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Boletín de Ciencias de la Tierra

versão impressa ISSN 0120-3630

Bol. cienc. tierra  n.22 Medellín jan./abr. 2008

 

OBDUCCIÓN Y METAMORFISMO DE OFIOLITAS TRIÁSICAS EN EL FLANCO OCCIDENTAL DEL TERRENO TAHAMÍ,  ORDILLERACENTRAL DE COLOMBIA

OBDUCTION AND METAMORPHISM OF TRIASSIC OPHIOLITES IN THE TAHAMÍ TERRANE FLANK WEST, CORDILLERA CENTRAL COLOMBIA

Jorge Julián Restrepo A.
Universidad Nacional de Colombia, Sede Medellín, Facultad de Minas.
jjrestrepoa@fastmail.fm

Recibido para evaluación: 20 de Noviembre de 2007 / Aceptación: 5 de Diciembre de 2007 / Recibida versión final: 20 de Enero de 2008


RESUMEN

Las dunitas y rocas metabásicas que conforman la Ofiolita de Aburrá se generaron durante el Triásico tardío en un ambiente general de suprazona de subducción que probablemente incluía un arco de islas incipiente y una cuenca retroarco, sin descartarse que pudiera haber rocas de cuenca antearco. Dicho arco y sus cuencas asociadas debieron estar localizados en algún lugar  ndeterminado del Pacífico, siendo desplazados paulatinamente hacia el borde del continente suramericano para finalmente colisionar con él y ser cabalgadas sobre el borde occidental del Terreno Tahamí. El momento de la colisión tuvo lugar entre el Triásico Tardío y el Cretáceo Temprano, aunque es probable que fuera pocos millones de años después de su formación. Todas estas rocas sufrieron metamorfismo en facies anfibolita durante el cabalgamiento, aunque algunas conservaron texturas ígneas gabróicas reliquias.

Las rocas básicas fueron convertidas en metagabros y diferentes tipos de anfibolitas. Las anfibolitas que se encuentran debajo de la dunita, las cuales forman una suela metamórfica, denominadas aquí Anfibolitas de La Espadera-Chupadero, son muy semejantes en su mineralogía y microestructuras a las Anfibolitas de Santa Elena del Grupo Ayurá-Montebello, pero presentan diferencias en la composición de elementos químicos mayores, menores y trazas. Las Anfibolitas de Santa Elena, probablemente metamorfoseadas en el Pérmico o antes, parecen corresponder principalmente a  corteza oceánica tipo N-MORB, mientras que las de La Espadera-Chupadero en parte corresponden a un arco de isla inmaduro así como a corteza oceánica formada en la cuenca retroarco.

Rocas de edad y ambientes similares pudieron haber sido acrecionadas en otros lugares de los Andes del Norte, tanto en Colombia como en Ecuador, en particular como parte del Complejo El Oro en el sur de Ecuador.

PALABRAS CLAVE: Cordillera Central de Colombia, ofiolitas, obducción, petroquímica, suela metamórfica.


ABSTRACT

The dunites and metabasic rocks that compose the Aburrá Ophiolite were formed during Late Triassic times in a general supra-subduction zone that probably included a nascient arc and backarc and forearc basins. The arc and the associated basins must have been located somewhere in the Pacific Ocean, being displaced gradually to the South American continental margin to finally collide with it and be obducted over the western side of the Tahamí terrane. The collision took place between Late Triassic and Early Cretaceous times, being more probable the first age. All these rocks underwent metamorphism in amphibolite facies during the overthrusting, although in some of them igneous relict gabbroic textures were preserved.

The basic rocks were converted to metagabbros and several types of amphibolites. The amphibolites that underlie the dunite, forming a metamorphic sole, herein called La Espadera-Chupadero  Amphibolites, are very similar in their mineralogy and microstructures to the Santa Elena Amphibolites of the Ayurá-Montebello Group, but they show some differences in the composition of major, minor and trace elements. The protholith of the Santa Elena Amphibolites, probably metamorphosed during Permian or earlier times, seems to have been an N-MORB oceanic crust, while the La Espadera-Chupadero Amphibolites in part were formed as a nascient island arc as well as backarc basin basalts.

Rocks of similar age and tectonic setting could have been accreted to the Northern Andes in other  places of Colombia and Ecuador, particularly in El Oro Complex of southern Ecuador.

KEY WORDS: Central Cordillera of Colombia, ophiolites, petrochemistry, metamorphic sole


1. INTRODUCCIÓN

En el flanco occidental de la Cordillera Central se encuentra localizado el valle de Aburrá, asiento de la ciudad de Medellín. Allí afloran varios cuerpos de anfibolitas, así como un  importante cuerpo de dunita, todos los cuales fueron intruídos por plutones de edad cretácica.

Aunque la dunita ha sido considerada por diversos autores (Jaramillo et al., 1971; Restrepo y Toussaint, 1974) como parte de una ofiolita desmembrada, no ha habido acuerdo sobre cuáles son los demás componentes del cortejo ofiolítico ni sobre su edad. En general se ha considerado que la dunita fue emplazada después del metamorfismo regional paleozoico y antes de la intrusión cretácica del Batolito Antioqueño (Botero, 1963, Restrepo y Toussaint, 1974, 1984; Alvarez, 1987). Recientemente se ha sugerido que la dunita puede ser contemporánea de las rocas metamórficas del Terreno Tahamí, probablemente pérmica o anterior (Restrepo, 2003, 2005; Pereira et al., 2006; Gómez et al., 2006). Sin embargo, como se verá más adelante, esas rocas parecen haberse formado en el Triásico y por lo tanto serían más jóvenes que las demás rocas metamórficas del Tahamí.

2. MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

La Cordillera Central geográfica está conformada mayormente por rocas metamórficas que van desde esquistos micáceos hasta migmatitas y granulitas instruidas por plutones intermedios de edades triásicas a paleocenas. Un importante rasgo tectónico, la falla de Otú divide a las rocas metamórficas en dos bloques de geologías muy diferentes (Feininger, 1970) por lo cual ha sido considerada un límite de terrenos (Etayo et al., 1986; Toussaint y Restrepo, 1988). Así, Feininger (1970) afirma "The Otú fault is a truly remarkable geological boundary; it separates blocks of nearly totally dissimilar geology and lithology". De otro lado, Cediel et al., 2003, consideran que el límite de estos terrenos es la falla de Palestina. Realmente esta afirmación sería válida sólo para el tramo en el cual Palestina, que es una falla más joven, ha cortado a la falla de Otú con un desplazamiento dextral de unos 27 Km (Feininger, 1970), ya que en el resto de su trazo Palestina corta rocas del mismo terreno.

Al oriente de Otú hay un basamento grenvilliano intruído por batolitos jurásicos (Feininger et al., 1972; Ordoñez et al., 1999), mientras que al occidente las rocas metamórficas arrojan edades  que definieron dos eventos de metamorfismo, uno devocarbonífero y otro permotriásico (Restrepo et al., 1991; Ordoñez, 2000; Vinasco et al., 2006). Las rocas al oriente de la falla Otú fueron incluidas por Toussaint y Restrepo (1989) en el Terreno Chibcha, junto con las del Macizo de Santander y otras zonas de la Cordillera Oriental, mientras que las rocas occidentales se incluyeron en el Terreno Tahamí, el cual se extiende desde la falla de Otú hasta la falla más oriental del sistema Romeral llamada falla de San Jerónimo (Maya y González, 1995). 

La zona específica de Medellín ha sido incluida en diversos terrenos por los diferentes autores. Así, para Etayo et al. (1986) haría parte del Terreno Puquí; para Toussaint, 1996, las dunitas serían parte del terreno Calima cabalgado sobre el Tahamí mientras que para Cediel et al., 2003, harían parte del terreno Cajamarca-Valdivia. En este trabajo se considera que es una parte integrante del Terreno Tahamí, aunque amalgamada tardíamente a éste.

A nivel regional las rocas del Terreno Tahamí han sido agrupadas como Complejo Polimetamórfico de la Cordillera Central (Restrepo y Toussaint, 1984), o como Complejo Cajamarca (Maya y González, 1995). Localmente en las cercanías de Medellín todas las rocas metamórficas fueron incluidas por Botero (1963) en el Grupo AyuráMontebello, mientras que las rocas ultrabásicas, clasificadas como serpentinitas, fueron consideradas por dicho autor como rocas intruídas en estado sólido dentro de las metamorfitas posteriormente al metamorfismo.

Las rocas metamórficas de los alrededores del valle de Aburrá incluyen anfibolitas de varios tipos, paragneises de diversas clases agrupados recientemente como Gneis de La Ceja por Rodríguez et al. (2005), migmatitas y granulitas, así como paraesquistos cuarzo moscovíticos con grafito, denominados Esquistos de Ancón (Restrepo y Toussaint, 1984).

Hacia el occidente, la falla de San Jerónimo corresponde a un límite abrupto en el cual cambian muchas de las características geológicas de la zona. Parece razonable usar el término Terreno Cauca-Romeral de Etayo et al., 1986 y mejor aún, "presunto terreno" (suspect terrane) para la zona al occidente de la falla San Jerónimo y al oriente de la falla Cauca, ya que en esta zona se presentan rocas que solamente se conocen allí. Más discutible parece el uso del término Complejo Arquía de Maya y González (1995) tal como algunos autores lo están empleando, pues lo emplean como una unidad en donde las rocas serían contemporáneas (Nivia et al., 2006), desvirtuando así el uso del término "complejo". Debido a las profundas diferencias geológicas entre esta zona y el Tahamí, mientras no se conozcan detalles de sus evoluciones, es difícil comprobar correlaciones entre unidades de los dos terrenos.

3. GEOLOGIA DE LA ZONA DEL VALLE DE ABURRÁ ALREDEDORES

En la región cercana a Medellín (ver Figura 1) se encuentran las siguientes unidades:

• Rocas metamórficas, de las cuales las más abundantes son las anfibolitas. Clásicamente se han incluido todas en el Grupo Ayurá-Montebello (Botero, 1963) pero como se discutirá más adelante, hoy en día se ha planteado la posibilidad de que existan cuerpos de edades y orígenes diferentes. Otras rocas metamórficas principalmente derivadas de sedimentos incluyen migmatitas graníticas, gneises biotíticos y esquistos cuarzo-moscovíticos. Una descripción de ellas se encuentra en Restrepo y Toussaint (1984). Sus edades han arrojado principalmente edades permotriásicas (Restrepo et al., 1991, Ordóñez, 2000; Vinasco et al., 2006).Mención aparte merecen las rocas de la zona de Caldas, en donde se han encontrado las rocas con edades más viejas del Terreno Tahamí. Allí ortogneises han dado edades devónicas tempranas, mientras que anfibolitas granatíferas, aunque arrojan edades devocarboníferas, por relaciones de campo deben ser más antiguas (Sepúlveda y Saldarriaga, 1980; Bustamante, 2003). Al momento no se sabe si se trata de un pequeño fragmento de otro terreno acrecionado al Tahamí o si hace parte del basamento sobre el cual se depositaron las rocas del Grupo Ayurá-Montebello. En principio, estas rocas se consideran como Grupo Caldas (Restrepo, 1986) independiente del Grupo Ayurá-Montebello.

  • Stock de Amagá. Aflora al oeste de la falla de San Jerónimo. Es un plutón granítico de edad triásica (Vinasco et al., 2006).
  • Metasedimentitas de la quebrada Sinifaná. También afloran al oeste de la falla de San Jerónimo. Están compuestas por rocas sedimentarias de edad paleozóica con incipiente metamorfismo, (Bustamante et al., 1999), y fueron intruidas por el Stock de Amagá.
  • Dunita de Medellín y cuerpos menores de rocas ultrabásicas. Al oriente de la ciudad de Medellín aflora un importante cuerpo de dunita parcialmente serpentinizada, el cual será discutido más adelante.
  • Rocas verdes y espilitas de la Formación Quebradagrande de edad cretácea (Botero (1963) o Complejo Quebradagrande (Maya y González, 1995). Afloran solamente al oeste de la falla San Jerónimo.
  • Plutones cretácicos. El más importante es el Batolito Antioqueño, de composición tonalita a granodiorita, con numerosas dataciones del Cretáceo Tardío (ver compilación de Maya, 1992). Recientemente se obtuvieron dos edades por U-Pb en circones de 76 ± 2 y 84 ± 2 Ma (Ordoñez et al., 2006). Dichas edades fueron confirmadas por el mismo método por Ibáñez et al. (2007), quienes obtuvieron edades de 83.75 ± 0.36 y 88.46 ± 0.63 Ma y por S. Restrepo et al. (2007) con edades entre 77 y 71 Ma, incluyendo las del batolito de Ovejas, satélite del Antioqueño. Otros cuerpos intrusivos menores son el Stock Gabróico de San Diego, con edades U-Pb en circones de 94 ± 0.9 Ma y el Stock compuesto de Altavista datado por los mismos autores con dicho método en 96 ± 0.39 en la facies básica y 87 ± 0.53 Ma en la facies ácida (Correa et al., 2006); con base en estos datos parecería que el magmatismo básico comenzó poco después de los 100 Ma seguido del intermedio y ácido, que al menos en el caso del Stock de Altavista, intruyeronron el mismo sitio después de varios millones de años. Además del Batolito de Ovejas, considerado satélite del Antioqueño, se presentan stocks menores de tonalitas en el sector de Santa Elena y de Las Estancias (ver Figura 2), además de numerosos diques menores de andesitas y microdioritas; todos ellos se consideran relacionados con el magmatismo del Cretáceo Tardío. Hay que anotar que la edad radiométrica del batolito concuerda con la paleontológica, pues en el sector del río Samaná, borde oriental del batolito, los sedimentos de San Luis (Feininger et al., 1972) están claramente intruídos por el batolito con formación de una aureola de contacto compuesta por cornubianas con andalucita y biotita. En esos sedimentos el autor encontró fósiles de amonites que fueron determinados por Gerardo Botero (com. escrita, 1986) como de edad jurásica tardía a cretácea temprana. Se descarta así para el batolito una edad antigua, supuestamente precámbrica, como consideran Galvis y Huguett, (1986) y Mercado (2003). Esta supuesta edad precámbrica ha sido citada sin análisis crítico por algunos autores (p. ej. Mojica y Kammer, 1995) pero no hay ninguna evidencia geológica seria que la apoye.
  • Depósitos de pendiente en las laderas del valle y sedimentos en la llanura aluvial del río Medellín, los cuales han arrojado edades en circones de procedencia volcánica hasta de 3,06 ± 0,12 Ma (Toro et al., 1996).


    Figura 1. Mapa geológico de la región central de Antioquia. Modificado de Correa et al., 2006.


    Figura 2. Mapa detallado del sector bajo de la quebrada Santa Elena

     3.1 Dunita de Medellín

    Esta unidad está conformada por un cuerpo principal que aflora al oriente de Medellín y varios cuerpos menores. El área es de unos 60 kilómetros cuadrados, lo que probablemente lo convierte en el mayor cuerpo ultrabásico que aflora en Colombia. El cuerpo principal se extiende desde la vereda Perico del municipio de Envigado al sur hasta cerca de la cabecera municipal de San Pedro al norte (ver Figura 1) y está dividido en tres bloques. El bloque meridional está separado del central por la quebrada Santa Elena, en donde afloran anfibolitas, y el central está separado del septentrional por los aluviones del río Medellín en el municipio de Bello.

    A continuación se describen los cuerpos menores, los cuales en el mapa de la Figura 1 se indican con el mismo número que se presentan aquí:

    1) Cuerpo del alto de La Raya, localizado en la bifurcación del camino de herradura que desde El Retiro llega a Envigado y a Caldas (Botero, 1963). Este cuerpo está formado por serpentina con algo de magnesita.

    2) Cuerpo de Normandía, descrito por Rodríguez et al., 2005, localizado al oriente del anterior.

    3) Cuerpo de Sajonia, localizado en el antiguo camino de herradura entre Medellín y Rionegro (Restrepo y Toussaint, 1974; Bernal y Jaramillo, 1985). Además de la dunita, allí se presentan zonas ricas en enstatita intercrecida con el olivino. También se encuentran pequeñas cantidades de flogopita asociada con estos minerales.

    4) Cuerpo de Media Luna. En el kilómetro 10+700 de la carretera Medellín Santa Elena Rionegro, sitio en donde desde hace 25 años se presentan dificultades geotécnicas, aflora un pequeño cuerpo ultrabásico, separado de las anfibolitas de Santa Elena por fallas frágiles. Dentro de la roca, coexistiendo con olivino y tremolita se encuentra antofilita. También se encuentran bloques de antofilitita granofélsica y mucho asbesto anfibólico, probablemente formado por la misma antofilita.

    5) Cuerpo del Ancón Norte o de Copacabana. En una antigua cantera afloran diversas rocas que incluyen dunita, anfibolitas, paragneises y paraesquistos, los cuales están intruidos por gabros hornbléndicos (Gutiérrez y Londoño, 1988).

    6) Cuerpo del río Chico. Entre San Pedro y Belmira aflora un cuerpo de un poco más de un kilómetro de largo de dunita (Rico, 1965). Dicho cuerpo está controlado por la falla del río Chico. Presenta zonas tan ricas en enstatita que hacen que localmente la roca se transforme en una ortopiroxenita.

    Aunque no hay pruebas de que todos estos cuerpos se hayan formado y emplazado al mismo tiempo, parece razonable plantearlo como hipótesis de trabajo. De ser cierta esta hipótesis, el área cubierta por el manto de cabalgamiento debió ser considerablemente mayor. Sin embargo, algunos de los cuerpos podrían estar asociados más bien con la Anfibolita de Santa Elena, interpretada principalmente como corteza oceánica de tipo MORB, como se discutirá más adelante. En particular el cuerpo de Sajonia presenta diferencias químicas con todas las demás, lo cual podría deberse a diversas razones, una de las cuales sería que podría pertenecer a un cuerpo ofiolítico diferente.

    3.1.1. Petrografía de la dunita

    Aunque en algunas partes la roca ultrabásica está bastante serpentinizada, en otras más frescas se observa que el único mineral ferromagnesiano original es el olivino que es el mineral predominante, lo que ha llevado a que la roca sea clasificada como una dunita (Restrepo y Toussaint, 1984; J. Álvarez, 1987). Sin embargo, recientemente en la quebrada Chupadero, afluente de la quebrada Santa Elena, se encontraron en este trabajo bloques de roca ltrabásica con enstatita en porcentajes del 10 al 15%, definiéndose así por primera vez la presencia de una harzburgita dentro del cuerpo principal. La enstatita se presenta en cristales hasta de 12 milímetros de largo envueltos por la foliación y con abundante deformación tipo kink (ver Figura 3 a y b). Es posible que la presencia de ortopiroxeno sea más extendida de lo pensado inicialmente pues en una muestra tomada cerca de San Pedro también se encontraron pequeños cristales de ortopiroxeno, y en una muestra del extremo sur del bloque meridional aparecen cristales relictos convertidos a talco que parecen haber sido originalmente ortopiroxenos. De otro lado, Monsalve (1996) hizo mención de ortopiroxeno en algunas muestras de dunita del bloque septentrional, por lo cual en este trabajo se revisaron las secciones delgadas estudiadas por ella y no se observó la presencia de ortopiroxeno; es probable que el hecho de que en algunas de esas rocas el olivino tenga muy marcado el clivaje puede haber producido la confusión de este mineral con ortopiroxeno.

    Otros minerales que se encuentran son espinelas crómicas, tremolita, talco, clorita, magnetita y serpentina, además de la antofilita del cuerpo de Media Luna. Como minerales secundarios son frecuentes costras de garnierita en las fracturas de la dunita, así como uvarovita asociada con las cromititas.

    La espinela crómica llega a formar cuerpos podiformes de cromititas, algunos de los cuales han sido explotados económicamente; en ellos está acompañada de olivino. La tremolita se presenta de tres maneras, una en la cual la tremolita está dispersa dentro de la dunita, otra en la cual la tremolita forma bandas hasta de 6 cm de ancho concordantes con la foliación de la dunita y una tercera como venas irregulares dentro de la dunita.

    En el caso de la tremolita y la clorita, ha sido corriente tomarlos como minerales de alteración de baja temperatura (por ej. J. Alvarez, 1987), pero una mirada al diagrama CMSH (Figura 4), tomado de Bucher y Frey (2002), muestra que la tremolita se forma entre temperaturas de 540º y 780 ºC, correspondientes a la facies anfibolita y posiblemente aún a la facies granulita.

    En el diagrama MASH la clorita presenta un rango más amplio de temperaturas pero existe establemente hasta unos 740 º C, correspondientes a la parte alta de la facies anfibolita. Talco en presencia de olivino es estable entre 570º y 680 º C. De otro lado, la antofilita es un mineral exclusivamente metamórfico formado en un estrecho rango de temperaturas cercanas a 670 º

    C (Bucher y Frey, 2002). En algunas muestras, particularmente las del Ancón Norte, se observa la tremolita íntimamente intercrecida con el olivino, llegando este mineral a incluir totalmente a la tremolita. Según esta relación, al menos una parte del olivino debe haber recristalizado durante el metamorfismo a partir del olivino original. Debe concluirse, entonces, que la dunita estuvo sometida a recristalización en condiciones metamórficas correspondientes a la facies anfibolita, habiendo alcanzado al menos temperaturas de 670 º C como lo indica la presencia de antofilita. Los minerales de serpentina y tal vez parte de la clorita, son minerales tardíos que reemplazan a los demás y que debieron formarse de manera retrógrada.

    En las rocas ultrabásicas de Media Luna se encuentra la asociación: tremolita-antofilita-clorita-olivino-antigorita. De ellos, probablemente la antigorita es retrógrada. Según Dugald Carmichael (com. escrita, 2003) esta asociación tiene un límite superior de presión de aproximadamente 13 Kb a 630 ºC y un límite superior de temperatura de aproximadamente 740 ºC a 6 Kb.

    La aparición de tremolita dispersa dentro de la dunita en la gran mayoría de las muestras indica la presencia de alguna cantidad de calcio repartido por todo el cuerpo. Aunque cristales de clinopiroxeno no se han encontrado en la dunita, es probable que estuviera presente y que el metamorfismo de facies anfibolita lo hubiera transformado en tremolita, único mineral cálcicomagnésico estable en rocas ultrabásicas dentro de la facies anfibolita (ver Figura 4). Si realmente existió clinopiroxeno, la roca original podría haber sido una lherzolita o al menos una dunita clinopiroxénica. De otro lado, dentro de los ortopiroxenos de la quebrada Chupadero se encuentran exsoluciones paralelas a la dirección (001) que parecen ser de clinopiroxeno y que aportarían un poco de Ca.


    Figura 3. Microfotografias de la zona de estudio


    Figura 4. Diagramas de conjuntos mineralógicos para metamorfismo orogénico en los sistemas MSH, CMSH y MASH, modificado de Bucher y Frey (2002)

    Teniendo en cuenta que la dunita sufrió metamorfismo en facies anfibolita, el nombre adecuado sería metadunita, aunque ha sido costumbre asignar nomenclatura ígnea a las rocas ultrabásicas, cualquiera sea su origen. De otro lado, la dunita, como roca originada en el manto, debió de haber estado sometida a deformaciones y recristalizaciones de alta temperatura, las cuales no fueron estudiadas en este trabajo, aunque representan un metamorfismo mantélico anterior al de facies anfibolita.

    3.1.2. Estructuras en la dunita

    Hay una clara estructura planar en la dunita, observable muy bien en las rocas con algo de meteorización, aunque en fragmentos recién fracturados no es tan fácil observar esta foliación. Es posible que corresponda a planos de alta deformación dúctil, como es el caso de la harzburgita de la quebrada Chupadero, en la cual los cristales deformados de enstatita están envueltos por esta foliación; igual sucede con la espinela crómica. A nivel de sección delgada dicha foliación no es muy notoria. Es muy probable que la estructura planar corresponda a deformaciones dúctiles en el manto, así como la deformación kink en la enstatita.

    3.1.3. Origen de la metadunita

    Con base en la mineralogía, geoquímica y estructuras, Álvarez (1987) la clasificó como una dunita tectonítica, o sea metamórfica en la clasificación de Coleman (1977a). Dicha clasificación implica que la roca es el residuo sólido de la fusión parcial de una peridotita mantélica que produjo magmas básicos. Estas rocas se forman en la base de una secuencia ofiolítica y se deforman plásticamente dentro del manto a muy alta temperatura al desplazarse las rocas lateralmente bajo un centro de expansión. Si llegan a ser emplazadas tectónicamente en el borde de un continente, pueden sufrir otras deformaciones sobreimpuestas. En el caso de la dunita de Medellín, aunque se han hecho estudios estructurales como el de Kammer (1991), la diferenciación de las diferentes estructuras no se ha llevado a cabo aún. De todos modos, es una roca que no es producto de solidificación de un magma y por lo tanto no ha sido ígnea en ningún momento, aunque algunos componentes como los piroxenos y espinelas crómicas pueden haber sido inyectadas en ella como materiales magmáticos.

    En cuanto al tipo de ofiolita al cual correspondería la dunita, según Correa y Nilson, (2003), pertenecería al subtipo harzburgita supra zona de subducción, llamadas tipo HOT (harzburgite ophiolite type) por Nicolas y Boudier, 2003. Sin embargo, si realmente la tremolita originalmente fue un clinopiroxeno, pudiera pertenecer al tipo LHOT (lherzoliteharzburgite ophiolite type), al cual están principalmente asociados los depósitos de cromitas en los cuerpos ultrabásicos.

    3.1.4. Edad

    En general es difícil datar la edad de los cuerpos ultrabásicos directamente, y si además se trata de las dunitas metamórficas, cuando se logra obtener una edad hay que ver qué evento se está datando. En el caso de la dunita de Medellín, la mayoría de autores han considerado que es posterior al metamorfismo y anterior a la intrusión del Batolito Antioqueño, ubicándola así entre el Triásico y el Cretaceo (Botero, 1963; Restrepo y Toussaint, 1974; Alvarez, 1987; González, 2001; Correa y Martens, 2001).

    Sin embargo recientemente se ha planteado que la dunita se pudo haber emplazado durante el Paleozoico conjuntamente con las rocas básicas que se transformaron en las anfibolitas de Santa Elena (Restrepo, 2003, 2005; Pereira et al., 2006). Además, en el último mapa geológico de Colombia la Dunita de Medellín se indica como del Proterozoico, junto con las demás rocas metamórficas (Gómez et al., 2006).

    Como se discute más adelante, las rocas metabásicas con las cuales están asociadas estas rocas ultrabásicas se han datado como triásicas, por lo cual debe pensarse que ésta debe ser la edad en la cual la peridotita inicial sufrió fusión parcial, aunque debe tenerse en cuenta que por su naturaleza, el manto original debió ser más antiguo.

    3.2. Anfibolitas y Metagabros

    Botero (1963) reconoció un solo tipo de anfibolitas, las cuales consideró que eran la parte basal del Grupo AyuráMontebello. Posteriormente se han encontrado otras rocas metabásicas en el valle de Aburrá, dentro de las cuales están las Anfibolitas de Caldas (Restrepo y Toussaint, 1978; Sepúlveda y Saldarriaga, 1980); dichas rocas no se incluirán en la discusión siguiente ya que se considera que no tienen relación con las rocas estudiadas. Tampoco se incluirán las rocas básicas cretáceas de la Formación Quebradagrande (Botero, 1963; González, 1984) que fueron convertidas a espilitas y rocas verdes con metamorfismo de bajo grado en sub facies esquisto verdeesquisto azul; dicha unidad está al occidente de la falla de San Jerónimo y hace parte del Terreno CaucaRomeral y no del Tahamí.

    Las anfibolitas descritas por Botero (1963) fueron diferenciadas y separadas en cuatro grupos por Correa y Martens (2000) y Correa et al., (2005) por medio de análisis microestructurales y químicos. Dichos grupos son:

    Tabla 1. División de las anfibolitas según Correa y Martens (2000)

    La subdivisión planteada por Correa y Martens (2000) es aceptada en principio en este trabajo, aunque con algunas modificaciones de nomenclatura. La principal es en el uso del término "Anfibolitas de Medellín". Este término fue empleado inicialmente por Restrepo y Toussaint (1984) para cubrir las anfibolitas que originalmente Botero (1963) definió como la parte basal del Grupo AyuráMontebello, incluyéndose específicamente en la definición las del flanco oriental del valle de Aburrá, las de los cerros Nutibara, Volador y Picacho, así como las de Boquerón. En el trabajo de Correa y Martens (2000) se excluyeron de esa unidad los Metagabros de El Picacho, las anfibolitas de Boquerón y las anfibolitas de El Retiro. Debido a su ambigüedad, dicho término no se usará en este trabajo. La unidad denominada por Correa y Martens (2000) como Anfibolita de Medellín se propone redefinirla como "Anfibolita de Santa Elena", mientras que se propone modificar el término "Metagabros de El Picacho" a "Metabasitas de El Picacho", para incluir otras rocas metabásicas que no son propiamente metagabros.

    3.2.1. Anfibolitas de Santa Elena y El Retiro

    Anfibolita de Santa Elena

  • Petrografía

    Estas anfibolitas son las más extendidas y conocidas de la zona. Afloran principalmente en una franja de más de 70 km entre el lado oriental del cuerpo principal de dunita y el Batolito Antioqueño, el cual las intruye formando pendientes de techo.

    Dentro del valle de Aburrá no hay afloramientos extensos al occidente de la dunita, aunque en el cerro de Baldías se encuentran intercalaciones métricas de estas anfibolitas dentro de gneises de biotita y sillimanita (Correa y Martens, 2000).

    Las anfibolitas han sido estudiadas petrográficamente por varios autores (Botero, 1963; Echeverría, 1974; Álvarez, 1975; Restrepo, 1986; Correa y Martens; 2000; Estrada, 2003). Están formadas esencialmente por hornblenda y plagioclasa cálcica (andesina a labradorita), cuarzo y esfena. La hornblenda forma una buena esquistosidad S a LS, aunque en algunas localidades cercanas al Batolito Antioqueño pueden llegar a ser granofélsicas; presentan colores desde verde hasta pardo rojizo. Localmente contienen granate, diópsido o cumingtonita, así como pequeñas cantidades de biotita. Cuando está presente el diópsido, se encuentra en bandas paralelas a la foliación. La presencia de granate es más frecuente en las anfibolitas contaminadas por metasedimentos, tal vez por ser más alumínica allí la composición química.

    Estos conjuntos pertenecen a la facies anfibolita, en partes anfibolita alta como lo indican la presencia de clinopiroxeno y cumingtonita, y localmente podrían estar pasando a facies granulita (Correa y Martens, 2000). El tipo bárico de la secuencia es de media presión por algunos criterios mientras que por otros es de baja. De un lado, localmente se presenta granate, de composición rica en almandino (Estrada, 2003), indicativo de un tipo bárico de media presión

    (Miyashiro, 1994), pero de otro, también es común la presencia de cumingtonita, lo que de acuerdo con Bucher y Frey (2002) es indicativo de un tipo bárico de baja presión. En aquellas muestras que presentan tanto diópsido como cumingtonita, ésta es claramente posterior al clinopiroxeno, por lo que probablemente primero hubo un evento de media presión seguido de uno de baja presión como se ha documentado en el lado sureste del valle de Aburrá (Maya y Escobar, 1985; Restrepo, 1986; Montes, 2003; Montes y Restrepo, 2005).

  • Relación con Paragneises

    Desde el estudio de Botero (1963) se conoce que las anfibolitas subyacen a las metasedimentitas. Esta situación es muy clara en la zona al oriente de Copacabana, en donde afloran paragneises que están encima de las anfibolitas. Estas rocas han sido descritas por Echeverría (1973), Correa y Martens (2000) y Estrada (2003); estos últimos autores las denominan Paragneises de Las Peñas. Su composición es cuarzo, plagioclasa, biotita y cantidades variables de granate y sillimanita, con abundante grafito como accesorio; también son comunes los sulfuros, especialmente pirrotina y calcopirita, los cuales junto con la materia orgánica que se transformó a grafitodebieron haberse depositado en un ambiente reductor durante la sedimentación. Localmente los gneises han sufrido un proceso de migmatitización descrito por Estrada (2003). Según Rodríguez et al., 2005, estos paragneises son continuos con los de El Retiro y La Ceja y a esa unidad le asignan el nombre de Gneis de La Ceja.

    Es común que cerca del contacto con la anfibolita se encuentren zonas de anfibolitas intercaladas con los paragneises.

    Botero (1963) interpretó esta relación como diques del material basáltico que habría intruído a las metasedimentitas, aunque Echeverría (1973) propone que los protolitos de las metasedimentitas se depositaron sobre una corteza oceánica y que la actividad ígnea persistió durante la sedimentación, correspondiendo las intercalaciones tanto a diques como a derrames. En la zona entre San Félix y Baldías son comunes estas intercalaciones dentro de paragneises (muestra JJ1461), siendo esta muestra la más occidental de las anfibolitas analizadas.

    También se encuentran intercalaciones métricas de paragneises y paraesquistos biotíticos dentro de las anfibolitas (J.J. Restrepo, 1986; Correa y Martens, 2000; J. Estrada, 2003) mostrando el carácter efusivo del protolito de las anfibolitas.

    Anfibolitas de El Retiro

    Correa y Martens (2000) encontraron valores altos de TiO2 (superiores al 2%) en dos muestras analizadas de la zona de El Retiro, al sur del cuerpo de Anfibolitas de Santa Elena. En uno de los casos se trata de intercalaciones métricas de anfibolitas diopsídicas dentro de las migmatitas llamadas de El Retiro (Restrepo y Toussaint, 1984) o de Puente Peláez (González, 1984). En el otro, las anfibolitas se encuentran en una prolongación del cuerpo de Santa Elena sin aparentes discontinuidades. Esa muestra fue tomada en el sitio de Tequendamita, donde se han encontrado anfibolitas granatíferas (Ardila, 1986).

    Sin embargo, valores semejantes de TiO2, y aun mayores han sido encontrados en las Anfibolitas de Santa Elena (Restrepo, 1986; Rodríguez et al., 2005). Así, las Anfibolitas de El Retiro podrían ser una variante de las Anfibolitas de Santa Elena; sin embargo en esta investigación no se estudiaron específicamente las rocas de la zona de El Retiro y por esta razón no se pueden sacar conclusiones nuevas respecto a esta unidad.

    Edad de las anfibolitas de Santa Elena y El Retiro

    Dataciones de hornblendas de la anfibolita por el método KAr arrojaron exclusivamente edades cretáceas y paleocenas entre 102 y 60 Ma (Restrepo et al., 1991). Sin embargo dataciones ArAr han permitido obtener edades más antiguas.

    Así, en la zona de El Retiro Vinasco (2001) y Vinasco et al. (2001) obtuvieron edades plateau de aproximadamente 230 Ma, mientras que en muestras del valle de Aburrá Martens y Dunlap, 2003, obtuvieron edades plateau cercanos a 100 Ma, aunque la fracción extraída a mayor temperatura dio edades alrededor de 275 Ma . La edad triásica parece haber sido producida por un recalentamiento postmetamórfico ya que en la zona hay stocks granodioríticos con edades semejantes (Vinasco et al., 2006), mientras que la edad pérmica sería una edad mínima para el metamorfismo. Se trata, entonces de rocas paleozoicas probablemente correspondientes a la orogenia pérmica tan extendida en la Cordillera Central (Restrepo et al., 1991, Vinasco et al., 2006).

    3.2.2. Metabasitas de El Picacho

    En esta unidad se incluyen una serie de rocas que van desde gabros con textura predominantemente ígnea aunque con mineralogía metamórfica-hasta verdaderas anfibolitas y las cuales son más jóvenes que las Anfibolitas de Santa Elena.

    Estas rocas no habían sido estudiadas como unidad independiente antes del trabajo de Correa y Martens (2000), siendo consideradas por autores como Botero (1963), Restrepo y Toussaint (1984) y Alvarez (1987), como parte integrante de las anfibolitas del Grupo AyuráMontebello.

    Sin embargo presentan características mineralógicas, microestructurales y especialmente químicas diferentes. En el trabajo de Correa y Martens (2000) las rocas se denominaron Metagabros de El Picacho debido a que dichos autores consideraron que en todos sus componentes se podía observar textura gabróica reliquia, pero en este trabajo se encontraron anfibolitas esquistosas que químicamente son muy parecidas a los metagabros. Por tal razón se prefirió renombrar toda la unidad como Metabasitas de El Picacho, conservando el nombre de Metagabros de El Picacho para aquellas rocas donde aún se distinga textura gabróica reliquia y nombrando Anfibolitas de La Espadera-Chupadero para las anfibolitas esquistosas. Quedan algunas anfibolitas intermedias entre metagabros y anfibolitas esquistosas que pueden ser difíciles de nombrar, aunque si ya el aspecto es de anfibolita, parece preferible usar el segundo nombre. También se incluyen en la unidad algunas rocas que volumétricamente son poco importantes pero que presentan características interesantes como son las metagabropegmatitas y los esquistos y granofelses cloríticoactinolíticos.

    Microestructuralmente son muy variadas, desde metagabros con textura gabróica reliquia bien conservada hasta anfibolitas completamente recristalizadas y con esquistosidad SL. Tal vez las más comunes son anfibolitas que presentan foliación y bandeo pero sin tener una buena orientación de los anfíboles; muchas de ellas tienen un carácter milonítico.

    También son comunes, especialmente en el lado sur del cuerpo de la dunita, anfibolitas que presentan una buena lineación que se distingue especialmente cuando la muestra está algo meteorizada, pero que al quebrarlas presentan fractura plana a concóidea semejante al de una cornubiana (JJ-1467). En términos generales la deformación aumenta de occidente a oriente, o sea, a medida que se aproxima a la dunita. Así, en la carretera a San Pedro, encima de El Picacho, (Figura 1) afloran gabros isotrópicos con sólo algunos planos aislados de deformación, mientras que cerca de la dunita ya son rocas con foliación metamórfica. Sin embargo, esta regla general no se cumple en todas partes, ya que llegando a la población de San Pedro, junto a la dunita afloran metagabros de grano fino con textura intersertal reliquia, con abundante recristalización pero prácticamente sin deformación.

  • Metagabros de El Picacho

    Aunque hay una transición entre metagabros y anfibolitas, en este aparte se describen solo aquellas rocas donde se distingue aun la textura ígnea reliquia. Hay que anotar que en el trabajo de Correa y Martens (2000) el término metagabro se usa para todas las rocas de la unidad, aun aquellas ya esquistosas que mejor se denominarían anfibolitas.

    Las texturas ígneas reliquias mesoscópicas corresponden a bandeamientos, los cuales fueron interpretados por Correa y Martens (2000) como textura cumulíticas reliquias, y a texturas gabróicas isotrópicas. Mesoscópicamente las de textura gabroica reliquia tienen toda la apariencia de un gabro y sólo en la sección delgada se observa la recristalización de los ferromagnesianos a anfíboles verdosos. En sección delgada se observa que corresponden a una textura reliquia intersertal en la cual la textura euhedral de la plagioclasa se conserva (Figura 3c) pero en donde los cristales de ferromagnesianos han sido remplazados por anfíboles desordenados. Buenos afloramientos se encuentran en la vía a San Pedro, encima del cerro de El Picacho. Además, se encuentran de manera muy abundante en bloques de depósitos de pendiente en el sector de Robledo, siendo abundantes en los predios de la Facultad de Minas y del Ingeominas.

    Mineralógicamente están compuestas por anfíboles de diversos tipos, plagioclasa y un clinopiroxeno que se identifica como diópsido, con pequeñas cantidades de esfena como accesorio. El anfíbol predominante es una hornblenda verde pálida. Algunos anfíboles de tonos pálidos presentan abundantes maclas polisintéticas, pudiendo tratarse de cumingtonita o actinolita. En algunas de las rocas que más preservan la textura gabróica se pueden encontrar restos de una hornblenda pardorojiza que pudo ser el mineral ígneo original, o al menos un anfíbol formado en condiciones de alta temperatura antes de la deformación; dichos anfíboles están sobrecrecidos en continuidad cristalográfica por anfíboles verde claros que en algunos casos pueden ser actinolita. Algunas muestras de las que presentan las hornblendas pardas (JJ1367 y JJ1463) tienen unas características químicas un poco diferentes a las típicas rocas de El Picacho y podría tratarse de rocas formadas en condiciones diferentes. Dichas rocas se han encontrado cerca de San Pedro, junto a la dunita en donde la carretera corta a estos cuerpos, en bloques rodados en la Facultad de Minas y en afloramientos en el sector de

    El Tesoro, parte alta de El Poblado. Aunque estas rocas están cerca de la dunita, presentan muy poca deformación; así mismo algunas características microestructurales tales como el crecimiento desordenado de anfíboles verdosos recuerdan más bien a microestructuras producidas por un metamorfismo térmico que a uno dinámico. En el caso de las rocas de El Tesoro, se observa en afloramiento que se trata de un gabro bandeado. Algunos de los anfíboles metamórficos incoloros presentan numerosas maclas polisintéticas, por lo cual podría tratarse de cumingtonita.

    Diópsido es corriente en muchas de las rocas de los metagabros de El Picacho. Por lo general está más asociado a la plagioclasa que al anfíbol. Su formación es metamórfica y no ígnea como lo muestra el hecho de que se desarrolla como pequeños cristales ameboides dentro de plagioclasas con textura reliquia euhedral ígnea (Figura 3d). En las anfibolitas más recristalizadas puede aparecer en cristales subhedrales mayores tanto con plagioclasa como con hornblenda. A diferencia del diópsido de las Anfibolitas de Santa Elena, no forma bandas sino que aparece disperso dentro de otros minerales. Este mineral se encuentra más frecuentemente en las rocas de El Picacho que en las de Santa Elena, aunque no está presente en todas las muestras de ninguna de las dos unidades. Un mineral que no se ha detectado en las Anfibolitas de La EspaderaChupadero, pero que se encuentra en algunas muestras de las Anfibolitas de Santa Elena, es el granate. Debido a la ausencia de minerales indicadores de tipo bárico, éste no ha sido definido.

    El carácter metamórfico que llevó a nombrarlas como metagabros se manifiesta tanto por la intensa deformación milonítica que llega a formar rocas bandeadas, como por la recristalización de minerales metamórficos como el diópsido correspondientes a la facies anfibolita alta, aunque los bordes verde pálido de los anfíboles pueden ser una retrogradación a anfibolita baja o aun a facies esquisto verde.

  • Anfibolitas de La EspaderaChupadero

    Durante el presente trabajo se le dio prioridad al estudio de las rocas que afloran debajo de la dunita, pues sobre ellas prácticamente no hay estudios anteriores. En general ellas no afloran por estar cubiertas por la dunita pero hay dos sitios en donde han sido expuestas por la erosión. El principal es en el cañón de la quebrada Santa Elena; allí el bloque meridional y el central de la dunita están separados por una secuencia de anfibolitas. En menor grado también se encuentran en la terminación del bloque central en cercanías de la quebrada Rodas.

    En la parte baja de la quebrada Santa Elena, a cotas inferiores a 2000 m.s.n.m., afloran anfibolitas debajo de la dunita.

    Estos afloramientos comienzan desde la falla de La Aguadita hacia el occidente, en el borde oriental del valle, donde depósitos de pendiente las recubren (ver Figura 2). Se encuentran expuestas en varias partes de la zona, siendo los mejores afloramientos los de la quebrada La Espadera para la parte inferior de la secuencia y los de la quebrada Chupadero para la parte superior. Aunque no hna habido muchos estudios específicos en la zona, implícitamente se han considerado por quienes han estudiado la región como parte de la llamada aquí Anfibolita de Santa Elena (P. ej., Botero, 1963; Rodríguez et al., 2005.). Solamente Bernal y Jaramillo (1985) consideraron la presencia de varios tipos de anfibolitas en la zona, aunque la subdivisión que ellas hicieron no coincide con la propuesta aquí. Como se verá más abajo, estas anfibolitas constituyen una unidad nueva en la zona, diferente a las Anfibolitas de Santa Elena.

    Las anfibolitas se presentan con buena esquistosidad SL (Ver Figura 3 e) y con una foliación subhorizontal que es aproximadamente paralela al contacto de la dunita con estas anfibolitas. Están compuestas por hornblenda de color verde pálido, plagioclasa, sausurita y en algunos casos diópsido (Ver Figura 3f). Esfena es un accesorio que se presenta en cantidades variables. En las anfibolitas finogranulares se observan pequeños ( 1 mm) augen de plagioclasas que muestran que la roca sufrió un metamorfismo dinámico dúctil acompañado por temperatura correspondiente a condiciones de facies anfibolita, como lo muestra su mineralogía. El grano es generalmente fino ( 1 mm), aunque también se encuentran rocas de grano más grueso ( 3 mm) que parecen ser gabros milonitizados y recristalizados. En una de estas anfibolitas gruesogranulares se pudieron observar características de milonita SC.

    La dirección de transporte definida en esta muestra indica que el techo se movió hacia el N 20º E, dirección parecida a la obtenida por Pereira et al. (2006) en milonitas derivadas del Gneis Augen de Las Palmas y cuya milonitización atribuyen al cabalgamiento; allí las direcciones de transporte fueron de N 35º a 60º E. Martens (2003) también consideró que la milonitización local del Gneis Augen había sido producto del cabalgamiento de la dunita.

    Esquistos cloríticoactinolíticos se encuentran intercalados esporádicamente en los 100 metros inmediatamente debajo del contacto con la dunita, aunque no son tan abundantes allí como en el sector de Rodas. Como se describirá más adelante, en la quebrada La Aguada se encuentran bancos métricos de serpentinitas intercaladas dentro de anfibolitas.

    Los primeros análisis químicos de elementos mayores realizados sobre las anfibolitas de la zona de La Espadera mostraron un grupo de anfibolitas con contenido de TiO2 relativamente alto ( 0.76 a 1.17*%) y otro con contenidos más bajos ( 0.20 a 0.54%). A grandes rasgos, las bajas en titanio estaban en las partes más altas y las altas en titanio en las partes más bajas (Giraldo y Sánchez, 2004), aunque se encontraron numerosas excepciones a esta regla. De una manera informal y con fines de poder referirse a ellas de una manera sencilla, aquí las anfibolitas debajo de la dunita altas en titanio se denominarán tipo La Espadera y las bajas en titanio tipo Chupadero, sin que estos nombres impliquen unidades estratigráficas; más abajo se discutirá que pueden provenir de ambientes geotectónicos diferentes. Debe anotarse que ambos tipos de anfibolitas se encuentran intercaladas, como se observa en las muestras tomadas a lo largo de la quebrada La Espadera (ver Tabla 2).

    Tabla 3. Variación con la altura sobre el nivel del mar del contenido de TiO2 en las anfibolitas de la quebrada La Espadera

    La hipótesis inicial en esta investigación fue que las anfibolitas tipo Chupadero se habían derivado de la unidad de El Picacho, mientras que las de La Espadera correspondían a las Anfibolitas de Santa Elena, representando así una intercalación de ambas unidades e implicando un metamorfismo regional conjunto y contemporáneo para ambas unidades, probablemente de edad pérmica. Es de anotarse que estas anfibolitas son muy semejantes a todo nivel con las de Santa Elena. Sin embargo, los análisis químicos de elementos incompatibles (Tabla 3) muestran por medio de los diagramas multielementos de las Anfibolitas de Santa Elena y de las tipo La Espadera (ver Figuras 5a, b y c) que se presentan diferencias importantes, particularmente en la anomalía de Nb, negativa para las anfibolitas tipo La Espadera y positiva para la mayoría de las de Santa Elena. Se concluye que, aunque presentan algunas semejanzas, corresponden a dos unidades geoquímicamente diferentes.

    En principio se considera que las Anfibolitas de La EspaderaChupadero pueden ser el equivalente metavolcánico de la unidad de El Picacho, aunque también habría algunos metagabros tectónicamente intercalados. Sin embargo, en las Anfibolitas de La EspaderaChupadero parece encontrarse una variabilidad química mayor a la de los metagabros ya que por ejemplo en éstos el rango de TiO2 es de 0. 27 a 0.93 %, mientras que en las anfibolitas es de 0.27 a 1.28 %.

    Parece difícil aplicar a estas anfibolitas los nombres estratigráficos definidos para la zona del valle de Aburrá y discutidos anteriormente, por lo cual se propone nombrar esta secuencia como Anfibolitas de La EspaderaChupadero, tomando como sección tipo compuesta los afloramientos en estas dos quebradas, desde su desembocadura en la quebrada Santa Elena hasta el contacto con la dunita. Dicha secuencia haría parte de una unidad de categoría grupal que es el de las Metabasitas de El Picacho.

    También, a semejanza de las Anfibolitas de Santa Elena, dentro de la secuencia de anfibolitas tipo La Espadera, a una cota de 1850 m.s.n.m. se encuentran intercalaciones métricas de paraesquistos de cuarzo, plagioclasa y biotita cloritizada, aunque bastante escasas. En las plagioclasas se encuentran abundantes inclusiones opacas que delinean una esquistosidad interna discordante con la actual esquistosidad externa. También hay intercalaciónes de unos paraesquistos anfibólicos.

    En la quebrada Santa Elena rocas semejantes presentan abundante sillimanita. Estas intercalaciones metasedimentarias apoyan la hipótesis que las anfibolitas finogranulares fueran rocas efusivas formadas cerca del fondo del mar.

    En cuanto a las rocas del corte de la quebrada Rodas, las anfibolitas analizadas han arrojado valores bajos en titanio.

    Además, en una anfibolita de esta zona se observaron en sección delgada cristales diminutos de circón, lo que también apoya que el protolito fuera finogranular.

    Tabla 3a. Análisis químicos de elementos mayores, menores y trazas de las anfibolitas de Santa Elena.

    Tabla 3b. Análisis químicos de elementos mayores, menores y trazas de los metagabros del Picacho y las anfibolitas del Chupadero.

    Tabla 3c. Análisis químicos de elementos mayores, menores y trazas de las anfibolitas de la Espadera, anfibolitas del Volador, metabasitas del Boquerón y metagabrospegmatitas.

    Tabla 3d. Análisis químicos de elementos mayores, menores y trazas de las dunitas, esquistos cloríticos actinolíticos y granito milonítico de la Iguana.


    Figura 5. Diagramas multielementos de las anfibolitas, metadunitas y metagabropermatitas.a. Diagrama multielementos de rocas escogidas de las Anfibolitas de Santa Elena normalizadas con NMORB de acuerdo con los datos de Sun y Donough (1989)b. Diagrama multielementos de rocas escogidas de las Anfibolitas de La EspaderaChupadero bajas en titanio normalizadas con NMORB.

    Figura 5. Continuación. Diagramas multielementos de las anfibolitas, metadunitas y metagabropermatitas.
    d. Diagrama multielementos de rocas metabásicas intrusivas en la dunita, de las Metabasitas de Boquerón y de las anfibolitas de El Volador normalizadas con NMORB
    c. Diagrama multielementos de rocas escogidas de las Anfibolitas de La EspaderaChupadero altas en titanio normalizadas con NMORB.

    Figura 5. Continuación. Diagramas multielementos de las anfibolitas, metadunitas y metagabropermatitas.
    e. Diagrama multielementos de metagabropegmatitas de las Metabasitas de El Picacho.

    Otras anfibolitas

  • En varias partes de la zona se encuentran rocas metabásicas que presentan características intermedias entre las anfibolitas con buena esquistosidad de La EspaderaChupadero y los metagabros de El Picacho. Algunas de estas anfibolitas presentan una fuerte deformación milonítica que produce algo de bandeo, aunque no una buena orientación de la hornblenda. Se encuentran por ejemplo en el Cerro Nutibara (JJ1289), en donde localmente está acompañada por algunas clorititas que se transformaron parcialmente a espinelas alumínicas de la serie hercinitapleonasto, indicando que durante el metamorfismo se alcanzó el límite superior de estabilidad de la clorita a alrededor de 700 ºC (ver Figura 4).

    Otra zona en donde se encuentran anfibolitas bandeadas no esquistosas es en la variante al aeropuerto J. M. Córdova, en especial en la vereda Perico. Allí la relación con la dunita no es clara, ya que solo se ha observado en bloques de hasta 3 metros de diámetro en zonas en donde aflora la dunita, lo que podría indicar que estuvieron encima de ella (Giraldo y Sánchez, 2004). Tal vez se trate de parte de la anfibolita que fue localmente cabalgada sobre la dunita.

    En todas estas anfibolitas la mineralogía es semejante a la de los metagabros, o sea con hornblenda, plagioclasa, diópsido y pequeñas cantidades de esfena.

    Un comentario aparte requieren las anfibolitas que afloran en el Cerro El Volador. Por la presencia de esquistos cloríticoactinolíticos (muestra JJ1317B), encontrados hasta ahora sólo dentro de las anfibolitas de la Ofiolita de Aburrá, y por su posición en medio de los cerros El Picacho y Nutibara, ambos con rocas de las Metabasitas de El Picacho, es de pensarse que las anfibolitas de este cerro hagan parte de la Ofiolita de Aburrá. Por tal razón la discusión de los resultados de los análisis químicos de dos muestras (JJ1318 y JJ1355B) de El Volador se hará conjuntamente con las de esta unidad. Igualmente, la muestra de una hornblendita de la laguna de Guarne (JJ1473) y la anfibolita que se encuentra incluida dentro de la dunita en Perico  JJ1294B) se discutirán junto con ellas.

  • Metagabropegmatitas

    Unas rocas de esta unidad no descritas previamente son las metagabropegmatitas. Se han encontrado principalmente en la zona de Perico (JJ1297), en la parte sur del bloque meridional y como rodados en la quebrada Seca de Niquía (UNM2888, JJ1414).

    En estos sitios se han encontrado en bloques sueltos sin que se haya podido observar la relación con los metagabros o anfibolitas, aunque el estudio al microscopio no deja dudas de que se trata de rocas relacionadas con las Metabasitas de El Picacho ya que la plagioclasa presenta la misma deformación observable en éstas. Kammer (1991) describe la presencia de pegmatitas dentro de anfibolitas pero al momento de su estudio no se había hecho la distinción entre los diferentes tipos de anfibolitas, siendo posible que se tratara de las Metabasitas de El Picacho.

    La mayoría de estas rocas están formadas por plagioclasa y hornblenda gruesogranular. La plagioclasa cálcica y el contenido de SiO2 menor de 52% (ver Tabla 3) permiten clasificar su protolito como una pegmatita gabróica. La plagioclasa muestra dos tipos, una más cálcica, de relieve más alto, con muy fuerte extinción ondulatoria y la cual recristaliza por poligonización a un mosaico de plagioclasas un poco menos cálcicas con maclas complejas. Los cristales de hornblenda son los originales ígneos en el caso de las de Perico, mientras que en las de quebrada Seca se conserva la forma externa de los cristales ígneos, en algunos casos orientados y plegados, pero han recristalizado a masas desordenadas de anfíboles de color verde pálido.

    Una metagabropegmatita (UNM2888) muy diferenciada pero que por su tipo de deformación debe pertenecer a esta unidad, se encontró en bloques rodados dentro de la quebrada Seca de Niquía por los profesores Gabriel Trujillo U. y Gerardo Botero A. en la década de 1950. Posteriormente, en 1968, muestras adicionales fueron colectadas por el profesor Trujillo y el autor y dichas muestras fueron las estudiadas en esta investigación. La pegmatita está compuesta por hornblenda, plagioclasa muy cálcica (An 91 por microsonda), mica de Ca y Na (solución sólida de aproximadamente margarita 67% y paragonita 33%), (ver algunos análisis por microsonda en la Tabla 4b), zoisita, clinozoisita y abundante circón en cristales milimétricos. La plagioclasa presenta la deformación dúctil y la recristalización típica de estas rocas.

    La naturaleza de la margarita es secundaria y ella está siendo remplazada por una plagioclasa más joven. No se sabe si la margarita se formó por el proceso metamórfico o por un metasomatismo hidrotermal, aunque si hubo metasomatismo debió ser durante el metamorfismo ya que este mineral presenta algo de orientación. Siete circones separados de esta roca fueron datados por el método U-Pb en la Universidad de Rio Grande do Sul, Brasil, obteniéndose una edad triásica Restrepo et al., 2007).

  • Esquistos clorítico-actinolíticos

    Estas rocas no son muy importantes volumétricamente pero son bastante llamativas. Los esquistos cloríticoactinolíticos y granofelses actinolíticos se presentan intercalados dentro de anfibolitas tipo La EspaderaChupadero en aquellos sitios en los cuales la anfibolita está en cercanías de la dunita, como es el caso del sector de la quebrada Rodas. De manera informal serán referidas como esquistos de Rodas. Allí se encuentran tanto inmediatamente debajo de la dunita como en intercalaciones métricas dentro de las anfibolitas. Algunos presentan un plegamiento muy fuerte mientras que otros sólo tienen una leve crenulación. Se encuentran tanto rocas ricas en actinolita, con textura granofélsica, como esquistos cloríticos con muy poca actinolita o rocas con los dos minerales en cantidades aproximadamente iguales. Un rasgo notable es que los cuerpos son bastante tabulares y con contactos bastante tajante tanto con las anfibolitas como entre ellos.

    Sobre el momento del plegamiento de los esquistos se puede decir que ocurrió durante el metamorfismo ya que de un lado algunas actinolitas localizadas en las crestas de los pliegues están quebradas, y de otro en la esquistosidad de crenulación producida por el plegamiento se formó una segunda generación de cloritas. La vergencia hacia el oriente de los pliegues fue interpretada por Restrepo y Toussaint (1974) como una evidencia de que la obducción habría sido de occidente a oriente, aunque recientemente se observaron algunos pliegues con una vergencia opuesta por lo que más bien podrían corresponder a reacomodos de la dunita durante y poco después del emplazamiento.

    Restrepo y Toussaint (1974) consideraron que estos esquistos fueron producidos por retrogradación de las anfibolitas del Grupo AyuráMontebello durante la obducción de la dunita, mientras que Álvarez (1987) opinó que se formaron a partir de la dunita. En cuanto a la primera posibilidad hay que anotar que estos esquistos no son los típicos esquistos verdes derivados de rocas básicas en la facies de su nombre pues carecen totalmente de plagioclasa y epidota. La asociación cloritaactinolita es estable en la facies anfibolita (Figura 2) en ausencia de dichos minerales pero no en la facies esquisto verde, por lo cual estos esquistos no se pueden considerar rocas de bajo grado formadas por retrogradación de anfibolitas.

    En algunos de los esquistos cloríticoactinolíticos se han encontrado pequeños circones. Este mineral es muy escaso en rocas ultrabásicas pero en las básicas se ha encontrado pequeños cristales, por lo cual se puede pensar que al menos parte del material fue aportado por las rocas básicas.

    Desde el punto de vista de los análisis químicos, las evidencias son ambiguas. En el caso de los elementos mayores, los contenidos de SiO2, MgO, CaO, Al2O3 y Na2O en los esquistos son intermedios entre los de las dunitas y las anfibolitas (ver Figura 6a y b). Específicamente los contenidos de CaO, Al2O3 y Na2O en los esquistos son considerablemente mayores que en las dunitas, por lo que si aquellos se derivaron de las dunitas debió haber un considerable aporte metasomático de estos elementos. Para los elementos menores Ni, Co y Cr, de nuevo los esquistos tienen valores intermedios entre los altos de las dunitas y los bajos de las anfibolitas, siendo este fenómeno más nítido para el Ni, ya que para los otros dos elementos hay un poco de traslapo. En los elementos trazas las muestras JJ1210 y 1211B presentan estrecha relación con las dunitas en el segmento de tierras raras, mientras que las muestras JJ1292PJ y JJ1317B presentan características intermedias entre las básicas y las ultrabásicas. En el caso de la muestra JJ1474 hay más afinidad con las básicas, aunque en este caso se trata de una actinolitita que rodea a una metagabropegmatita y no a un típico esquisto cloríticoactinolítico.

    Llama la atención el comportamiento de la anfibolita lineada JJ1467, tomada cerca del extremo sur del bloque meridional de dunita, en relación con dos de las muestras de esquistos. En los elementos Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb y Lu esta muestra coincide casi en su totalidad con el esquisto JJ1317B del Cerro El Volador, mientras que en Ga, Zr, Y, La, Sm, Nd, Pr y Eu coincide cercanamente con el esquisto JJ1292PJ. Debe anotarse que esta anfibolita es la más empobrecida en elementos incompatibles de todas las analizadas. De otro lado, las muestras JJ1211B y 1210 de los esquistos coinciden bien con las dunitas JJ1296B y 1334 para algunos de los elementos de tierras raras entre Eu y Lu. Igualmente los elementos V y Sc de los esquistos son más semejantes a los de la dunita que a las anfibolitas (ver Figura 6c).

    Diagramas CrCoNi, AlMgTi y multielementos de las rocas estudiadas
    Figura 6a. Diagrama de CrCoNi de dunitas, esquistos cloriticoactinolíticos y anfibolitas de La EspaderaChupadero bajas en Ti. Los elementos se normalizaron con la muestra JJ1473

    Figura 6b. Diagrama de AlMgCaTi de dunitas, esquistos cloriticoactinolíticos y anfibolitas de La EspaderaChupadero bajas en Ti. Los elementos se normalizaron con la muestra JJ1473

    Figura 6c. Diagrama multielementos de dunitas, esquistos cloriticoactinolíticos y anfibolitas de La EspaderaChupadero bajas en Ti. Los elementos se normalizaron con la muestra JJ1473

    Una evidencia de campo es que en aquellos pocos casos donde se encuentran rocas básicas y ultrabásicas en contacto, como en la quebrada Rodas, la laguna de Guarne y la vereda Perico, entre ambas rocas siempre se encuentran una zona de varias decenas de centímetros de esquistos cloríticos o actinolíticos. En el caso de las rocas de la laguna de Guarne y de la vereda Perico parece tratarse de diques básicos dentro de la dunita, por lo que podrían atribuirse los esquistos a efectos metasomáticos del dique sobre la dunita. Pero en el caso de la quebrada Rodas más probablemente se trata de contactos tectónicos entre las dos unidades. Aquí, aceptando posibles efectos metasomáticos, se podría pensar en mezclas tectónicas de las dos rocas que hayan dado lugar a los esquistos.

    En definitiva, si las rocas cloríticoactinolíticas se formaron a partir de las dunitas, sería necesario un fuerte proceso metasomático que adicionó calcio y aluminio, siendo difícil de entender cómo este proceso tuvo lugar en cuerpos tabulares con límites tan tajantes con las rocas encajantes. Si fuera a partir de las básicas, el proceso metasomático debió retirar algunos elementos como Na y K, además de retirar parte del Ca en los esquistos muy ricos en clorita. Por el momento no se puede afirmar nada muy rotundamente sobre el origen preciso de estas rocas, a no ser que siempre aparecen asociadas con las Anfibolitas de La EspaderaChupadero.

  • Intercalación de rocas ultrabásicas dentro de anfibolitas y viceversa

    Aunque poco conocidas, en las anfibolitas de esta unidad se presentan intercalaciones de cuerpos serpentínicos. En la quebrada Rodas se encuentra la anfibolita (JJ1427) encima de una dunita tremolítica serpentinizada, habiéndose formado una zona de unos dos metros de espesor de esquistos cloríticos y actinolíticos entre las dos rocas. Aquí la roca ultrabásica tiene varios metros de espesor pero la base no está expuesta. También en la zona de la quebrada La Aguada una intercalación de varios metros de serpentinita dentro de las anfibolitas fue observada (Giraldo y Sánchez, 2004).En ambas situaciones las intercalaciones se encuentran unas decenas de metros debajo del contacto principal de la dunita sobre las anfibolitas.Una intercalación inversa fue observada en la zona de Perico. Allí, dentro de la dunita se encuentra un cuerpo de anfibolita (JJ1294B) de un metro de espesor y de nuevo se forman esquistos cloríticos entre las dos rocas. La anfibolita presenta una excelente orientación linear de las hornblendas (pargasita, ver Tabla 5a). También en la laguna de Guarne (ver Figura 1) se encontró una intercalación de una hornblenditita de unos 15 cm de ancho, concordante con la foliación de la dunita y rodeada a ambos lados por esquistos cloríticos. La hornblenditita presenta buena esquistosidad SL marcada por los cristales de una hornblenda verde levemente azulosa; también se encuentran pequeños lentes envueltos por la esquistosidad formados por agregados de epidota y esfena. El análisis químico de esta muestra se presenta en la Tabla 3 (muestra JJ1473). Es probable que estas anfibolitas y hornblendititas representen diques o silos de rocas básicas y ultrabásicas intruídos dentro de la dunita y los cuales fueron afectados por un metamorfismo dinamotérmico en facies anfibolita, el cual debió afectar también a la dunita, aunque tal vez por su mineralogía ese metamorfismo no sea muy visible. El diagrama multielementos de estas muestras se presenta en la Figura 5d.

    Tabla 5a. Análisis por microsonda de algunos anfíboles de rocas de las unidades estudiadas.

    Determinación por Ana María Correa en la Universidad de Brasilia (com. escrita 2003).
    Tabla 5b. Análisis por microsonda de plagioclasas, mica, olivino y circón. Ab: albita; An: anortita; Or = ortoclasa; Ms: moscovita, Pg: paragonita, Mrg: margarita, Fo: forsterita, Fa: fayalita; MO: monticellita; LI liebenbergita, TE: tefroita. Determinación por Ana María Correa en la Universidad de Brasilia (com. escrita 2003).

    3.2. 3. Metabasitas de Boquerón

    Estas rocas afloran exclusivamente en la parte occidental del Valle de Aburrá, en cercanías del Alto de Boquerón; además forman extensos depósitos de pendiente en la zona de Robledo. De acuerdo con Correa y Martens (2000), químicamente son muy parecidas a las de Santa Elena (Medellín), aunque microestructuralmente algunas de ellas son algo miloníticas y conservan textura gabroica reliquia por lo que se pueden denominar metagabros; otras, especialmente en la parte alta cerca a Boquerón, presentan bandeo y esquistosidad notorios y son verdaderas anfibolitas.

    Mineralógicamente son poco complicadas, con presencia de hornblenda, plagioclasa y esfena; es notoria la ausencia de diópsido. En este trabajo dichas rocas no fueron estudiadas en detalle; una buena descripción de ellas se encuentra en Correa y Martens (2000). Como se verá más adelante, se analizaron químicamente dos muestras de esta unidad y los resultados permiten considerar tentativamente a esta unidad como entidad litoquímica independiente ya que en sus diagramas multielementos presentan características algo diferentes a las demás; adicionalmente se encontró que una de las dos muestras correspondiente a un metagabro (JJ1459) que presenta más parecido en su aspecto mesoscópico con los Metagabros de El Picacho que con las Anfibolitas de Santa Elena, mientras que la otra, una anfibolita algo esquistosa (JJ1460) se asemeja a las de Santa Elena, sin ser idéntica. La deformación que presentan los bloques hallados en depósitos de vertiente tiene alguna semejanza con la de El Picacho y se considera probable que hayan sufrido la misma deformación. Por las consideraciones anteriores, las rocas de Boquerón se incluyen provisionalmente dentro de lasMetabasitas de El Picacho y se discutirán conjuntamente con éstas en la sección de petroquímica.

    3.3. Granito Milonítico de La Iguaná

    Esta roca se presenta en afloramientos limitados en algunos sectores aledaños a la quebrada La Iguaná. Hace algunos años los más extensos afloramientos de esta roca se encontraban principalmente en el pequeño cerro localizado entre la Carrera 80 y el Cerro El Volador, frente a la Facultad de Minas, pero el material ha sido gradualmente extraído para fabricar bloques de prefabricados y ya sus afloramientos allí son bastante restringidos. La unidad fue descrita inicialmente por Restrepo y Toussaint (1984) como un gneis posiblemente correlacionable con el Gneis de Caldas de edad devónica, pero diversas observaciones han mostrado que es una roca de origen milonítico (Ordóñez, 2001). En afloramiento presenta una lineación muy marcada, definida especialmente por biotita y epidota. En la cantera de Indural, sector de San Germán, la lineación tiene una dirección muy constante N 5º W. La roca está compuesto por cuarzo, plagioclasa, ortoclasa pertítica, epidota, biotita y pequeñas cantidades de hornblenda verdosa; los porfidoclastos son de ortoclasa pertítica y plagioclasa, los cuales están rodeados por epidotas y biotita verdusca. Aparecen bandas lenticulares de cuarzo posteriores a la deformación fuerte. Debido a la recristalización considerable de la matriz a un mosaico de cuarzo y feldespatos, la roca debe clasificarse como una blastomilonita. El protolito correspondería a granito o granodiorita leucocrático dependiendo de la relación de feldespatos, la cual es difícil de obtener en las zonas milonitizadas. Con base en el análisis químico que se muestra en la Tabla 3, la roca se clasifica como un granito en el diagrama TAS de Middleton, 1994 (Figura 7b) o en el límite granitogranodiorita en el diagrama R1R2 de De La Roche et al., 1980, (ver Figura 7c), aunque hay que tener precaución con estas clasificaciones ya que según Correa et al. (2005) la roca ha sufrido varios tipos de alteraciones hidrotermales que podrían haber cambiado la composición química inicial.

    a. Diagrama AFM con los campos indicados por Irvine y Baragar (1971).TAS (Middlemost 1994)b. Diagrama TAS de Middlemost, 1994,c. Diagrama R1R2 de De la Roche et al., 1980




    Figura 7. Diagramas AFM, TAS y R1R2 para las rocas estudiadas

    La roca se encuentra cortada por diques básicos menores de dos metros de espesor, los cuales no presentan la deformación milonítica. De otro lado, Montoya (1987) describe intercalaciones de anfibolitas dentro de ellas; infortunadamente no fue posible hacer secciones delgadas de este material por su avanzada meteorización y pudiera tratarse de los diques básicos muy meteorizados. Rendón (1999) considera que el granito intruye anfibolitas, las cuales por su posición serían los Metagabros de El Picacho, aunque no hay detalles sobre esta afirmación. En el caso de observarse un contacto, sería muy importante observar si realmente el contacto es intrusivo o si se trata de una intercalación tectónica, teniendo en cuenta las intensas  deformaciones que tienen ambos tipos de rocas.

    La característica más notoria del cuerpo es su microestructura milonítica con formación de una lineación de estiramiento en el cual se concentran las biotitas y las epidotas.

    La microestructura que presenta y la cercanía a las anfibolitas del Cerro El Volador permite plantear que es una roca que se deformó al mismo tiempo que las anfibolitas de La EspaderaChupadero y los metagabros de El Picacho. Sin embargo el análisis estructural de la deformación indica una dirección del movimiento del techo hacia el S 85º E, lo cual difiere 65º del movimiento observado en las Anfibolitas de La EspaderaChupadero. Aunque J.J. Estrada (1995) indica rotaciones horizontales hasta de 35º en los pórfidos andesíticos y dacíticos miocenos de la zona de Irra, allí se trata de movimientos en el sistema de fallas de Romeral. Parece difícil que dentro del Valle de Aburrá hayan ocurrido rotaciones tan grandes, aunque no se pueden descartar totalmente.

    Correa et al., 2005, obtuvieron por U-Pb en circones edades de 211, 250, 375 y 1241 Ma en los núcleos y de 179.8 ± 1 Ma en los bordes, siendo considerado esta última como la edad ígnea y las demás como heredadas. Aunque la presencia de circones heredados antiguos es una indicación de contaminación cortical, los valores de 87Sr/86Sr son bastante bajos e indican un origen principalmente proveniente del manto (Ordóñez, 2001; Correa et al., 2005); así, de tres valores determinados, aun sin corrección de edad, el más alto es de 0.70386. El contenido bajo de Rb (34 ppm) y alto de Sr (1776 ppm) (ver muestra JJ1455 en la Tabla 3) para el caso de un granito también apoyan un origen principalmente mantélico. Si realmente este cuerpo está relacionado genéticamente con la unidad de El Picacho, o lo intruye, su edad presenta restricciones importantes. Aceptando que la edad cercana a 180 Ma sea la edad ígnea, la deformación de toda la secuencia, atribuida aquí a un cabalgamiento, tendría que ser posterior a este momento, lo cual parece razonable. Una alternativa es que la edad de 211 Ma encontrada en un circón y considerada como heredada, realmente fuera la edad de intrusión, pues es cercana a los 228 Ma de una metagabropegmatita (ver abajo) y que la edad de 180 correspondiera a la recristalización que acompañó a la milonitización, datándose en este caso el cabalgamiento. Sin más datos no es posible definir este aspecto, aunque parece ser un punto crítico en el entendimiento de la Ofiolita de Aburrá.

    Sin embargo su deformación es innegablemente muy similar a la de los metagabros y debe pensarse que por alguna razón la unidad quedó involucrada en el cabalgamiento, quedando por explicar la gran rotación aparente, si éste fuera su origen. 

    4. ANÁLISIS QUÍMICOS Y AMBIENTES DE FORMACIÓN

    Se hicieron análisis de elementos mayores, menores y trazas a 55 muestras. Estos análisis fueron realizados por Activation Laboratories de Canadá usando los métodos FusICP y Fusas según se indica para cada elemento en la Tabla 3, al igual que sus límites de detección. Básicamente el proceso de análisis consiste en una fusión con mataborato/tetraborato de litio seguido por una ionización por un plasma seguido respectivamente por un análisis por espectrómetro de emisión o un espectrómetro de masas. Descripción de la metodología se puede encontrar en la página web http://www.actlabs.com. Las muestras corresponden a: Anfibolita de Santa Elena: 12, Anfibolitas de La EspaderaChupadero y Metagabros de El Picacho: 26, Anfibolitas de Boquerón: 2, ultrabásicas: 8; esquistos cloríticoactinolíticos: 6 y granito milonítico: 1.Las muestras presentan bastante coherencia interna para cada grupo, aunque los resultados para elementos incompatibles son considerablemente diferentes a los obtenidos previamente por Correa y Martens (2000) y Pereira et al. (2006).Recientemente Giraldo et al., 2007, presentaron algunos diagramas multielementos de rocas básicas de la zona central de Antioquia, incluyendo los de algunas anfibolitas, pero la falta de localización precisa de las muestras y el hecho de que los datos analíticos no hayan sido publicados no permitieron compararlos con los de este trabajo.

    Como control de calidad en cada grupo de muestras analizadas se incluyen varias muestras patrones; estos resultados se pueden consultar en el sitio de Internet Geocities.com/OfiolitaAburra. Igualmente el laboratorio repitió los análisis de tres muestras, los cuales se indican en la Tabla 3. Adicionalmente, se tomó una segunda muestra del bloque de donde se sacó la muestra JJ1440 y se envió para análisis bajo el número JJ1456 ; también de la muestra JJ1232 se envió un duplicado numerado JJ1232PJ. Con estos controles se considera que los resultados son bastante confiables. La composición mineralógica y las coordenadas de estas muestras se indican en la Tabla 4.

    Tabla 4. Tipo de roca, mineralogía y coordenadas de las rocas estudiadas. Las abreviaturas de los minerales son las indicadas por Bucher y Frey (2002)

    Tabla 4. Continuación. Tipo de roca, mineralogía y coordenadas de las rocas estudiadas. Las abreviaturas de los minerales son las indicadas por Bucher y Frey (2002)

    Tabla 4. Continuación. Tipo de roca, mineralogía y coordenadas de las rocas estudiadas. Las abreviaturas de los minerales son las indicadas por Bucher y Frey (2002)

    4.1. Rocas ultrabásicas

    Los valores encontrados para las seis muestras de rocas son en general semejantes entre sí con excepción de la muestra (JJ1321) de la peridotita de Sajonia, la cual presenta valores considerablemente más altos que los de las demás y para la mayoría de los elementos incompatibles aun en relación con el manto primitivo, llegando a ser la concentración 10 veces más que la de éste. Por esta razón es posible que este cuerpo sea diferente a los demás en cuanto a su origen y aun su edad.

    La representación de diagramas multielementos para estas rocas no es posible pues la mayoría de los elementos incompatibles están por debajo de los límites de detección; en aquellos casos en los cuales éstos están por encima de los límites de detección éstos son de un 20 a un 50% de los valores del manto primitivo indicados por Sun y McDonough, 1989. Estas observaciones confirman que las rocas ultrabásicas han sufrido probablemente varios episodios de fusión parcial que han extraído la mayoría de los elementos incompatibles.

    Sobre las rocas ultrabásicas y su relación con los esquistos y granofelses cloríticoactinolítico, más arriba se presentaron algunos datos de valores de Cr, Ni y Co (Figura 6) que muestran que algunos de estos esquistos probablemente se derivaron principalmente de las rocas ultrabásicas, aunque con aportes considerables de otros elementos como Ca y Al, tal vez por metasomatismo. En otras de las muestras se encuentra afinidad con las rocas metabásicas más pobres en elementos trazas, en particular la JJ1467.

    4.2. Rocas básicas

    En las Figuras 7 y 8 se presentan algunos de los diagramas discriminantes que permiten clasificar las series e identificar los ambientes de generación. En el diagrama AFM, con los límites de Irvine & Baragar (1971), la totalidad de las muestras de las Anfibolitas de Santa Elena se localizan en el campo toleítico; las rocas de la unidad de El Picacho caen en su mayoría en el campo toleítico pero otra parte lo hace en el campo calcoalcalino, incluyendo las metagabropegmatitas (ver Figura 7a). En el diagrama TAS (Middlemost, 1994) las Anfibolitas de Santa Elena caen en el campo de los basaltos; la muestra JJ1460 de Boquerón lo hace en el campo de las andesitas basálticas; las de la unidad de El Picacho también se ubican predominantemente en el campo de los basaltos, aunque algunas lo hacen en el de las andesitas basálticas y la muestra de la Laguna de Guarne (JJ1473) lo hace en el de las tefritas (Ver Figura 7b). En el diagrama R1R2 de De La Roche et al., 1980, las de Santa Elena se localizan mayormente en los campos de los basaltos y las toleítas, con algunos puntos en andesitas basálticas y picritas, mientras  que las de El Picacho la mayoría lo hacen en el campo de las picritas, otras en el de las toleítas y solo una en el de los basaltos (Figura 7c). De todas maneras, estos resultados hay que mirarlos con precaución ya que durante el metamorfismo algunos de los elementos mayores utilizados en estos diagramas probablemente tuvieron un comportamiento móvil y sus contenidos pueden diferir de los originales.

    En cuanto ambientes de generación, en el diagrama TiV de Shervais (1982) (ver Figura 8a) se puede observar que las Metabasitas de El Picacho bajas en Ti se localizan en su totalidad en el campo de las toleítas de arcos de isla (IAT), mientras que las Metabasitas de El Picacho altas en Ti y las de Santa Elena lo hacen en el campo de la corteza oceánica.Sin embargo, los límites empleados en éste y otros diagramas han sido cuestionados por Vermeesch (2006) por haber sido trazados de manera rectilínea y "a ojo". Este autor propone nuevos límites para algunos diagramas basados en estudios estadísticos. Así, en la figura 8b se presenta el diagrama TiV en escala logarítmica con los nuevos límites; de nuevo todas de las rocas de las Metabasitas de El Picacho bajas en Ti caen en el campo de las toleítas de arco de isla, todas las de Santa Elena lo hacen en el de corteza oceánica, con la excepción de la JJ1350A, la cual se localiza en el campo de basalto de isla oceánica (OIB). De la unidad de El Picacho altas en Ti algunas se localizan en el campo de IAT y otras en el de MORB. En cuanto a las dos muestras de Boquerón, una se localiza en el campo de MORB y la otra en el de IAT; igual situación se presenta para las dos muestras de El Volador. De acuerdo a este criterio, los ambientes de generación serían arco de isla para las rocas de Metabasitas de El Picacho bajas en Ti y como corteza oceánica para las de Santa Elena. En cuanto a las de El Picacho altas en Ti, las tipo La Espadera, Boquerón y El Volador parece que incluyeran tanto rocas generadas en un arco de isla como o en una corteza oceánica.


    Ti ppm
    Figura 8. a Diagrama TiV de Shervais (1982). En este diagrama y los siguientes se usan las abreviaturas de los términos de ambientes tectónicos que se indican a continuación. MORB: midoceanic ridge basalts; NMORB: MORB normal, ni enriquecida ni empobrecida en elementos incompatibles; IAT: island arc tholeiites; OIB: oceanic island basalts; BABB: backarc basin basalts; OCB: oceanic crust basalts; CAB: calcalkaline islandarc basalts; WPT: withinplate tholeiites ; WPA: alkaline withinplate basalts.

    En el diagrama TiZr original de Pearce y Cann, 1973, modificado por Vermeesch (2006) todas las de El Picacho se localizan en el campo de IAT, mientras que la gran mayoría de las de Santa Elena lo hacen en el campo de MORB (Figura 8b y c). En el caso de los diagramas ThHfTaNbZr de Wood, 1980, aunque las rocas de Santa Elena se pueden localizar (Fig. 8 d), para la mayoría de las de El Picacho algunos de los elementos empleados están por debajo del límite de detección y por lo tanto no se pueden graficar. En estos diagramas las muestras de Santa Elena se localizan en el campo de NMORB con la excepción de la JJ1350A, la cual en todos los diagramas cae en el campo de EMORB. En el caso de esta muestra, sus valores tan altos en todos los elementos incompatibles confirman que debe de tratarse de una roca enriquecida respecto a la corteza oceánica normal.


    ln(Ti/10^6-Ti-V)


    Figura 8. b Diagrama TiV de Vermeesch (2006)



    Figura 8. c
    Diagrama TiZr de Pearce y Cann (1973) modificado por Vermeesch (2006)
    Figura 8. d Diagrama ThHfTaNbZr de Wood (1980)

    Para Vermeesch (2005) el diagrama de elementos incompatibles que mejor discrimina los ambientes es el de TiVSm (Figura 8e). En él, todas las de Santa Elena caen en el campo de MORB, menos la JJ1350A que lo hace en el de OIB.De las de El Picacho, la mayoría se localizan en el de IAT, aunque algunas lo hacen en el de MORB. Una situación parecida ocurre en el diagrama TiVSc (Figura 8f). El autor mencionado también define algunas funciones discriminantes multielementos. Una de ella se basa en elementos mayores (SiO2, TiO2, Al2O3,CaO, MgO, MnO, K2O y Na2O); el resultado se indica en la Figura 8g. Otra de las funciones discriminantes lineares se basa en los elementos incompatibles Ti, Y, Zr, y Sr; sus resultados se muestran en la Figura 8h. En ambos diagramas de nuevo todas las de Santa Elena se localizan en el campo de MORB mientras que la mayoría de las de El Picacho lo hacen en el campo del IAT. De éstas, las que se localizan en el campo del MORB corresponden a las muestras de esta unidad con mayores contenidos de TiO2. Parece entonces probable que algunas de las Metabasitas de El Picacho altas en Ti, en particular algunas de las anfibolitas tipo La Espadera, puedan corresponder a una corteza oceánica.

    Figura 8. e Diagrama Ti-V-Sm de Vermeesch (2006)


    Figura 8. f Diagrama Ti-V-Sc de Vermeesch (2006)

    Hay que anotar que en estos diagramas la corteza oceánica viene normalmente expresada como MORB, pero realmente puede corresponder tanto a corteza oceánica generada en una dorsal medio oceánica (el verdadero MORB) como a corteza generada en zonas de expansión en la cuenca detrás de un arco (BABB). La diferenciación entre los dos ambientes se puede hacer con base en la anomalía negativa de Nb, así como anomalía positiva de los LILE en la corteza de BABB normalizada con respecto a NMORB. Efectivamente, las rocas tipo La Espadera presentan estas características (ver Figura 5c), por lo cual estas rocas corresponderían a BABB. En caso de que efectivamente en las anfibolitas de La EspaderaChupadero se presenten tanto basaltos de tipos IAT y BABB asociación muy frecuente, la diferenciación entre los dos puede ser difícil ya que según Hawkins (2003) la geoquímica de elementos trazas de los BABB se extiende desde la de IAT a la de NMORB, con empobrecimientos variables en HFSE en relación con NMORB, en particular Nb y Ta, y enriquecimientos en LILE. No habría un corte fácil entre ambos ambientes.

    En general, las anfibolitas tipo Chupadero presentan semejanzas químicas con los Metagabros de El Picacho bajos en Ti (Correa y Martens, 2000) y atribuidos también a un ambiente de suprazona de subducción (Correa y Nilson, 2003), por lo cual se considera tentativamente que son los equivalentes efusivos de ellos.

    De acuerdo a los diagramas presentados arriba, estas rocas corresponderían a un arco de isla incipiente. Sin embargo, en ninguno de los diagramas citados anteriormente se incluyen las rocas formadas en ambiente de cuenca antearco de afinidad boninítica. Sólo el diagrama CrY, original de Pearce et al., 1981, fue modificado por Hawkins (2003) para incluir el campo de las boninitas aparte del de las de arco de isla; al graficar las muestras de este trabajo se encuentra que las de El Picacho bajas en Ti, que en los diagramas anteriores se localizan en el campo de los IAB aquí lo hacen en el campo de las boninitas (ver Fig 8i). Teniendo en cuenta la definición química de boninita de Le Bas (2000) de SiO2>52%, MgO>8%, TiO2<0.5% se encuentra que hay 8 muestras de El Picacho que cumplen los dos últimos requisitos, aunque el contenido de SiO2 no llega en ninguno de los casos al 52%. Otra de las condiciones asignadas a las boninitas tales como el # Mg > 60 (Crawford, 1989) se cumple para 11 de las17 muestras de rocas de El Picacho bajas en Ti, indicando una considerable fusión del manto que las generó.

    A pesar de los resultados del diagrama CrY, se considera que las Metabasitas de El Picacho bajas en Ti corresponden a un arco de isla incipiente, ya que ninguna de las rocas cumple todas las condiciones que se requieren para ser denominadas boninitas. Además, según las observaciones de J.W. Hawkins, (com. escrita, 2007) en las Marianas y el arco de Palau, el volcanismo muy temprano se inicia con toleitas de arco primitivas, con afinidad con boninitas, pero sin ser iguales a ellas, evolucionando a toleítas de arco de isla que comprenden andesitas basálticas, andesitas y cantidades menores de dacitas, pero sin llegar a un arco maduro de características calcoalcalinas.

    En relación con valores de elementos incompatibles de otras áreas como los de los arcos de Mariana y Tofua del Pacífico occidental (Hawkins, 2003) se observa que los de las Anfibolitas tipo Chupadero son por lo general más bajos, tal vez debido a que el manto del cual se derivaron era ya un manto empobrecido. Es probable que la dunita sea el residuo final de este magma teniendo en cuenta que también se encuentra empobrecida en elementos incompatibles.

    Para definir la naturaleza de las cortezas oceánicas es conveniente observar también los diagramas multielementos  normalizados con respecto a NMORB según los datos de Sun & McDonough (1989) (ver Figura 5).

    Las Anfibolitas de Santa Elena se acercan bastante a una composición de NMORB con  excepción de la muestra JJ1350A que presenta valores altos en algunos elementos incompatibles, especialmente Ti y P, indicando semejanza con una corteza enriquecida tipo EMORB. Sin embargo algunas muestras (JJ1461 y JJ1465) presentan anomalía negativa de Nb y positiva para algunos elementos litófilos de ión grande (LILE) como Rb y Ba. En esta situación cabrían dos interpretaciones: o en las Anfibolitas de Santa Elena se presentan tanto cortezas tipo MORB como BABB, o algunas de las muestras asignadas a las Anfibolitas de Santa Elena, como las dos mencionadas, realmente pertenecen a la unidad de El Picacho, ya que en algunos casos puede ser difícil diferenciarlas. De otro lado, en el índice de elementos trazas incompatibles (IETI) que se discutirá a continuación y que está indicado en la Tabla 6, estas dos muestras están en el rango de las Anfibolitas de Santa Elena y en particular la JJ1465, la más occidental de las analizadas de esta unidad, presenta un valor muy alto para este índice, por lo cual la primera interpretación parece más factible.

    Para las Metabasitas de El Picacho se hace necesario presentar sus diagramas multielementos en varias figuras separadas debido a la diversidad de rocas y el gran número de muestras.

    Tabla 6. Índice de elementos trazas incompatibles en rocas metabásicas

    4.3. Pegmatitas

    Dos de las muestras de pegmatitas muestran valores muy altos en algunos elementos tales como La, Ce, Pb, Pr, Sr, Zr y Hf, mientras que son bajas en elementos tales como Ti y las tierras raras entre Gd y Lu. La otra pegmatita no muestra los enriquecimientos indicados sino que se asemeja a las demás rocas de El Picacho (Figura 5e).

    Metabasitas bajas en Ti. En el diagrama se observa que presentan semejanzas con las IAT descritas por Hawkins (2003). Así, las rocas son más pobres en elementos entre Sm y Lu que la corteza normal y además tienen patrones relativamente planos. Presentan anomalías negativas en Nb, Zr, Hf, P, La, Ce y Pr y positivas para los LILE tales como Cs, Rb, Ba, U y K. La anomalía negativa de Nb (en la mayoría de las muestras está por debajo del límite de detección de 1 ppm) y la positiva en LILE, en especial de Ba, son características de un ambiente de supra zona de subducción, coincidiendo con lo planteado por Correa y Nilson (2003).

    Para las metabasitas altas en Ti se observa que son más ricas en elementos incompatibles que las bajas en Ti, asemejándose a una corteza oceánica, aunque siempre con anomalía negativa de Nb. (Figura 5c).

    Si se observan los valores de elementos incompatibles de las Metabasitas de El Picacho, las Metabasitas de Boquerón, las anfibolitas de El Volador y las Anfibolitas de Santa Elena se puede deducir que el contenido de elementos incompatibles aumenta en este sentido: Metabasitas de El Picacho bajas en Ti, Metabasitas de El Picacho altas en Ti y Anfibolitas de Santa Elena, con situaciones particulares para El Volador y Boquerón, los cuales se discutirán más adelante. Este enriquecimiento se puede ver en un sencillo diagrama de dos elementos trazas, como por ej. EuSm (ver Figura 8j). Para de alguna manera lograr "promediar" los valores de varios elementos trazas incompatibles, se procedió a multiplicar entre sí los valores en ppm de varios elementos; se tomaron Sm, Eu, Gd, Tb, Ho, Er, Tm, Yb, Lu y Hf, aunque si se tomaran otros elementos el resultado no sería muy diferente. Este valor se indica como índice de elementos trazas incompatibles (IETI) en la Tabla 6. Con este índice se logra una clara diferenciación entre las unidades. Así, el índice da un rango para las rocas de El Picacho bajas en TiO2 de 0,00 a 1,54; en las de El Picacho altas en TiO2 entre 6,57 y 82,75, mientras que en las de Santa Elena varían entre 126,08 y 67.748,81. Para las de El Volador y Boquerón, teniendo en cuenta estos valores, una de las de El Volador cae en el rango de las de El Picacho bajas en Ti y la otra en el de las de El Picacho altas en Ti. De las de Boquerón, una cae en el rango de El Picacho bajo en Ti y la otra en el de las de Santa Elena.


    Figura 8. j Diagrama Sm-Eu

    Otro indicativo del origen de estas rocas lo puede dar el análisis de isótopos de Nd. Correa y Martens (2000) presentan algunos análisis de anfibolitas. En una muestra de metagabro de El Picacho (muestra CMK028) el epsilon de Nd, recalculado para una edad de 230 Ma da un valor de 8.25 correspondiente a una roca derivada del manto. De otro lado, si se recalculan para esa misma edad las muestras de la unidad de Santa Elena, se obtienen valores entre 8.87 y 9.33. El recálculo de la muestra CMK042 de la unidad de Boquerón da un valor de 9.50. Todos estos valores corresponden a rocas derivadas del manto.

    Teniendo en cuenta las características anteriores, se asignan los protolitos de las rocas de El Picacho bajas en Ti a magmas de un ambiente de arco de isla inmaduro o incipiente (IAT), o tal vez a una cuenca antearco, derivados de un manto empobrecido en elementos incompatibles.

    Las rocas de El Picacho altas en Ti conservan los rasgos generales anotados para las bajas en Ti pero algunas como las JJ1300, 1347, 1391, 1463 y 1464 presentan para las tierras raras un patrón muy plano y muy cercano al de NMORB, con anomalía negativa para Nb y positiva para los LILE. Las evidencias de este diagrama, así como algunos de los discutidos previamente hacen factible que aquellas muestras con TiO2 superior a 0,9% puedan corresponder a una corteza oceánica generada en una cuenca retroarco (BABB). La presencia de basaltos de arco de isla junto con corteza de cuenca retroarco es típica de ambientes supra zona de subducción.

    De otro lado, la mayoría de las Anfibolitas de Santa Elena se interpretan como una corteza medio oceánica con características de NMORB, aunque la muestra JJ1350A, como se indicó atrás, se localiza en algunos diagramas en el campo EMORB, existiendo también la posibilidad de que algunas sean más bien BABB. Es interesante resaltar que la muestra JJ1350A presenta el mayor contenido de TiO2 (3.33%) de todas las anfibolitas de esta unidad que hayan sido analizadas hasta el momento (J. Álvarez, 1987; Restrepo, 1986; Correa y Martens, 2000;  Pereira et al., 2006; Rodríguez et al., 2005). Debido a que en este trabajo no se analizaron muestras de El Retiro, no se puede hacer una comparación entre esta muestra y aquellas, definidas por Correa y Martens (2000) como más altas en TiO2 que las de Santa Elena (Medellín). Una posibilidad es que dentro de las de Santa Elena ocurran rocas con valores altos de TiO2 comparables en su origen a las de El Retiro, sin éstas ser necesariamente una unidad aparte y físicamente separadas de las de Santa Elena.

    Para la dunita, se cuenta con la conclusión de Correa y Nilson (2003) de que los componentes de la Ofiolita de Aburrá se habrían formado en un ambiente Supra Zona de Subducción, basados principalmente en la presencia de los depósitos podiformes de cromita dentro de la dunita. En este sentido se puede mencionar que en el cuerpo ultrabásico de Sajonia se encontró la presencia de flogopita junto con olivino y enstatita; así mismo, en el cuerpo de Media Luna se encuentra un mineral que parece ser vermiculita, probablemente derivado también de flogopita. La presencia de minerales hidratados en cuerpos ultrabásicos solamente se conoce en ofiolitas de tipo supra zona de subducción pero no se presentan en ofiolitas de dorsal oceánica (Hawkins, 2003).

    Con los ambientes definidos arriba tendríamos entonces una corteza oceánica de cuenca retroarco formada por los protolitos de las anfibolitas tipo La Espadera. Sobre esta corteza se habría formado un arco de islas toleítico compuesto por los protolitos de los metagabros de El Picacho y su cubierta volcánica representada por las anfibolitas tipo Chupadero.

    En cuanto a la dunita de Medellín, es claro que corresponde al residuo sólido de un manto ya empobrecido del cual se separaron por fusión parcial magmas básicos en un ambiente de suprazona de subducción, sin que por el momento se pueda precisar si los magmas básicos corresponden a BABB o IAT. Sin embargo, el hecho de que tanto la dunita como las anfibolitas de Chupadero estén muy enpobrecidos en elementos incompatibles podría indicar una relación genética entre ambos.

    5. EDAD DE LA OFIOLITA DE ABURRÁ

    De la muestra UNM2888 de una metagabropegmatita con margarita de la quebrada Seca de Niquía, Bello, se separaron circones de los cuales se dataron siete por el método de espectrometría U-Pb por ionización térmica, obteniéndose una edad concordante entre todos los granos de 228 ± 0.92 Ma que corresponde al límite Triásico Medio a Tardío (Restrepo et al., 2007). Esta edad probablemente refleja el momento en que las últimas etapas del magmatismo del arco incipiente se desarrollaban, aunque no puede descartarse un posible origen de los circones por metasomatismo. La edad de la corteza oceánica sobre la cual se formó (posiblemente protolitos de anfibolitas tipo La Espadera y Boquerón) debe ser más antigua, pero no necesariamente mucho más.

    En el área general de los Andes septentrionales se encuentran algunas dataciones semejantes. Vinasco et al. (2001) dataron por el método Ar-Ar en 224 y 232 Ma una diorita y un gabro del complejo básicoultrabásico de Pueblito, 25 Km. al occidente de Medellín, coincidiendo muy cercanamente la edad. Sin embargo la peridotita de esa unidad también presenta minerales metamórficos como tremolita ("hornblenda incolora" de Grosse, 1926), por lo cual la edad obtenida debería corresponder a ese metamorfismo en facies anfibolita y no a la edad ígnea. El cuerpo de Pueblito está al occidente de la falla San Jerónimo del Sistema Romeral y la Ofiolita de Aburrá al oriente, desconociéndose al momento la relación entre ambas zonas, aunque  podría tratarse de unidades ofiolíticas correlacionables.

    La otra zona donde se encuentran rocas semejantes es en el Grupo Piedras del complejo metamórfico de El Oro, sur de Ecuador. Allí se presenta un metagabro compuesto por hornblenda y plagioclasa que tiene bandeo ígneo reliquia y el cual fue datado por U-Pben circones en 221 +18/16 Ma (Noble et al., 1997). Se abre así la posibilidad de que existan relaciones entre las metabasitas de la zona de Medellín y las del sur de Ecuador. Vale la pena recordar que Feininger (1985) afirmó que las anfibolitas del Grupo Piedras eran muy semejantes a las que se encuentran en Robledo, al occidente de Medellín, o sea las denominadas hoy en día Anfibolitas de Boquerón.

    6. MODELO GEOTECTÓNICO

    La posición del Terreno Tahamí durante la formación de Pangea no se conoce con seguridad, aunque se ha supuesto que el terreno estuvo involucrado en la colisión (Vinasco et al., 2006). Recientemente algunos autores lo localizan frente a Venezuela (Cardona et al., 2006; Vinasco et al., 2006) aunque con esa situación tan al noreste de su posición actual sería difícil de explicar el desplazamiento desde allí hasta su lugar presente. Más probable parece que estuviera situado más al sur, cerca de Ecuador, en el extremo meridional de la zona de colisión y que por movimientos dextrolaterales se haya colocado en su posición actual (Toussaint, 1995).

    De todas maneras, la formación de una cuenca retroarco y un arco incipiente a fines del Triásico no parece ser posible dentro de la zona de colisión ya que en todas las reconstrucciones de Pangea a fines del Triásico todavía no se habían separado los continentes Norte y Suramericanos (por ej. Pindell y Dewey, 1982). Habría que pensar que la cuenca y el arco de Aburrá se formaron en el Pacífico, lejos del Terreno Tahamí, y solo después de que se hubieron separado Norte y Suramérica logró este conjunto oceánico chocar con el Terreno Tahamí y tal vez con lo que actualmente es el sur de Ecuador. Queda la incertidumbre de dónde se formó el Granito De La Iguaná, con su origen principalmente mantélico pero con su contaminación cortical.

    Durante la colisión con el Terreno Tahamí, la ofiolita cabalgó sobre las Anfibolitas de Santa Elena y otras rocas metamórficas del Grupo Ayurá-Montebello. La edad de dicho cabalgamiento no se conoce con precisión, siendo cierto sólo que debió ocurrir entre el Triásico tardío y mediados del Cretáceo, ya que el Gabro de San Diego intruye a la dunita (Giraldo y Sánchez, 2004). Este gabro fue datado en 94 ± 0.39 Ma (U-Pb, circón) por Correa et al., 2006. También cuerpos satélites del Batolito Antioqueño intruyen a la dunita en la región de Las Estancias (Botero, 1963), (ver Fig. 2) y numerosos diques probablemente relacionados con el plutonismo cretáceo cortan a las dunitas, Anfibolitas de Espadera-Chupadero y de Boquerón. Otro limitante de la edad más joven estaría dada por la datación cretacea de un granofels actinolítico intercalado en las anfibolitas de La Espadera-Chupadero de la zona de Rodas a 102 ± 8 Ma (Restrepo y Toussaint, 1976).

    De otro lado, se mencionó arriba que el Gneis milonítico de la Iguaná tiene características de deformación semejantes a la de los Metagabros de El Picacho y que es posible que estuviera involucrado en el cabalgamiento. Si ese fuera el caso, la edad de 180 Ma del borde de los circones datados por Correa et al., 2005, indicaría que la edad máxima de cabalgamiento sería jurásica media a tardía. Así, la obducción debió ocurrir entre unos180 y 100 Ma.

    Martens (2003) con base en el estudio de microestructuras considera que tanto la milonitización del Gneis Augen de Las Palmas, situado en el contacto SW de la dunita, como las crenulaciones que presenta la Anfibolita de Santa Elena en cercanías de la dunita debieron ocurrir después del evento térmico de mediados del Cretaceo (100 Ma) datado por Martens y Dunlap (2003) en las Anfibolitas de Santa Elena y atribuido a la intrusión del Batolito Antioqueño. Dichos efectos dinámicos habrían sido producidos por el cabalgamiento de la Ofiolita.

    Una alternativa a esta hipótesis sería que el evento térmico del Cretáceo medio fuera producido por la obducción, como propusieron inicialmente Restrepo y Toussaint (1974, 1975, 1976) con base en la datación del granofels actinolítico.En una muestra de Boquerón, de las datadas por el método Ar-Ar por Martens y Dunlap (2003), se obtuvo un espectro irregular con edades entre 145 y 100 Ma (inédita, citada en Correa et al., 2005). Mirando en detalle el espectro ( cedido gentilmente por Uwe Martens, com. escrita 2003), se observa que la mayoría de fracciones de argón dan una edad entre 120 y 145 Ma. La fracción de argón más antigua arroja una edad entre 175 y 250 Ma, compatible con la edad de generación de la Ofiolita de Aburrá. Es posible que el cabalgamiento haya ocurrido en ese intervalo y que sean los efectos térmicos de la obducción lo que afectó el contenido de argón. Igualmente, en una muestra de las Anfibolitas de Santa Elena, de la zona de Baldías la mayoría de las fracciones de argón están entre 175 y 150 Ma, con la fracción más antigua entre 280 y 260 Ma. En este caso la edad más antigua la interpretan Martens y Dunlap (2003) como la edad del último metamorfismo que sufrió la Anfibolita de Santa Elena, mientras que se podría pensar que las edades más jóvenes corresponden a perturbaciones del Ar durante el cabalgamiento. Teniendo en cuenta estas edades, es posible que el cabalgamiento haya tenido lugar cerca al límite JurásicoCretaceo. En el Complejo El Oro del sur de Ecuador también se ha considerado una edad jurásica más tardía a cretácea temprana para la acreción de rocas básicas (Bosch et al., 2002), por lo cual podría tratarse de eventos relacionados.

    De otro lado, varios autores (p. ej. Nicolas y Boudier, 2003; Dewey, 2003) sostienen que el tiempo entre la formación de una ofiolita y su obducción es de pocos millones de años, respectivamente menor de 2 Ma o de 10 Ma. Si en la Ofiolita de Aburrá hubiera ocurrido esta situación, la obducción debería haber ocurrido antes de terminar el Triásico. Igualmente, según dichos modelos, la ofiolita se debió de haber formado relativamente cerca del Terreno Tahamí para poder haber obducido rápidamente. Sobre este punto específico habrá que esperar nuevas dataciones, aunque no deja de sorprender la cercanía del evento tectomagmático detectado por Vinasco et al. (2001) y una posible edad triásica de obducción.

    7. EMPLAZAMIENTO TECTÓNICO DE LA SECUENCIA BÁSICAULTRABÁSICA

    El cabalgamiento de la dunita propuesta por Restrepo y Toussaint (1974) ha sido aceptado por la mayoría de geólogos (por ej., Álvarez, 1987; González, 2001), aunque algunos como Kammer (1991) consideran que se emplazó por un movimiento vertical, el cual no logra explicar satisfactoriamente. En la hipótesis inicial de Restrepo y Toussaint (1974), la dunita habría cabalgado sobre las anfibolitas del Grupo AyuráMontebello, aquí llamadas de Santa Elena, pero como se ha explicado arriba, las anfibolitas que subyacen a la dunita corresponden a anfibolitas diferentes a las de Santa Elena, tanto en su geoquímica como en su edad. Dichas rocas presentan semejanzas con las suelas metamórficas (metamorphic soles) que se encuentran debajo de las rocas ultrabásicas cabalgadas las cuales fueron descritas por primera vez por Williams y Smyth (1973). Sin embargo presentan algunas diferencias. En las suelas típicas hay una gradación desde la facies anfibolita, o aun granulita, cerca al contacto, hasta rocas en facies esquisto verde o no metamorfoseadas en la base de la secuencia. En nuestro caso toda la secuencia recristalizó en facies anfibolita. Tampoco se han encontrado rocas no metamorfoseadas, ya que aunque algunos metagabros no tienen microestructura foliada sí presentan todos ellos una mineralogía metamórfica. En cuanto el espesor de la suela, en el caso descrito por Williams y Smyth (1971) se mencionan 300 metros, llegándose a un máximo de 500 metros en otros casos (Coleman, 1977 b). En la zona de la quebrada Santa Elena el espesor expuesto de la suela es mínimo de unos 300 metros.

    Pero si se tiene en cuenta que las rocas metabásicas de El Picacho probablemente son los equivalentes gruesogranulares de las anfibolitas tipo Chupadero, habría la posibilidad de que la suela alcance un espesor considerable, aunque no cuantificable por el momento.

    Dicho cabalgamiento estuvo acompañado por un metamorfismo dinamotérmico en la base de la dunita, convirtiendo las metabasitas en anfibolitas, estando representadas allí tanto ambientes de IAT como BABB. La dunita sufrió recristalización metamórfica en facies anfibolita durante este evento probablemente debido al calor mantélico residual que conservaba, así como por la entrada de agua desde las rocas subyacentes como lo indica la presencia de minerales hidratados como anfíboles y cloritas dentro de la dunita. Este tipo de metamorfismo ha sido denominado de placa caliente (hot slab según Smulikowski et al., 2007)

    La deformación que debió sufrir la dunita durante el cabalgamiento no es fácilmente observable, aunque las intercalaciones de anfibolitas y hornblenditas foliadas indican que ella también tuvo que estar sometida a deformación.Es de anotar que el origen probable del calor que produjo el metamorfismo es la misma dunita que se encontraba a temperaturas mantélicas del orden de los 700 a 1000 grados centígrados. De otro lado, las rocas que conservan texturas ígneas reliquias, o sea las anfibolitas de Boquerón y los metagabros de El Picacho sufrieron algunas deformaciones variables pero en todos los casos sufrieron recristalización en facies anfibolita. Aunque Correa y Martens (2000) consideran que el metamorfismo que afectó a las rocas de El Picacho fue de carácter hidrotermal, aquí se considera que la fuente de calor provino principalmente del emplazamiento a alta temperatura de la dunita.

    El área original de la obducción probablemente cubrió gran parte o la totalidad de las Anfibolitas de Santa Elena, como lo muestra la presencia de pequeños afloramientos de rocas ultrabásicas en varias partes, como se discutió antes, en el caso de que todos estos cuerpos pertenezcan a la Ofiolita de Aburrá. Sin embargo, es innegable que hoy en día el contacto del cuerpo principal ocurre con las Anfibolitas de Santa Elena a lo largo del rasgo que fue denominado Falla de Rodas (Toussaint y Restrepo, 1984). La naturaleza de este rasgo ha sido objeto de discusión. Para dichos autores, se trataba de una falla vertical que separaba a las dunitas de las anfibolitas, pudiendo ser parte del Sistema Romeral. De otro lado, Restrepo (2005) opina que la falla de Rodas es la expresión del contacto subhorizontal entre la superficie de cabalgamiento de la dunita y su suela metamórfica con las anfibolitas de Santa Elena subyacentes. Una opinión similar es la de Rodríguez et al. (2005) quienes consideran que corresponde a la base cabalgada de la dunita sobre las anfibolitas que aquí se definen como la suela metamórfica; además, según dichos autores esta falla también afloraría en el lado occidental de la dunita, correspondiendo a la falla que Toussaint y Restrepo (1984) denominaron de Manrique. En este trabajo en el sector de Rodas no se observó una falla precisa sino un cambio abrupto de las anfibolitas de La EspaderaChupadero a las Anfibolitas de Santa Elena, con presencia de numerosos bloques rodados de esquistos cloríticoactinolíticos en ese sector. En la zona están ausentes características de fallas frágiles y tampoco se han observado milonitas. Un factor que hace pensar que el contacto tectónico original se encuentra allí es la gran cantidad de pliegues centimétricos que se observan en la anfibolita y los cuales según Martens (2003) se habrían producido durante el cabalgamiento. En este sentido, vale la pena anotar que en el camino que baja por la margen derecha de la quebrada Rodas, unas decenas de metros arriba de la doble calzada a Guarne, se tomaron dos muestras contiguas de anfibolitas microplegadas de aspecto muy semejante (JJ1228 y 1229) pero de acuerdo con los análisis químico una de ellas corresponde a una anfibolita del tipo La EspaderaChupadero mientras que la otra corresponde a las de Santa Elena, por lo que allí podría estar el contacto cabalgado.

    En el sector de la laguna de Guarne (Figura 1) el contacto de la dunita con anfibolitas meteorizadas, parte del rasgo tectónico de Rodas, está marcado por una zona de unos 10 metros de esquistos cloríticoactinolíticos que buzan hacia  el occidente, aunque la profunda meteorización impide definir las características de dichas anfibolitas. La presencia de los esquistos en la zona de contacto parece apoyar que se trata del contacto de cabalgamiento.

    De otro lado, el hecho de que el rasgo tectónico de Rodas sea más o menos rectilíneo y que siga una dirección durante todo su recorrido de aproximadamente N 25º W, semejante a la de otras fallas de la zona como las del río Chico y varias del sistema Romeral, podría favorecer la hipótesis de una falla de ángulo alto posterior al cabalgamiento. En el borde oriental del bloque meridional Giraldo y Sánchez (2004) denominaron este rasgo tectónico como falla Perico.

    Otro aspecto que se debe anotar es que debajo de la falla del contacto dunitasuela metamórfica debe haber otros cabalgamientos secundarios, como lo muestran las intercalaciones de ultrabasitas, esquistos cloríticoactinolíticos y los diferentes tipos de anfibolitas. En este sentido, el plano principal de cabalgamiento de la secuencia ofiolítica sobre el basamento metamórfico sería una falla tanto o más importante que la del contacto dunitasuela, a pesar de que aparentemente no aflore ni haya sido observada aún. También hay que destacar que el metamorfismo dinamotérmico que afectó a la suela metamórfica debe de haber "cicatrizado" estas fallas, por lo cual allí no se observarían los rasgos normales de una falla.

    8. ESTRUCTURAS POSTOBDUCCIÓN QUE AFECTAN A LA OFIOLITA DE ABURRÁ

    Para el lado occidental del cuerpo principal de la dunita Toussaint y Restrepo (1984) propusieron la presencia de una falla a la cual llamaron de Manrique. Realmente parece probable que en el flanco oriental del valle, en la zona de la Comuna Nororiental, ocurran varias fallas que han afectado a la dunita, tal como propone Rendón (1999). Teniendo en cuenta que al occidente de esta zona ya no aflora la dunita sino otros componentes de la ofiolita, tales como los metagabros de El Picacho y Boquerón, los cuales probablemente se encontraban debajo de la dunita y de las anfibolitas de La EspaderaChupadero, debe haber un desplazamiento vertical de varios centenares de metros, con el bloque occidental levantado.

    De otro lado, también se encuentran algunas fallas que cortan oblicuamente al cuerpo de dunita. Se ha propuesto una falla llamada de La Aguadita (Bernal y Jaramillo, 1985; Rendón, 1999; Giraldo y Sánchez, 2004), la cual cortaría en sentido N 40º W a la falla de Rodas en cercanías de la quebrada Santa Elena, marcando el contacto entre la Ofiolita de Aburrá y las Anfibolitas de Santa Elena. A pesar de que en campo no ha sido posible observar dicha falla, el cambio abrupto entre una y otra unidad debe estar marcado por una falla. Adicionalmente, en la quebrada Santa Elena se observó una importante falla a unos 200 metros más al occidente, la cual no había sido descrita previamente. Esta falla presenta buenos afloramientos en la margen izquierda de la quebrada Santa Elena y presenta una zona de milonitas de varias decenas de metros de ancho y con dirección N 20º W/ 60º E; el último movimiento que se detecta para el bloque oriental es con dirección N 30º W/35º N, o sea que tiene un componente de rumbo sinistral importante. Además de las milonitas, se presenta una pequeña zona de salbanda en medio de la milonita. A ambos lados de la falla las rocas parecen corresponder a la unidad de Anfibolitas de EspaderaChupadero, incluyendo unas metapelitas con sillimanita semejantes a las observadas en la quebrada La Espadera. El carácter milonítico muestra que es una falla que se formó a profundidades superiores a 10 Km, mientras que la salbanda indica que fue reactivada posteriormente cuando ya la roca se encontraba en el ambiente frágil. Llama la atención que la falla por sus características tales como presencia de milonitas, dirección y buzamiento de la falla y sentido de movimiento sea muy semejante a las del sistema Romeral.

    En principio se considera que esta falla es un ramal de la falla La Aguadita. Bernal y Jaramillo, 1985, afirman que al norte de la quebrada Santa Elena la falla ha sido borrada por la intrusión de un cuerpo satélite del Batolito Antioqueño, aquí denominado Stock tonalítico de Media Luna. Esta posibilidad parece confirmarse por la presencia de diques de este magmatismo que siguen una dirección aproximada NW. Por estas razones se considera que es una falla antigua, pre Cretáceo Tardío, aunque con removilizaciones posteriores.

    En la Figura 2 también se muestra el contacto NE de la dunita con las anfibolitas de Santa Elena marcado por una falla con dirección N 60º E. Aunque la zona en donde se presenta dicha falla no fue visitado en campo, en las fotografías aéreas se nota un fuerte alineamiento dentro de la dunita a lo largo de la quebrada La Castro y que coincide con este contacto. Al sur del área que se muestra en dicha figura, esta falla parece continuar (Figura 1) como falla La Pastora (Bernal y Jaramillo, 1985) y ya en la zona de El Poblado continuaría como una falla dúctil que fue denominada falla de La Cuenca (Giraldo y Sánchez, 2004). Según estas últimas autoras, la falla milonitiza rocas básicas que parecen pertenecer al Stock de San Diego, por lo cual la deformación debió tener lugar en el Cretáceo tardío o después. Para Bernal y Jaramillo (1985) sería una falla joven relacionada con la apertura tectónica del Valle de Aburrá, pero tal vez se trate de una reactivación tardía, ya que la presencia de milonitas indica que se trata de una falla más antigua.  

    Fallas frágiles también han sido observado en la dunita. Sobre el antiguo camino de herradura Medellín-Rionegro se ha observado la presencia de brechas de dunita, lo mismo que en la parte alta de la quebrada La Espadera donde el contacto dunitaanfibolita está marcado por una falla frágil; algunas de estas fallas frágiles se han representado en la Figura 2.También se infiere una falla de dirección aproximada EW en cercanías de la quebrada Santa Elena ya que si el contacto cabalgado dunitaanfibolitas de La EspaderaChupadero es aproximadamente subhorizontal y estuvo a la misma altura en ambas márgenes de la quebrada Santa Elena, debe existir un desplazamiento vertical puesto que en el sector de la Puerta del Filo, lado norte de la quebrada, se encuentra un pequeño cuerpo de dunita, no cartografiado previamente, a una altura de 1900 m.s.n.m., mientras que en el lado sur de la quebrada la dunita está por encima de 2.100 m.s.n.m., indicando un desplazamiento vertical de al menos unos 200 metros, con el bloque norte descendido. Adicionalmente, en el cuerpo de dunita, en el sector de los Hogares Claret (Ver Figura 2), a una altura de unos 2.000 m.s.n.m. se observan superficies suaves que se asemejan a la topografía que se desarrolla sobre la superficie de erosión que se encuentra a unos 2.500 a 2.600 m.s.n.m. Si realmente esta superficie hizo parte de la superficie de erosión, implicaría un descenso vertical del bloque de unos 500 a 600 metros en tiempos recientes, tal vez relacionado con la apertura tectónica del Valle de Aburrá (Hermelin, 1983; Rendón, 1999) y posterior a la formación de la última superficie de erosión considerada de una edad de alrededor de 6 Ma (Toro et al., 2003). Por sus implicaciones sobre la formación del valle de Aburrá vale la pena que en el futuro se estudie este aspecto de la zona.

    9. CONCLUSIONES

    1) La Ofiolita de Aburrá se formó durante el Triásico, probablemente en el Pacífico, y posteriormente fue abducida sobre la margen occidental del Terreno Tahamí. Este cabalgamiento ocurrió entre el Triásico Tardío y el Cretáceo Temprano, considerándose más probable la primera edad.

    2) El basamento sobre el cual cabalgó la Ofiolita de Aburrá está formado por rocas metamórficas de medio a alto grado del Grupo AyuráMontebello compuestas por esquistos moscovíticos, gneises biotíticos, migmatitas, granulitas y las Anfibolitas de Santa Elena, las cuales son más antiguas que la Ofiolita de Aburrá.

    3) Dicha ofiolita estaría compuesta por la Dunita de Medellín, los Metagabros de El Picacho y las aquí denominadas Anfibolitas de La EspaderaChupadero formada por intercalaciones de anfibolitas altas y bajas en Ti. También es probable que los metagabros y anfibolitas de Boquerón hagan parte de esta ofiolita.

    4) Estas anfibolitas parecen corresponder a un arco de isla inmaduro (IAT), bajo en Ti, desarrollado encima de una corteza oceánica de cuenca retroarco (BABB), alta en Ti, mientras que la Dunita de Medellín correspondería al residuo refractario de una peridotita que fundió parcialmente para generar algunas de las anteriores rocas básicas. El bajo contenido de elementos incompatibles de la dunita probablemente refleja episodios anteriores de fusión parcial. En términos generales, todo el conjunto corresponde a un ambiente de supra zona de subducción.

    5) Debajo de la dunita y a consecuencia del cabalgamiento se formó una suela metamórfica compuesta por las Anfibolitas de La EspaderaChupadero. Es probable que estas anfibolitas correspondan en gran parte a protolitos efusivos equivalentes a los gabros que se convirtieron en los Metagabros de El Picacho. Dicha suela metamórfica tiene un espesor mínimo de 300 metros. Además de las anfibolitas, presenta intercalaciones de serpentinitas y de esquistos cloríticoactinolíticos, así como escasas intercalaciones metasedimentarias de pelitas y basitas.

    6) Toda la secuencia ofiolítica sufrió una recristalización metamórfica en facies anfibolita durante el cabalgamiento. En las anfibolitas el metamorfismo fue de carácter dinamotérmico, aunque no con extensión regional, mientras que en la dunita el metamorfismo se debió principalmente al influjo de agua. La fuente térmica debió ser el calor residual mantélico que conservaba la dunita al momento de cabalgar. Estas anfibolitas son más jóvenes (triásicas a cretáceas) que las del Grupo AyuráMontebello, que incluye rocas dévónicas y pérmicas.

    AGRADECIMIENTOS

    Ya que esta investigación se desarrolló entre los años 2003 y 2007, han sido muchas las personas que de una u otra manera prestaron su colaboración. A Oswaldo Ordoñez, Ana María Correa y Uwe Martens se les debe la idea inicial de estudiar las anfibolitas de la zona de Medellín; además, con ellos se han tenido muy fructíferas discusiones; igualmente Ana María Correa hizo los análisis de minerales por microsonda. A C.J. Frantz, de la Universidad de Río Grande do Sul, Brasil, por la datación de los circones de Quebrada Seca. A Humberto González por su colaboración con el préstamo y elaboración de algunas secciones delgadas del Ingeominas. A Mauricio Valencia M. por su colaboración en la determinación del sentido de los movimientos tectónicos en muestras de milonitas. Numerosos estudiantes, hoy ya en su mayoría graduados, me acompañaron a campo entre los cuales vale la pena destacar a Luis Fernando Montes, Milton Álvarez, Jaime Cardona, María Isabel Giraldo, Diana Sánchez, Luis Fernando Arredondo y Fabián Paniagua. Por la elaboración de secciones delgadas a Oscar Jaramillo, Jairo Minota y Catalina Londoño. A Jaime Cardona, además por la elaboración de la mayoría de los dibujos.

    En sus inicios el trabajo hizo parte de la investigación"Evolución geotectónica de los Andes Colombianos: metamorfismo, magmatismo y terrenos exóticos" financiado parcialmente por la DIME y actualmente está integrado a las investigaciones del Grupo GEMMA de la Facultad de Minas.

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