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

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.

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

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

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).

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.

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.

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.

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.

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 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.

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.

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.

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 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.

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)

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.

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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.

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.

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.

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.

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.

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.

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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