generando mega estructuras positivas como son los anticlinales Sacha y Shushufindi en el centro norte de la cuenca región Subandina. En la zona de estudio, no existen datos sísmicos que confirmen esta hipótesis, sin embargo, datos de campo presentados en esta investigación concuerdan con esta interpretación.

Características petrográficas y geoquímicas del intrusivo de Naiza

Al suroriente de la zona Subandina, el batolito de Zamora incluye granitos, granodioritas, monzonitas, cuarzomonzonitas, sienitas y granitoides ricos en cuarzo (Figura 8A) de afinidad calco-alcalina a alcalino cálcico (Figura 8C), magnesiano a ferrosiano (Figura 8E), peralcalino a metaluminoso (Figura 8F), de arco volcánico continental del Jurásico Inferior (^{Litherland et al, 1994}; ^{Cochrane, 2013}; ^{Spikings et al., 2015}). Al sur de la zona de estudio, en las inmediaciones de Indanza, intrusiones dioríticas y granodioríticas que afectan al batolito de Zamora (Figura 8A) son caracterizadas por presentar afinidad calco-alcalina (Figura 8C) y carácter peralumínico a metalumínico (Figura 8F) (^{Coder, 2001}; ^{Vallance et al., 2009}; ^{Drobe et al., 2013}). Mientras que, el intrusivo de Naiza corresponde a una cuarzomonzonita, alcalina a calco-alcalina alta en K, magnesiana, metaluminosa (Figura 8). La composición mineralógica promedio del intrusivo de Naiza incluye plagioclasa (oligoclasa-andesina), feldespato (microclina), cuarzo, biotita y hornblenda. En general, su textura es fanerítica de grano fino a medio, inequigranular.

Las concentraciones de Y, Rb y Nb del set de muestras analizado son ploteadas en el campo de granitos de arco volcánico en el diagrama de ^{Pearce et al. (1984)} (Figura 10A). Las relaciones de Rb, Ta y Hf también concuerdan con un arco volcánico producto de la subducción como ambiente de formación de este intrusivo (^{Harris et al., 1986}) (Figura 10B). Las relaciones Y, La y Nb sugieren que el intrusivo de Naiza se formó en un episodio tardío a postmagmático en un dominio intracontinental propio de las cuencas de trasarco (Figura 10C). Anomalías negativas de Eu son controladas por el fraccionamiento de plagioclasa (^{De Lima et al, 2017}; ^{Rodríguez-García et al., 2020}). Altas concentraciones de Th y Nb pueden ser vinculadas a contaminación cortical (^{De Lima et al., 2017}). Anomalías negativas de Ce pueden relacionarse con el estado de oxidación del magma parental, el enriquecimiento en circonio de la mezcla magmática y altas tasas de asimilación cortical (^{Taylor y McLennan, 1981}; ^{Belousova et al., 2002}). El enriquecimiento en LREE indica que estas rocas se formaron en cámaras magmáticas bien diferenciadas o que la contaminación y asimilación cortical fue representativa en la composición del fluido (^{Jiang et al., 2010}; ^{Erwan et al., 2018}). El desarrollo de textura gráfica, pertítica, poiquilítica y mirmequítica indica un nivel somero en el emplazamiento de este Plutón (^{Parada, 1984}).

Figura 10 Discriminación tectónica del intrusivo de Naiza. A. Diagrama binario de discriminación tectónica de granitoides propuesto por ^{Pearce et al. (1984)} considerando las relaciones entre Rb, Y y Nb. B. Diagrama ternario de discriminación tectónica de ^{Harris et al. (1986)} con base en Rb, Hf, Ta. C. Diagrama ternario de discriminación tectónica de ^{Cabanis y Lecolle (1989)} considerando a Y, La y Nb. 

En asociación, las características petrográficas y el detalle geoquímico reportado en esta investigación son elementos utilizados para reevaluar la propuesta de un único y particular arco de larga vida en el Jurásico Inferior (^{Litherland et al., 1994}). ^{Pratt et al. (2005)} y ^{Spikings et al., (2015)} considerando las edades reportadas para cuerpos intrusivos del Jurásico al Cretácico en la cordillera Real y zona Subandina afirman que el eje del arco migraría al oeste generando episodios extensivos y compresivos en las cuencas sedimentarias de trasarco. Sin embargo, si se consideran las edades de pórfidos reportados en la zona Subandina se observa que las edades del Jurásico Superior al Cretácico Inferior no necesariamente siguen esta tendencia (Figura 11). Esto podría estar vinculado a pulsos magmáticos tardíos o posteriores al batolito de Zamora que mineralizaron las diferentes rocas cajas en la que se intruyeron (^{Drobe et al., 2013}; ^{Romero et al., 2021}). Por otro lado, pulsos volcánicos más jóvenes a la Formación Misahuallí, reportados a escala regional como la Unidad Yaupi (^{Angulo et al., 2018}) podrían ser consideradas fases efusivas de un pulso magmático más joven. También es preciso considerar que se necesita incrementar el volumen de datos geocronológicos de intrusivos y pórfidos en la región Subandina para desarrollar una historia magmática más robusta a nivel regional.

Figura 11 Latitud vs edades reportadas vinculadas al batolito de Zamora en la zona Subandina. 

A nivel regional en el norte de Colombia, ^{Rodríguez-García et al. (2022)} reportan que el ciclo magmático del Jurásico Inferior finalizó a los ca. 164 Ma. Sin embargo, intrusiones de ca. 159 Ma de cuerpos porfídicos de basaltos andesíticos alcalinos, hacia el borde de la margen continental, sugiere el estrangulamiento y el colapso de la zona de subducción en el manto.

Por otro lado, el autor también reporta que al occidente de la margen continental, comenzó un nuevo ciclo magmático de arco sobre otra masa continental a ca. 171 Ma y se extendió hasta ca. 138 Ma, dando origen a un cinturón de plutones cálcicos a cálcico-alcalinos emplazado en rocas metamórficas del Ordovícico (terreno Anacona), Triásico (terreno Tahamí) y Jurásico Superior (Orogéno de Tierradentro). En el sur de Colombia, ^{Restrepo et al. (2021)} sugiere que el emplazamiento de rocas plutónicas que deformaron a rocas pre-existentes probablemente se desarrolló en regímenes transpresivos en el Jurásico Medio, relacionados a convergencia oblicua que caracterizó la margen occidental de los Andes del norte. Esta hipótesis concuerda con los datos reportados en esta investigación sugieren que el intrusivo Naiza se emplazó en un dominio intra continental en el trasarco, además esto podría relacionarse al colapso de la zona de subducción en el manto reportado por ^{Rodríguez-García et al. (2022)}.