caracterizaciÓn petrolÓgica y geoquÍmica de la unidad ortoneis, macizo de … · 2017-01-06 ·...

CARACTERIZACIÓN PETROLÓGICA Y GEOQUÍMICA DE LA UNIDAD

ORTONEIS, MACIZO DE SANTANDER, COLOMBIA

CAROLINA JIMÉNEZ TRIANA

Universidad Nacional de Colombia

Facultad de Ciencias, Departamento de Geociencias

Bogotá, Colombia

2016

Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis,

Macizo de Santander, Colombia

Carolina Jiménez Triana

Tesis de investigación presentada como requisito parcial para optar al título de.

Magíster En Ciencias - Geología

Director.

Geólogo PhD. Carlos Augusto Zuluaga Castrillón

Codirector.

Geólogo PhD. Carlos Alberto García Ramírez

Línea de Investigación.

Petrología y Geoquímica

Universidad Nacional de Colombia

Facultad de Ciencias, Departamento de Geociencias

Bogotá, Colombia

2016

A mi mami

Agradecimientos

A mi mami gracias por todo, por enseñarme el valor del esfuerzo y ayudarme a ser más

trabajadora y dedicada. Gracias desde el fondo de mi corazón a mi maravilloso consejero

Jorge, por enseñarme a no rendirme ante nada, además de apoyarme y motivarme en esta

etapa de mi vida.

A mi tutor Carlos Augusto Zuluaga Castrillón, director de esta investigación, por haber

depositado toda su confianza en mí, en el proyecto y por su extraordinario apoyo y

paciencia.

A Carlos García, Geólogo, profesor de la UIS, por su colaboración y tutoría en el proyecto.

El grupo de investigación de COLCIENCIAS “Estructura y evolución geológica del

basamento cristalino del Macizo de Santander, Cordillera Oriental (Colombia)”, sin este

apoyo el proyecto no hubiera sido desarrollado.

Al Servicio Geológico Colombiano SGC, por su valiosa colaboración en la elaboración de

los análisis de Geocronología, especialmente a Cindy Urueña y Sergio Amaya F.

A mis profesores que participaron en mi formación durante la maestría, especialmente al

Profesor Juan Carlos Molano M.

Al Profesor Oscar Mauricio Castellanos por compartir sus conocimientos y amistad en el

desarrollo de este proyecto. Muchas gracias.

A mis amigos, compañeros de estudio, viajes, cursos y trabajos, Juliana, Rubén,

Leonardo, Nicolás, Juan David y Diego cuyas mentes prodigiosas, ayudas, consejos y

simpatía enriquecieron este trabajo e hicieron que fuera más entretenido.

Resumen y Abstract IX

Resumen

Estudios de campo, petrográficos y geoquímicos indican que el Ortoneis de Berlín consiste

en una variación composicional que va de monzogranito a monzodiorita. Las relaciones

de campo y estudios geoquímicos demuestran que todas estas rocas están relacionadas

con un magma que se sometió a cristalización fraccionada. El cuerpo ortoneisico tiene

naturaleza calcoalcalina, peraluminosa y se clasifica como granitoide de tipo S, las

anomalías negativas de Nb y Ti junto con anomalías positivas de Rb, Ba, K, y Pb en los

diagramas spider indican un ambiente de subducción.

En cuanto a la configuración geodinámica, este cuerpo se formó en un ambiente tectónico

de emplazamiento de tipo transicional de arco volcánico, en un evento que ocurrió desde

el cámbrico hasta el silúrico (540-420 Ma), asociado a la orogenia famatiniana.

Palabras clave. Macizo de Santander, Ortoneis, Petrografía, Geoquímica,

Geodinámica, Metamorfismo.

Abstract

Field investigations, petrographic and geochemical data indicate that Berlin Orthogneiss

has a compositional variation ranging from monzogranite to monzodiorita. Field relations

and geochemical studies show that these rocks are associated with a magma subjected to

fractional crystallization. The Orthogneiss has a trend calco-alkaline, peraluminous and is

classified as type S granitoid. Negative anomalies of Nb and Ti with positive anomalies of

Rb, Ba, K, and Pb in the spider diagrams indicate an subduction environment. As for the

geodynamic setting, this body was formed in a tectonic emplacement of transitional type of

volcanic arc, in an event occurred from Cambrian to Silurian (540-420 Ma), associated

with the Famatinian orogeny.

Keywords. Santander massif, Orthogneiss, Petrography, Geochemistry,

Geodynamic, Metamorphism.

Contenido XI

Contenido

Pág.

1. Generalidades ............................................................................................................ 6 1.1 Localización .......................................................................................................... 6 1.2 Marco geológico regional ...................................................................................... 6 1.3 Objetivos ............................................................................................................. 12

1.3.1 Objetivo General ............................................................................................. 12 1.3.2 Objetivos Específicos ...................................................................................... 12

1.4 Metodología ........................................................................................................ 12 1.4.1 Fase preliminar ............................................................................................... 12 1.4.2 Fase de campo ............................................................................................... 12 1.4.3 Fase de laboratorio y análisis de datos ........................................................... 13

2. Descripción petrográfica ......................................................................................... 20 2.1 Meta-Monzogranito ............................................................................................. 21

2.1.1 Meta - Monzogranito con magnetita ................................................................ 23 2.1.2 Neis flaser ....................................................................................................... 25 2.1.3 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita ................................................ 27

2.2 Meta-Granodiorita ............................................................................................... 29 2.3 Meta-Tonalita ...................................................................................................... 31 2.4 Meta-Monzodiorita .............................................................................................. 32

3. Química mineral ....................................................................................................... 34 3.1 Plagioclasa ......................................................................................................... 34 3.2 Biotita .................................................................................................................. 36 3.3 Anfíbol ................................................................................................................. 40 3.4 Piroxeno .............................................................................................................. 42 3.5 Granate ............................................................................................................... 44 3.6 Óxidos de hierro ................................................................................................. 46 3.7 Geotermobarometría .......................................................................................... 47

3.7.1 Anfíbol – Plagioclasa ....................................................................................... 48 3.7.2 Granate – Biotita ............................................................................................. 50 3.7.3 Granate - Cordierita - Silimanita - Cuarzo ....................................................... 51

3.8 Seudosecciones ................................................................................................. 51

4. Geoquímica de roca total ........................................................................................ 55 4.1 Muestras y técnicas analíticas ............................................................................ 55 4.2 Elementos mayores ............................................................................................ 56 4.3 Elementos menores y trazas .............................................................................. 59

XII Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia

5. Geocronología U-Pb ................................................................................................ 66 5.1 Diagramas .......................................................................................................... 67

5.1.1 14SACZ18 ....................................................................................................... 67 5.1.2 14SACZ21A .................................................................................................... 67 5.1.3 14SACZ21B .................................................................................................... 68 5.1.4 14SACZ22 ....................................................................................................... 69 5.1.5 12EPD43-01 .................................................................................................... 70

6. Discusión y Conclusiones ...................................................................................... 73

7. Conclusiones ........................................................................................................... 78

Lista de Figuras

Pág.

Figura 1-1. Localización del área de estudio en el Macizo de Santander ............... 10

Figura 1-2. Compilación de datos geocronológicos en las principales unidades del

basamento del Macizo de Santander realizada por (Van der lelij, 2013). ......................... 11

Figura 1-3. Equipo de CL, acoplado a un microscopio óptico - Laboratorio de

caracterización mineral – Depto. de Geociencias, UNAL – Bogotá y Superprobe JEOL JXA-

8230 - Laboratorio de caracterización mineral – Depto. de Geociencias, UNAL – Bogotá

.......................................................................................................................................... 15

Figura 1-4. Espectrómetro de masas y equipo de ablación láser. SGC - Grupo de

Investigaciones y Aplicaciones Nucleares y Geocronológicas. ........................................ 19

Figura 2-1. Muestra 14SACZ21A .................................................................................. 22

Figura 2-2. 15SACZ75. Vista panorámica de la zona de estudio ................................. 24

Figura 2-3. Cristales de plagioclasa con un sobrecrecimiento albitico en una matriz de

feldespato potásico relleno de pertitas tipo strings. .......................................................... 24

Figura 2-4. Vista de la Quebrada La Isidora, Afloramiento del Ortoneis al pie de la

Quebrada La Isidora ......................................................................................................... 25

Figura 2-5. Muestra 15SACZ73. Imagen de Cl y nicoles cruzados.Cristales de cuarzo

rodeados por cintas de biotita. .......................................................................................... 26

Figura 2-6. Vista del Río Caraba y afloramiento del Ortoneis al pie de la vía que sale

desde el municipio de Silos a la vereda Las Tapias ......................................................... 28

Figura 2-7 Muestra 12-EPD-110IIIB-35-01 Cristal subhedral de granate. ................ 28

Figura 2-8 Muestra 12-ABO-8. Imágenes en CL. (izq)Cristales de granate y sillimanita

fibrolítica formando plagioclasa. (Der) Cristal de crisoberilo con granate y sillimanita. .... 28

Figura 2-9. Muestra 15SACZ63. Cristal de feldespato potásico, textura poiquilítica con

cristales de granate, biotia y cuarzo. ................................................................................. 29

2 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia

Figura 2-10. Muestra 15SACZ60. Cristales de cuarzo, biotita, plagioclasa y anfíbol. (Izq)

Se observa sombras de presión en el cristal de cuarzo. .................................................. 29

Figura 2-11. Muestra 16SACZ31. Macla deformada en plagioclasa(Izq). .................... 30

Figura 2-12. Muestra 12EPD38-01. Imagen de CL. Y Nicoles cruzados. ..................... 31

Figura 2-13. Muestra 16SACZ31. .................................................................................... 32

Figura 2-14. Muestra 16SACZ17 ................................................................................ 33

Figura 3-1. Diagrama ternario de feldespatos ........................................................... 35

Figura 3-2. Mapas de rayos X en plagioclasa y feldespato alcalino. ...................... 35

Figura 3-3 Imagen de BSE - 15SACZ57 ....................................................................... 37

Figura 3-4. Cuadrilátero ASPE de discriminación de biotitas. Speer, 1984............ 38

Figura 3-5. Diagrama de Al total vs Mg modificado de (Nachit, et al., 1985) ........... 38

Figura 3-6. Composición de las biotitas expresadas en los diagramas de discriminación

de (Abdel-Rahman, 1994). Campos A: alcalino, C: calcoalcalino, y P: peraluminoso ...... 39

Figura 3-7. Imagen de BSE, muestra 15SACZ60. ........................................................ 41

Figura 3-8. Diagramas de clasificación de anfíboles (Leake et al. 1997). .............. 41

Figura 3-9. Clasificación de (Morimoto, et al., 1988) .................................................. 43

Figura 3-10. Diagrama Enstantita - Wollastonita – Ferrosilita ....................................... 43

Figura 3-11. 15SACZ63-2.Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional ... 44

Figura 3-12. 15SACZ64 .Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional

.......................................................................................................................................... 45

Figura 3-13. 12-EPD-35-01.Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional 45

Figura 3-14. 12ABO8 .Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional .. 46

Figura 3-15. Muestra 15SACZ75, Mapa composicional de un cristal de magnetita. .... 47

Figura 3-16. Seudosección de la muestra 12ABO8. ..................................................... 52

Figura 3-17. Mapa composicional de las sección delgada 12ABO8 ................................ 53

Figura 3-18. Imagen de CL, sección delgada 12ABO8. Se observa el granate con las colas

de sillimanita formandose a partir de la plagioclasa (Verde). ........................................... 54

Figura 4-1. Diagrama de (Miyashiro, 1978) para discriminación de rocas que sufrieron

modificaciones químicas por procesos pos-magmáticos. ................................................. 55

Figura 4-2. Diagrama QAPF ......................................................................................... 56

Figura 4-3. Localización de las muestras de la zona de estudio en el diagrama SiO2 vs

Na2O + K2O y AFM (Irvine & Baragar, 1971), que exhibe el carácter sub-alcalino de las

rocas analizadas. .............................................................................................................. 57

Figura 4-4. Diagramas de caracterización geoquímica. (a) Diagrama de álcalis de

Chappell y White (1974); (b) SiO2 vs K2O (Frost, et al., 2001) (c) SiO2 vs (Na2O + K2O) -

CaO (d )ASI vs A / NK (Shand, 1943) ............................................................................... 58

Figura 4-5. Diagramas tipo Harker .............................................................................. 59

Figura 4-6. Localización de las muestras en el diagrama de discriminación tectónica de

(Pearce, et al., 1984). ........................................................................................................ 60

Figura 4-7. Diagrama Spider normalizado al manto primitivo. (McDonough & Sun, 1995)

.......................................................................................................................................... 62

Figura 4-8. Diagrama spider de REE normalizado a condrito. Nakamura 1974. .... 63

Figura 4-9. Müller 1992. ................................................................................................... 64

Figura 4-10. Diagrama R1-R2. (Batchelor & Bowden, 1985) ........................................ 64

Figura 5-1. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra

14SACZ18 y edades U-Pb de la muestra. ........................................................................ 67


14SACZ21A. ..................................................................................................................... 68


14SACZ21B. ..................................................................................................................... 69


14SACZ22. ........................................................................................................................ 69

Figura 5-5. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 12EPD-

43-01. ................................................................................................................................ 70

Figura 5-6. Mapa de localización de algunas edades del Ortoneis en el Macizo de

Santander junto con edades reportadas en este estudio .................................................. 71

Lista de tablas

Pág. Tabla 1-1. Recopilación de datos geocronológicos ........................................................ 10

Tabla 3-1. Fases analizadas ........................................................................................... 34

Tabla 3-3. Asociaciones minerales utilizadas en el análisis de geotermobarometría ..... 47

Tabla 3-4. Resumen de los datos termobarométricos .................................................... 48


Lista de Símbolos y abreviaturas

Abreviaturas de los minerales formadores de roca

Tomado de (Whitney & Evans, 2010).

Symbol

Ymbol

Mineral Name IMA status* Symbol Mineral IMA status* Symbol Mineral Name IMA status* Symbol Mineral Name IMA status* Symbol Mineral Name IMA status*

Acm acmite D Chu clinohumite G Gk geikielite G Mgs magnesite A Rsm rossmanite A

Act actinolite A Cpt clinoptilolite A Gbs gibbsite A Mag magnetite G Rt rutile G

Adl adularia I Cpx clinopyroxene GROUP Gis gismondine A Maj majorite A Sdg sadanagaite Rd

Aeg aegirine A Czo clinozoisite G Glt glauconite GROUP Mlc malachite G Sa sanidine G

Ak åkermanite G Cln clintonite A Gln glaucophane Rd Mng manganosite G Sap saponite G

Ab albite G Coe coesite A Gme gmelinite A Mrc marcasite G Spr sapphirine G

Afs alkali feldspar GROUP Coh cohenite G Gth goethite A Mrg margarite A Scp scapolite GROUP

Aln allanite A Crd cordierite G Gdd grandidierite G Mar marialite G Sch scheelite G

Alm almandine G Crr corrensite G Gr graphite G Mei meionite G Srl schorl G

Als aluminosilicate Crn corundum G Gre greenalite G Mll melilite GROUP Scb schreibersite G

(Al2SiO5 (polymorphs) GROUP Cv covellite G Grs grossular A Mw merwinite G Sep sepiolite G

Alu alunite Rd Crs cristobalite G Gru grunerite Rd Mes mesolite A Ser sericite D

Amk amakinite Rd Crt crossite D Gp gypsum G Mc microcline G Srp serpentine GROUP

Ame amesite G Crl cryolite G Hl halite G Mlr millerite G Sd siderite G

Amp amphibole GROUP Cbn cubanite G Hrm harmotome A Mns minnesotaite G Sil sillimanite G

Anl analcime (analcite) A Cum cummingtonite Rd Hst hastingsite Rd Mog moganite A Sme smectite GROUP

Ant anatase A Cpr cuprite G Hsm hausmannite G Mol molybdenite G Sdl sodalite G

And andalusite G Csp cuspidine G Hyn haüyne G Mnz monazite A Sps spessartine A

Adr andradite G Dph daphnite not listed Hzl heazlewoodite G Mtc monticellite G Sp sphalerite A

Ang anglesite G Dat datolite G Hd hedenbergite A Mnt montmorillonite

G Spn sphene (titanite)

D

Anh anhydrite G Dbr daubreelite G Hem hematite A Mor mordenite A Spl spinel G

Ank ankerite G Dee deerite A Hc hercynite G Mul mullite G Spd spodumene A

Ann annite A Dia diamond G Hul heulandite A Ms muscovite A Spu spurrite G

An anorthite G Dsp diaspore G Hbn hibonite G Ntr natrolite A St staurolite G

Ano anorthoclase I Dck dickite G Hbs hibschite Rn Nph nepheline G Stv stevensite Q

Ath anthophyllite Rd Dg digenite A Hgb högbomite D Nrb norbergite G Stb stilbite A

Atg antigorite Rn Di diopside A Hol hollandite G Nsn nosean G Stp stilpnomelane A

Ap apatite GROUP Dpt dioptase G Hlm holmquistite Rd Nyb nyböite Rd Sti stishovite A

Apo apophyllite GROUP Dol dolomite G Hbl hornblende GROUP Ol olivine GROUP Str strontianite G

Arg aragonite G Drv dravite G Hw howieite A Omp omphacite A Sud sudoite Rd

Arf arfvedsonite A Dum dumortierite G Hu humite G Opl opal G Syl sylvite G

Arm armalcolite Rd Eas eastonite Rd Hgr hydrogrossular GROUP Opq opaque mineral

informal Tae taenite (γ-Fe, Ni)

G

Apy arsenopyrite A Ec ecandrewsite A Hyp hypersthene D Orp orpiment G Tlc talc G

Aug augite A Eck eckermannite A Ilt illite GROUP Oam orthoamphibole

GROUP Trm taramite Rd

Awr awaruite G Ed edenite A Ilm ilmenite G Or orthoclase A Tnt tennantite G

Ax axinite GROUP Elb elbaite G Ilv ilvaite G Oen orthoenstatite

D Tnr tenorite A

Bab babingtonite G Ell ellenbergerite A Jd jadeite A Opx orthopyroxene

GROUP Tep tephroite G

Bdy baddeleyite G Eng enargite G Jrs jarosite Rd Osm osumilite G Ttr tetrahedrite A

Brt barite (baryte) A En enstatite (ortho-) A Jim jimthompsonite A Plg palygorskite G Thm thomsonite A

Brs barroisite Rd Ep epidote GROUP Jhn johannsenite A Pg paragonite A Thr thorite G

Bei beidellite G Eri erionite A Krs kaersutite Rd Prg pargasite Rd Tly tilleyite G

Brl beryl G Esk eskolaite G Kls kalsilite G Pct pectolite G Ttn titanite (sphene)

A

Bt biotite GROUP Ess esseneite A Kam kamacite (α-FeNi) D Pn pentlandite G Tpz topaz G

Bxb bixbyite G Eud eudialite A Kln kaolinite A Per periclase G Tur tourmaline GROUP

Bhm böhmitec(boehmite) G Fas fassaite D Ktp katophorite Rd Prv perovskite G Tr tremolite Rd

Bn bornite A Fa fayalite G Kfs K-feldspar informal Ptl petalite G Trd tridymite G

Brk brookite G Fsp feldspar GROUP Khl K-hollandite H PhA phase A not listed Tro troilite G

Brc brucite G Fac ferro-actinolite Rd Kir kirschsteinite G Ph phengite G Ts tschermakite Rd

Bst bustamite G Fath ferro-anthophyllite Rd Krn kornerupine G Php phillipsite A Usp ulvöspinel G

Cal calcite G Fbrs ferrobarroisite A Kos kosmochlor A Phl phlogopite A Urn uraninite G

Ccn cancrinite G Fcar ferrocarpholite A Kut kutnohorite (kutnahorite)

G Pmt piemontite A Uv uvarovite A

Cnl cannilloite H Fcel ferroceladonite A Ky kyanite A Pgt pigeonite A Vtr vaterite A

Cb carbonate mineral GROUP Fec ferro-eckermannite Rd Lrn larnite G Pl plagioclase GROUP Vrm vermiculite G

Car carpholite G Fed ferro-edenite Rd Lmt laumontite A Prh prehnite G Ves vesuvianite A

Cst cassiterite G Fgd ferrogedrite Rd Lws lawsonite G Prm prismatine Rd Wds wadsleyite A

Cel celadonite A Fgl ferroglaucophane Rd Lzl lazulite A Psb pseudobrookite

Rd Wag wagnerite Rd

Clt celestine A Fkrs ferrokaersutite A Lzr lazurite G Pmp pumpellyite-(Al)

A Wrk wairakite A

Cls celsian G Fny ferronyboite H Lpd lepidolite GROUP Py pyrite G Wav wavellite A

Cer cerussite G Fprg ferropargasite Rd Lct leucite G Pcl pyrochlore A Wht whitlockite G

Cbz chabazite A Frct ferrorichterite A Lm limonite not listed Prp pyrope G Wlm willmenite G

Cct chalcocite G Fs ferrosilite Rn Liq liquid Pph pyrophanite G Wnc winchite Rd

Ccp chalcopyrite G Fts ferrotschermakite Rd Lz lizardite G Prl pyrophyllite G Wth witherite G

Chm chamosite G Fwn ferrowinchite Rd Lo löllingite (loellingite) G Pxf pyroxferroite A Wo wollastonite A

Chs chesterite A Fi fibrolite (fibrous sillimanite)

informal Mgh maghemite G Pxm pyroxmangite G Wur wurtzite G

Chl chlorite GROUP Fl fluorite G Marf magnesio-arfvedsonite

Rd Po pyrrhotite G Wus wüstite G

Cld chloritoid G Fo forsterite G Mcar magnesiocarpholite A Qnd qandilite A Xtm xenotime A

Chn chondrodite G Fos foshagite G Mfr magnesioferrite G Qz quartz A Xon xonotlite G

Chr chromite G Frk franklinite G Mhs magnesiohastingsite Rd Rnk rankinite G Yug yugawaralite A

Ccl chrysocolla A Ful fullerite N Mhb magnesiohornblende Rd Rlg realgar G Zeo zeolite GROUP

Ctl chrysotile Rd Ghn gahnite G Mkt magnesiokatophorite

Rd Rds rhodochrosite

A Znw zinnwaldite GROUP

Cin cinnabar G Glx galaxite G Mrbk magnesioriebeckite Rd Rdn rhodonite A Zrn zircon G

Cam clinoamphibole GROUP Gn galena G Msdg magnesiosadanagite Rd Rct richterite A Zo zoisite G

Clc clinochlore G Grt garnet GROUP Mst magnesiostaurolite A Rbk riebeckite Rd

Cen clinoenstatite A Ged gedrite Rd Mtm magnesiotaramite Rn Rwd ringwoodite A

Cfs clinoferrosilite A Gh gehlenite G Mws magnesiowustite not listed Rdr roedderite A

* International Mineralogical Association (IMA) abbreviations: A = Approved; D = Discredited; G = Grandfathered (generally

regarded as valid mineral name); GROUP = Name designates a group of mineral species; H = hypothetical (e.g., synthetic); I

= intermediate in a solid-solution series; Q = questionable; Rd = Redefinition approved by IMA Commission on New Minerals,

Nomenclature and Classification (CNMNC); Rn = Renamed with approval of the CNMNC.


Introducción

La Unidad Ortoneis perteneciente al basamento metamórfico del Macizo de Santander es

un cuerpo metamórfico de origen ígneo, con estructura néisica, aspecto masivo y de

composición félsica a intermedia, (Ward, et al., 1973), la unidad posee características

mineralógicas y geoquímicas que permiten una mayor diferenciación que es el principal

objetivo de este proyecto.

En este trabajo se estudia uno de los cuerpos más grandes de esta unida que aflora en la

parte más alta del macizo en el Páramo de Berlín, este cuerpo se nombrará aquí como

“Ortoneis de Berlín” por localizarse la mejor exposición de la Unidad en los alrededores del

corregimiento de Berlín.

Se piensa que la unidad Ortoneis tiene una relación de tipo intrusivo con rocas de la

Formación Silgara y que fueron metamorfoseadas simultáneamente. Se ignora si el

emplazamiento ocurrió casi contemporáneamente con el metamorfismo o mucho más

temprano. En la suposición de que el plutonismo y el metamorfismo regional son procesos

correlacionados, se presume que el Ortoneis es sintectónico o casi contemporáneo con el

metamorfismo regional de la Formación silgara; sin embargo existen partes del Ortoneis

que se encuentran íntimamente relacionadas a las faces migmatíticas del Neis de

Bucaramanga que es de edad Precámbrica, poniendo en duda esta presunción. De otro

modo, no se descarta la posibilidad que el Ortoneis haya sido emplazado después del

metamorfismo de la Formación Silgara y antes de la depositación de la Formación Floresta,

por lo tanto se puede pensar que algunas rocas cartografiadas como Ortoneis pueden ser

en algunos sitios intrusivas más jóvenes cizalladas (Ward, et al., 1973).

Con base en observaciones de campo, esta unidad puede abarcar edades

del Proterozoico superior al Paleozoico inferior (Ward, et al., 1973)

se conocen algunos registros radiométricos que han arrojado edades mínimas; por

ejemplo, la datación Rb/Sr en roca total de un ortoneis (Granito néisico) en el Río Caraba

ubicado en la zona de estudio dio una edad de 450 ± 80 Ma., y la datación K/Ar en

hornblenda de una metadiorita al occidente de Ocaña (Plancha76, Ocaña) determinó una

Generalidades 5

edad de 413 ± 30 Ma (Goldsmith, et al., 1971), y (iii) 472 ± 3.4 Ma (U/Pb por ablación laser

en circones) para una Granodiorita del Ortoneis (Van der lelij, 2013) .

Teniendo en cuenta que la unidad Ortoneis posee escasa información, se encuentra

necesario enlazar y contrastar datos geoquímicos, texturales, mineralógicos y

termobarométricos para determinar cómo fue la evolución de la Unidad con respecto al

Macizo de Santander.


1. Generalidades

1.1 Localización

La zona de estudio se encuentra en la región nororiental de Colombia, en la parte centro

oriental del Macizo de Santander entre los municipios de Vetas y Tona al norte del

corregimiento de Berlín, Departamento de Santander y el municipio de Mutiscua y Silos en

el Departamento de Norte de Santander, sitio donde mejor aflora la unidad. Las planchas

topográficas a escala 1.25.000 del IGAC corresponden a. 110-III-A, 110-III-B, 110-III-C y

110-III-D (Figura 1-1 ). El área de investigación se encuentra entre los 2.200 y 4.100

m.s.n.m. y las temperaturas varían de 0 a 15°C, pertenece a la cuenca del Río Chitagá,

subcuenca del Río Caraba que cuenta con seis Microcuencas. Río Jordán, Quebrada

Cuesta Boba, Río Mataperros, Río Caraba medio, Río Caraba Bajo, y Río La Plata, con

oferta de agua de 253 millones de metros cúbicos al año,(Restrepo et al. 2008). Los

ecosistemas del área de estudio son Páramo seco, Páramo Húmedo y Bosque Alto andino.

En cobertura y uso actual de tierras tiene 5.509 hectáreas en cultivos, especialmente de

cebolla y papa.

1.2 Marco geológico regional

El Macizo de Santander es la continuación más norte de la cordillera oriental y forma el

margen suroccidental del bloque tectónico de Maracaibo, su límite oriental está definido

por cabalgamientos del Cenozoico tardío que lo separan de los Andes de Mérida y el

margen occidental está claramente definido por la Falla Bucaramanga a lo largo de una

tendencia NNW, no obstante unidades basales similares se pueden encontrar más al sur

a ambos lados de esta Falla en la región del macizo de Floresta.

La unidad más antigua expuesta en el Macizo es el Neis de Bucaramanga, que aflora

extensamente por toda la cordillera. El Neis de Bucaramanga consiste en una secuencia

Generalidades 7

formada principalmente por neises cuarzo feldespáticos biotíticos y sillimaníticos con

niveles de neises hornbléndicos, cuarcitas y anfibolitas (Urueña-Suarez, C. & Zuluaga, C.,

2011). (Ward, et al., 1973) definió el Neis de Bucaramanga como una secuencia

estratificada de rocas metasedimentarias de alto grado metamórfico que consisten

principalmente de paragneis pelítico, semi-pelítico y arenáceo; esquisto y cantidades

subordinadas de neis calcáreo, mármol, neis hornbléndico y anfibolita.

El Neis de Bucaramanga también incluye zonas de migmatitas de dos tipos, una en la cual

el paragneis está mezclado con rocas graníticas néisicas y otra, donde ambos están

cortados por muchas masas pequeñas de granito no foliado de edad mucho más joven.

Las migmatitas consisten de melanosomas con anfíboles, mesosomas con anfíboles,

biotita, silimanita, muscovita, feldespatos y cuarzo y leucosomas sin presencia de residuos

restíticos.

Por medio de evidencias de campo, petrografía y geoquímica, (Amaya. F, 2012) sugiere

que la intrusión de magmas y la fusión parcial de rocas metasedimentarias influyeron como

los principales procesos que generaron las migmatitas, con un grado de metamorfismo en

facies anfibolita superior (presiones medias y altas temperaturas) relacionado con

procesos orogénicos caracterizados por trayectorias de P-T en sentido horario en el cual

el pico de presión precedió el pico de la temperatura (Amaya. F, 2012).

(Ward, et al., 1973) definen la Formación Silgará principalmente como una secuencia de

rocas clásticas metamorfoseadas típicamente delgadas y cíclicamente estratificadas que

consta de pizarras, filitas, meta-limolitas, metaareniscas impuras, meta-wacas y meta–

wacas guijarrosas con menos cantidades de pizarra y lodolita calcárea. La Formación toma

el nombre de la quebrada Silgará, en la parte noreste del Cuadrángulo H-12, al sur del rio

Cachiri, donde gran parte de la formación está bien expuesta a lo largo de una faja de 15

km de ancho.

Se infiere que esta unidad cubre el Neis de Bucaramanga y está cubierto en varios lugares

por rocas sedimentarias del Devónico Medio con metamorfismo de bajo grado (Ward, et

al., 1973); (Boinet, T; Bourgois, J; Bellon, H; Toussaint, J, 1985), lo que sugiere que el

metamorfismo se produjo antes del Devónico medio. Los contactos con el Neis de

Bucaramanga son difíciles de identificar y frecuentemente siguen isógradas (Ward, et al.,

1973).


(Mantilla, et al., 2016) proponen la división de la Formación Silgará en tres unidades.

Esquistos del Silgará, Esquistos del Chicamocha y Filitas de San Pedro, con base en las

edades U-Pb en circones detríticos, las diferencias litológicas de cada unidad y asociando

el pico de metamorfismo de las unidades Esquistos del Silgará y Chicamocha, con el

evento orogénico principal Famatiniano (localmente referido como Quetame-

Caparonensis, de edad Ordovícico temprano) y el pico de metamorfismo de la unidad

Filitas de San Pedro con el evento orogénico menor Famatiniano (de edad Silúrico).

Cerca de Berlín, la Formación Silgará posee condiciones texturales y metamórficas

similares al Neis de Bucaramanga, con picos de temperaturas de 630-704 °C a presiones

de 5 a 9,5 kbar (García, et al., 2005); (Castellanos, et al., 2008), no obstante la Formación

Esquistos de Silgará y el Neis de Bucaramanga ambos son intruidos por el Ortoneis de

Berlín.

El Ortoneis es un neis cuarzo feldespático que varía en composición desde granito a

tonalita, se encuentra distribuido en las rocas metamórficas de alto y medio grado

formando el núcleo del macizo (Ward, et al., 1973). Estas rocas son en general masivas,

contienen tabiques de rocas metasedimentarias foliadas y cortinas delgadas de neis

hornbléndico y anfibolita, algunas de las cuales parecen diques metamorfoseadas.

El Ortoneis al norte del corregimiento de Berlín presenta la mejor expresión de la unidad,

sin embargo no se encuentra bien diferenciado ni textural ni composicionalmente, el

aspecto masivo de estas rocas, la falta general de estratificación excepto a gran escala, la

presencia de inclusiones endógenas en algunas y el hecho de que las composiciones

correspondan a rocas magmáticas han conducido al uso del nombre Ortoneis para estas

rocas.

Al sur de Matanzas y al oeste de Tona (cuadrángulos H-12 y H-13), el Ortoneis forma silos

y diques en las rocas de grado medio de la Formación Silgara. Son evidentes dos estilos

de emplazamiento del Ortoneis, uno íntimamente relacionado a migmatita, y consiste en

masas no homogéneas que pasan a migmatita en la cual el neis aparece en tabiques y

masas "como silos" de diferentes tamaños en paraneis de grado metamórfico alto. Este

tipo es transicional con el neis lit-par-lit (cantidades casi iguales de Paraneis y neis

granitoide). Esta clase de Ortoneis predomina y está bien manifiesta en el Páramo de

Santurbán y en la extensa zona de migmatita que continúa hacia el norte y noreste, al

borde norte del Cuadrángulo H-13.

Generalidades 9

La microtextura y la concordancia estructural e isogradas de esta unidad con su roca

huésped metasedimentaria sugieren que el emplazamiento de este cuerpo fue coetánea

con él (Ward, et al., 1973), (Restrepo- Pace, 1995).

(Goldsmith, et al., 1971), obtuvieron edades para el Ortoneis entre 413 ± 30 Ma en una

metadiorita mediante el método K – Ar en hornblenda, 457 ± 13 Ma en pegmatita del Neis

de Bucaramanga usando el método K- Ar en muscovita y 450 ± 80 Ma en un granito neisico,

método Rb –Sr en roca total Ma en el Ortoneis del Río Caraba, sector de Berlín, (Forero,

1990) reporta una edad entre los 465 a 421 Ma lo que la ubicaría en el Ordovícico Medio

a Tardío – Devónico Temprano mediante dataciones radiométricas K - Ar en roca total. , lo

que se interpreta como un evento magmático a finales del Ordovícico o principios del

Silúrico. (Restrepo- Pace, 1995) obtuvo una edad U - Pb en circón de 477±16 Ma en la

carretera Berlín-Pamplona, asimismo, indica la presencia de un granito calco-alcalino que

se encuentra intruyendo a los Esquistos del Silgará con foliación bien definida, indicando

un origen sintectónico de las dos unidades.

(Van der lelij, 2013) reportó edades U - Pb en circones entre 451 y 473 Ma para el Ortoneis

que aflora por la carretera Berlín-Pamplona. Las edades Ar - Ar en micas y hornblenda de

194 – 210 Ma en los mismos ortoneises indican un evento termal relacionado con el

emplazamiento de un cinturón magmático del Triásico-Jurasico, evento ampliamente

registrado en el Macizo de Santander. (Figura 1-2).

Los datos geocronológicos reportados en la Tabla 1-1 están conformados por la

recopilación de datos bibliográficos del área de estudio, correspondientes a trabajos de

(Goldsmith, et al., 1971), (Ward, et al., 1973), (Forero, 1990), (Restrepo- Pace, 1995),

(Ordoñez, et al., 2006), (Restrepo-Pace, 2010), (Mantilla, et al., 2012) y (Van der lelij,

2013).


Figura 1-1. Localización del área de estudio en el Macizo de Santander

Tabla 1-1. Recopilación de datos geocronológicos

MUESTRA SECTOR ROCA

MINERAL METODO EDAD Ma AUTOR

12262 OCAÑA Hb K-Ar 413 + 30

(Goldsmith, et al., 1971), (Ward, et al., 1973) 14362 NE CHITAGA Ms en pegmatita K-Ar 457 + 13

12256 NW SILOS Roca total Rb-Sr 450 + 80

S PAMPLONA Hb K-Ar 456 + 23 (Boinet, T; Bourgois, J; Bellon, H; Toussaint, J, 1985)

Roca total K-Ar 465 (Forero, 1990)

AB,BM,BV,CB,BP,Sbb,CSB,RSC Hb-Bt Ar-Ar 175 - 203 + 3 (Restrepo- Pace, 1995)

BP-2 Zr U/Pb 477 + 16

BOC/1 Roca total Rb-Sr 413 (Ordoñez, et al., 2006)

Roca total Rb-Sr 268 + 26

Zr U/Pb 471 (Restrepo-Pace, 2010)

Zr U/Pb 360

GE-58-M1-16 Zr U/Pb 477 + 2 (Mantilla, et al., 2012)

10DVL37 TONA Zr U/Pb 451.5 + 1.5

(Van der lelij, 2013)

10DVL39 SW TONA Zr U/Pb 208.8 + 1.2

10DVL43 RANCHADERO

RIO CARABA Zr U/Pb 209.2 + 3.4

10DVL44 SW PAMPLONA Zr U/Pb 473.5 + 2.5

10DVL49 NE PAMPLONITA Zr U/Pb 479.8 + 3.1

10DVL51 SW VETAS Zr U/Pb 472.5 + 3.4

Generalidades 11

Figura 1-2. Compilación de datos geocronológicos en las principales unidades del basamento del Macizo de Santander realizada por (Van der lelij, 2013).


1.3 Objetivos

1.3.1 Objetivo General

Caracterizar petrológicamente y geoquímicamente la unidad Ortoneis de Berlín en el

Macizo de Santander.

1.3.2 Objetivos Específicos

Revisión geológica en campo de la unidad Ortoneis en la zona de estudio para

determinar las posibles variaciones litológicas.

Realizar la petrografía de las muestras de roca y secciones delgadas colectadas en la

unidad Ortoneis.

Interpretar las microestructuras presentes en las muestras de secciones delgadas a

través de estudios petrográficos.

Diferenciar geoquímicamente las múltiples variedades que pueda presentar la unidad

Ortoneis a partir de análisis de elementos mayores y trazas.

Correlacionar edades con estimaciones de presión y temperatura, a partir de minerales

metamórficos.

1.4 Metodología

1.4.1 Fase preliminar

La fase preliminar correspondió a la evaluación del estado actual del conocimiento de

unidad; La etapa bibliográfica comprendió la búsqueda, compilación y análisis de

información y material bibliográfico, referente a las unidades cristalinas del macizo de

Santander. Por otra parte, se revisó y analizó el material petrográfico (secciones delgadas),

recolectado por la universidad en las múltiples salidas de campo realizadas en el Macizo

de Santander entre los años 2007 y 2015.

1.4.2 Fase de campo

La fase de campo comprendió la identificación y caracterización de la unidad, así como el

estudio de su distribución espacial en la región de estudio por medio de una descripción

litológica, toma de muestras y medición de parámetros estructurales. Para la localización

Generalidades 13

geográfica se emplearon las planchas escala 1.25.000. 110-III-A, 110-III-B, 110-III-C y 110-

III-D del Instituto Geográfico Agustín Codazzi – IGAC. (Figura 1-1).

1.4.3 Fase de laboratorio y análisis de datos

Caracterización petrográfica

El análisis petrográfico se basa en la descripción de las rocas, por medio de un microscopio

de luz polarizada (luz transmitida, luz reflejada). Este estudio proporciona información

concerniente a la asociación mineral, la proporción de cada una de las fases minerales,

formas, tamaños, texturas y las relaciones espaciales que se encuentran en la roca a

analizar. La información recolectada permite clasificar las litologías y establecer de forma

cualitativa las condiciones de formación, que junto con el análisis de las microestructuras

revelan parte de la compleja historia de reacciones químicas y de deformación.

Para complementar el análisis petrográfico también se realizó petrografía por

Catodoluminiscencia (CL) que es una técnica que puede revelar microestructuras internas

de algunos minerales como por ejemplo, zonaciones, microfisuras y vetillas de reemplazo

en algunos minerales como en el cuarzo, calcita, plagioclasa, feldespato potásico, etc.

Igualmente también es especialmente útil para revelar detalles microestructurales que son

invisibles bajo microscopio de luz polarizada, por ejemplo minerales como la calcita, cuarzo

y feldespato que no presenten macla pueden diferenciarse por medio de su luminiscencia.

La CL es causada por defectos en la estructura de la red cristalina así como por impurezas

(metales de transición, elementos de tierras raras, plomo, titanio, actínidos) y las vacantes

producidas durante la formación y / o la deformación del mineral, por lo tanto, reflejan

condiciones de cristalización, deformaciones y alteraciones.

Para este estudio se efectuó el análisis petrográfico y de Catodoluminiscencia de 33

secciones delgadas de roca en un Microscopio Olympus BX50. El análisis por CL se

efectuó en el Laboratorio de Caracterización Litológica de la Universidad Nacional de

Colombia en un equipo Cambridge Image Technology Ltd. CL8200 MK-5 adaptado a un

microscopio petrográfico marca Leica DM 2500 P (Figura 1-3), las condiciones de corriente

estuvieron entre 220 - 300 μA a 15- 20 kV.


La CL se utilizó para diferenciar exactamente las fases minerales que predominan en la

unidad y así poder clasificarlas correctamente, ya que muchos de estos minerales se

encuentran sin macla o muy alterados lo que hace difícil realizar una buena estimación

modal de las muestras.

Química mineral

El análisis de microsonda electrónica es una técnica de gran precisión y sensibilidad,

fundamental para el desarrollo de análisis cualitativo y cuantitativo, cuyo principio es

bombardear con un fino haz de electrones un espécimen con el fin de medir la longitud de

onda e intensidad de los rayos-X característicos emitidos, así como las intensidades de los

electrones secundarios y electrones retrodispersados. Los rayos-X característicos

generados en la muestra son detectados por espectrómetros dispersores de longitud de

onda (WDS); el análisis cuantitativo se realiza, comparando las intensidades de las líneas

elementales características con aquellas emitidas por los estándares que en su mayoría

son elementos puros o componentes de composición conocida, (Castellanos & Ríos,

2005).

Este análisis químico permite identificar la variación de la composición desde los cristales

tempranos o iniciales a los tardíos, además de identificar elementos químicos que

sustituyen a los principales componentes del mineral. Lo anterior facilita el reconocimiento

de las condiciones genéticas y de los procesos que regulan las sustituciones en los

minerales. La aplicación más usada es la estimación de las condiciones de cristalización o

recristalización.

Los datos de química mineral se adquirieron en una Superprobe JEOL JXA-8230 con tres

espectrómetros WDS, perteneciente al Laboratorio de caracterización litológica del

Departamento de Geociencias de la Universidad Nacional de Colombia, sede Bogotá.

Generalidades 15

Figura 1-3. Equipo de CL, acoplado a un microscopio óptico - Laboratorio de caracterización mineral – Depto. de Geociencias, UNAL – Bogotá y Superprobe JEOL JXA-8230 - Laboratorio de caracterización mineral – Depto. de Geociencias, UNAL – Bogotá

Las condiciones de medida fueron: aceleración de voltaje de 15 kv; 20 nA de corriente del

haz; diámetro del haz entre 5 µm - 10 µm; tiempo de medida de cada elemento de 20 s

para el pico, y de 10 s para el fondo. Las correcciones se realizaron a partir del método

ZAF. Los elementos analizados fueron. Si, Ti, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K, y Cr, expresados

como óxidos en minerales como plagioclasa, biotita, anfíbol, piroxeno, granate y óxidos de

hierro y titanio, las fórmulas estructurales se calcularon a partir del porcentaje de óxido con

base al número de oxígenos para cada mineral. También se realizaron mapas de rayos X

WDS y EDS con una aceleración de voltaje de 15 Kv, 85 ηA y 10 ms de dwell time. La

microsonda se calibró con patrones naturales de concentraciones conocidas.

Termobarometría

Los resultados obtenidos con la microsonda de química mineral de las distintas fases

minerales fueron procesados para determinar las condiciones petrogenéticas (presión y

temperatura); para ello se tienen en cuenta diferentes tipos de reacciones que pueden ser

calibrados con base en los datos obtenidos de los minerales seleccionados.

Para los cálculos termobarométricos se utilizó la hoja de Excel GPT (Reche & Martinez,

1996), que incorpora la mayoría de los geotermobarómetros publicados, estima las

condiciones P-T a partir de equilibrios químicos mineral-mineral o mineral-líquido. Para

aplicarlos en forma estricta, solo se consideraron aquellos cristales o zonas de los mismos,

que no presentaron evidencias de desestabilización y que se encontraban en contacto con

la fase en equilibrio, en consecuencia, los cálculos basados en equilibrio mineral-líquido


se limitaron a las composiciones obtenidas en aquellas zonas de los minerales sin texturas

de desequilibrio y que se encontraban en contacto con la matriz, asumiendo que la

composición de la roca total representaba de forma aproximada la composición del magma

en equilibrio con las fases que contiene.

P-T seudosecciones

Sirven para predecir y explicar paragénesis minerales de las rocas metamórficas e ígneas

además proporcionan una completa descripción del metamorfismo y la química implicada

en ello más que en la termobarometría tradicional y son considerablemente más eficaces

y apropiados que las grillas petrogenéticas para interpretar las reacciones minerales

observadas por medio de la petrografía.

Las seudosecciones se construyen calculando la estabilidad relativa, la composición y

proporción modal de minerales dentro de una composición fija de roca total para un rango

de P-T dado.

El uso de pseudosecciones P-T para describir la historia metamórfica de ciertas litologías

se basa en la suposición de que todos los minerales dentro de la muestra han crecido en

equilibrio entre sí y se ayuda con la geoquímica de roca total de cada muestra, sin

embargo, se debe tener cuenta que:

Un ciclo metamórfico ocurre en un rango de condiciones de P-T, y los minerales

que componen la roca reflejan parte de ese rango.

Los miembros finales de ciertos minerales rara vez tienen una composición

homogénea, por lo tanto no pueden representar una asociación química equilibrada

dentro de la roca.

La aplicación cuidadosa de los cálculos de equilibrio en la seudosección en cada

muestra puede proporcionar información útil termobarométrica, lográndose esto

con la búsqueda de asociaciones estables y realizando un análisis microestructural

detallado en las secciones de roca.

Para el cálculo de las seudosecciones se utilizó el Software Theriak-DOMINO (Capitani &

Petrakakis, 2010), también se utilizó la hoja de cálculo Rock Maker (Büttner, 2012) para

calcular la proporción modal; se construyeron 2 seudosecciones PT y la base de datos

termodinámica utilizada fue la de Holland & Powell (1998; versión tcdb55c2d).

Generalidades 17

El programa Domino se corrió definiendo un rango de temperatura entre 400 a 1000 °C y

una presión entre 1 - 10 kbar. Domino determina las líneas de reacción primarias y los

límites de los campos de estabilidad, posteriormente, se empleó el paquete Guzzler, que

genera toda la lista de reacciones determinadas por Domino, para realizar el diagrama de

equilibrio de fases se utilizaron los paquetes Explot y Clean.

Geoquímica de roca total

Para el análisis de geoquímica de roca total (elementos mayores, menores y trazas) se

seleccionaron 21 muestras de roca fresca distribuidas en el área de estudio, estas fueron

procesadas y analizadas en los laboratorios ALS Global en Medellín y Lima

respectivamente.

La muestra de roca se pesó, secó y trituró, el 70% pasa por una malla de 2 mm (malla

Tyler 9, US Std. Nº 10) y una fracción de 250 g se toma y se pulveriza para que más del

85% pase a una malla de 75 micras (200 Nº Tyler de malla 200, US Std.). A la muestra de

aproximadamente 200 mg se le añade un fundente de metaborato / tetraborato de litio

(0,90 g) bien mezclado y se funde en un horno a 1000 °C, la masa fundida resultante se

enfría y se disuelve en 100 ml de ácido nítrico al 4 y clorhídrico al 2, esta solución se analiza

por los métodos de plasma acoplado inductivamente a un espectrometro de emisión

atómica (ICP-AES) y a un espectrometro de masas (ICP-MS), la concentración de óxido

se calcula a partir de la concentración elemental determinada (Taggart, 2002).

La Geoquímica de roca total complementa la información obtenida por la química mineral,

ya que considera los elementos traza que permiten realizar una clasificación geoquímica

de la roca además permite construir diagramas de fases, que son la principal herramienta

usada para la interpretación de la historia metamórfica. Para la construcción de los

diagramas se empleó el software libre, Geochemical Data Toolkit o GCDkit, un paquete

adaptado al software libre R (http.//www.r-project.org) capaz de realizar cálculos y

diagramas de datos geoquímicos de roca total (Janoušek, et al., 2011).

Geocronología U/Pb

Los análisis fueron realizados por el Grupo de Investigaciones y Aplicaciones Nucleares y

Geocronológicas (GIANG) del Servicio Geológico Colombiano coordinado por Mary Luz

Peña, de la Dirección de Asuntos Nucleares, en un Espectrómetro de Masas de alta

http://www.r-project.org/


resolución Thermo finnigan Element 2 acoplado al equipo de ablación láser Eximer

Photon Machines 193 nm, (Figura 1-4).

La técnica consiste en realizar un análisis in situ sobre los circones, los fotones del sistema

láser son enfocados sobre la superficie de los cristales de circón, la ablación láser remueve

pequeñas partículas, átomos e iones de estos y forma un aerosol que es transportado al

ICP-MS por medio de un gas inerte (He), allí se ionizan las partículas y cada isótopo (U,

Pb, Th) es separado por un magneto en función de su masa nominal y carga, finalmente

son cuantificados utilizando estándares de referencia.

Se seleccionaron 5 muestras de roca del área de estudio, estas fueron trituradas y

tamizadas entre la fracción 80 - 200 micras para ser separadas magnéticamente primero

con un imán de mano para eliminar materiales magnéticos (magnetita, pirrotina) y luego

con el separador magnético Frantz LB1; en la fracción no magnética se recolectaron a

mano bajo un microscopio binocular al menos 35 circones por cada muestra, se montaron

en resina epoxi y fueron pulidos para el análisis por ablación con láser.

Preliminar a la ablación láser, los circones se estudiaron bajo petrografía por

Catodoluminiscencia (CL), con el fin de determinar las diferentes zonaciones y

complejidades de los cristales.

Los datos de las edades se procesaron a través del uso de un cálculo de la media

ponderada, de los pesos de cada análisis de acuerdo con el cuadrado de su incertidumbre.

La edad final es consecuencia de los análisis con los errores más pequeños, mientras que

los análisis de los errores más grandes tienen poco impacto. Tales cálculos se hacen con

sólo errores internos asignados a cada análisis. La incertidumbre de la edad media

ponderada expresa la incertidumbre que surge de la dispersión de los análisis individuales,

ponderados en función de su precisión (errores internos). Los errores externos tienen que

ser añadidos a la incertidumbre media ponderada porque los errores externos afectan al

conjunto de análisis (Gehrels, 2010). Para la reducción de los datos se trabajó en el

programa Iolite, un software diseñado para la deconvolución de los datos obtenidos por

ablación con láser ICP-MS (LA-ICP-MS), Iolite se implementa como un paquete

independiente para Igor Pro, una aplicación para el procesamiento de datos y la

representación gráfica, análisis de imágenes y ajuste de curvas; posteriormente para

graficar los datos se utilizó Isoplot, V.4.15, una adición de Excel, creado por Ken Ludwig ,

Generalidades 19

(Ludwig, 2012) (Centro de Geocronología de Berkeley), que genera Concordia y media

ponderada, TuffZirc, Desmezcla y plots de probabilidad de edades relativas.

El método geocronológico U-Pb es empleado para determinar la edad absoluta de rocas y

minerales, da a conocer no sólo la cronología absoluta de la unidad, sino también las

edades de las herencias conservadas en los cristales.

Figura 1-4. Espectrómetro de masas y equipo de ablación láser. SGC - Grupo de Investigaciones y Aplicaciones Nucleares y Geocronológicas.

Laser system


2. Descripción petrográfica

El Ortoneis de Berlín presenta una gran variedad composicional, textural y estructural, su

clasificación se realizó siguiendo las recomendaciones de la Subcomisión sobre

Nomenclatura de Rocas Metamórficas- SCMR (Fettes, et al., 2007). A continuación se

presentan los resultados petrográficos teniendo en cuenta los diferentes litotipos de

ortoneises cuarzos feldespáticos observados en el estudio petrográfico.

Tabla 2-1. Resumen de las asociaciones mineralógicas encontradas en la unidad

MUESTRA CLASIFICACIÓN ASOCIACIÓN MINERAL LOCALIDAD

EPD-37-01 Neis cuarzofeldespático con biotita Qtz+Pl+Ksf+Chl Quebrada Pasofeo

14-SACZ-18 Neis cuarzofeldespático con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Vereda Volcán Amarillo

15-SACZ-55 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Ksp+Bt+Amp+Opq Cerca al Alto Frailejones

EPD-38-01 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Amp+Sph+Mag Quebrada Pasofeo

16-SACZ-17 Neis monzodioritico Pl+Cpx+Amp+Sph Vía El Hatico

14-SACZ-20 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Via Berlín-Vetas

14-SACZ-21A Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Quebrada Cuesta Boba (Ladera)

14-SACZ-21B Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Quebrada Cuesta Boba (Ladera)

14-SACZ-22 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Vía Berlín- Pamplona - cerca a la Q. Los Andes

EPD-30-01 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Ksp+Bt Quebrada Malpaso

15-SACZ-75 Neis cuarzo feldespático con biotita y magnetita Qtz+Pl+Ksp+Bt+Mag+Sph Pantano Grande, Quebrada Las Almas

15-SACZ-54 Neis cuarzo feldespático con biotita y magnetita Qtz+Pl+Ksp+Bt+Mag Pantano Grande/ Quebrada Las Almas

15-SACZ-71 Neis cuarzo feldespático flaser con biotita Qtz- Pl-Ksf+Bt+Amp? Cerca de la Quebrada La Isidora

15-SACZ-73 Neis cuarzo feldespático flaser con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Cerca de la Quebrada La Isidora

15-SACZ-58 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Boquerón Cruz de peña

15-SACZ-60 Neis cuarzofeldespático con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Boquerón Cruz de peña

15-SACZ-56 Neis cuarzofeldespático con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Mag+Sph Cerca al Alto Frailejones

EPD-35-01 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita Qtz+Pl+Kfs+Grt+Opq Quebrada Pasofeo

15-SACZ-63 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita Qtz+Pl+Ksf+Grt+Bt Río Caraba

15-SACZ-64 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita Qtz+Pl+Ksf+Grt+Bt Río Caraba

12-ABO-8 Neis cuarzo feldespático con cordierita, sillimanita y granate Qtz+Pl+Kfs+Grt+Sil+Crd+Ms+Chy Carretera antigua, vía Berlín-Vetas

15-SACZ-61 Neis cuarzo feldespático augen con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Boquerón Cruz de peña

15-SACZ-79 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Loma El Hatico

15-SACZ-80 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Opq Quebrada Piedragorda

15-SACZ-81 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Opq El Mortiño- Via a Torrecillas

15-SACZ-77 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Opq+Sph Loma El Hatico

15-SACZ-62 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Sph Río Caraba

15-SACZ-57 Neis cuarzo feldespático flaser con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Boquerón Cruz de peña

12-CHS-19 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Ksf+Amp+Sph Carretera Berlin-Pamplona

16-SACZ-31 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Amp+Bt+Sph Vía El Hatico

Descripción petrográfica 21

2.1 Meta-Monzogranito

Este Ortoneis está constituido por cuarzo (19,7%-30,8%), plagioclasa (37,8%-), feldespato

potásico (25,8%-45,6%) y biotita (0,6%-6,8%); como minerales accesorios se presentan

opacos, circón, apatito y titanita, en algunos bordes en el contacto con el feldespato

potásico desarrolla mirmequitas, presenta inclusiones de cuarzo y apatito.

La Plagioclasa se encuentra como cristales prismáticos cortos subhedrales a euhedrales

hasta de 2 mm, pueden presentar inclusiones cuarzo a manera de gotas de

aproximadamente 500 micras, presenta zonación normal con el núcleo más cálcico que

los bordes de los cristales, algunos cristales presentan un núcleo bastante fracturado de

composición Oligoclasa-Andesina y un sobre crecimiento con inclusiones de cuarzo

redondeadas. Se encuentra parcialmente alterada a sericita y epidota, la macla es

polisintética. El feldespato potásico es microclina, incolora fuertemente empolvada por

alteración a minerales de arcilla, los cristales son irregulares y presentan variedad de

pertitas tipo stringlets, srting y otras tipos flame. La biotita se encuentra en láminas

anhedrales a subhedrales, inequigranulares de tamaño menor de 50 µm, es de color pardo

amarillento con pleocroísmo a pardo, los bordes son fibrosos irregulares, está alterada a

clorita y epidota. Los minerales opacos se encuentran como cristales individuales

asociados a la titanita y al apatito y a la biotita. El circón es incoloro con relieve muy alto,

de hábito prismático, birrefringencia alta del tercer orden, tamaño ≤ 0,04 mm. Se encuentra

como inclusión en biotita y titanita con halo pleocroico. El apatito se presenta en cristales

individuales incoloros, euhedrales con relieve alto, birrefringencia gris del primer orden,

extinción paralela. Ocurre como inclusiones dentro de la biotita.

Este tipo de roca se encuentra expuesto en las siguientes localidades. Vereda Volcán

Amarillo en la vía Berlín-Vetas, en la quebrada Cuesta Boba, sobre la Vía Berlín- Pamplona

cerca a la Q. Los Andes y en la Quebrada Malpaso. Los afloramientos se encuentran

bastante meteorizados, es difícil encontrar en la zona una buena exposición fresca de la

roca.


The cause of variable yellow color in plagioclase has been found to correlate with high An content in plagioclase, thus indicating domains crystallized from hotter magma. The cause of the brighter yellow CL is thought to be greater concentrations of Mn2+ substituting into plagioclase at higher temperature (Goëtze et al., 2000). Orange CL in cracks of yellow-CL plagioclase shows incipient alteration of the high An cores

Figura 2-1. Muestra 14SACZ21A

Imagen en CL de un cristal de plagioclasa con un borde de sobrecrecimiento, observese en la imagen de la derecha una CL mas brillante en el núcleo de la plagioclasa, esto se interpreta como un fuerte cambio de temperatura, presumiblemente, un magma más caliente con concentraciones de Mn2 + a temperatura más alta. (Gotze, et al., 2000). El color Naranja CL en las grietas del la plagioclasa de la izquierda, demuestra una alteración incipiente de un núcleo algo anortitico.

Imagen de CL y XPL de u cristal de plagioclasa con un borde de sobrecrecimiento y cristales de cuarzo dispuestos de na

manera zonal no impuesta.

Detalle en imagen de Cl de la textura poiquilítica.

Qtz

Pl

Kfs


2.1.1 Meta - Monzogranito con magnetita

Aflora en el sector de Pantanogrande, también se observó un gran afloramiento fuera del

área de estudio en la carretera que va de Curos a San Andrés. La roca está compuesta

por cuarzo, feldespato, plagioclasa, biotita, magnetita, esfena. Posee una proporción

modal de cuarzo baja de 20%, Plagioclasa y feldespato en similares proporciones,

alrededor del 30%, poca biotita, por debajo del 5%, la magnetita a pesar de que en la placa

se encuentran pocos cristales (3), estos miden entre 0.5 – 10 mm de diámetro, existiendo

una proporción del 15% aproximadamente, los cristales de esfena son de <1%.

El cuarzo se encuentra como cristales anhedrales inequigranulares con bordes irregulares

a lobulados de variados tamaños en gotas tipo drop like incluidas en la microclina y la

plagioclasa como intercrecimientos mirmequíticos en gotas y gusanos. Los cristales

generalmente tienen extinción ondulatoria, incoloros de relieve mayor al bálsamo.

El feldespato alcalino se encuentra como cristales anhedrales gruesos y medios de orden

centimétrico, en algunas rocas el feldespato tiene desmezclas pertíticas en parches, los

cristales gruesos pueden mostrar texturas poiquilíticas con inclusiones circulares de cuarzo

y cristales finos de plagioclasa, generalmente con alteración a caolín, bordes de reacción

con la plagioclasa y texturas mirmequíticas entre plagioclasa y cuarzo.

La plagioclasa es de tipo oligoclasa a andesina, en cristales anhedrales inequigranulares

con maclas mal desarrolladas y en ocasiones hay cristales con ausencia de maclado; los

contornos son irregulares, pueden ser lobulados y menos frecuentes rectos y cristalinos,

presentan intercrecimientos mirmequíticos generalmente en los contactos con feldespato

potásico formando abanicos o estructuras de coliflor con cuarzo en microgotas y gusanos

dentro de la plagioclasa. Se altera a sericita, son frecuentes las inclusiones de apatito,

cuarzo y circón.

La biotita se presenta en láminas subhedrales a anhedrales, intersticiales entre los cristales

de feldespato y cuarzo, de color pardo marrón, tienen inclusiones de apatito, se altera a lo

largo del clivaje a clorita, se encuentra asociada a la magnetita. La esfena es de color

pardo claro de aspecto terroso, cristales rómbicos anhedrales a euhedrales de

aproximadamente 0,5 mm, birrefringencia del tercer orden y ensombrecida por el color del

mineral, está asociada a la biotita y a la magnetita.


Figura 2-2. 15SACZ75. Vista panorámica de la zona de

estudio

Pequeño afloramiento del neis con porfidoblastos de magnetita.

Figura 2-3. Cristales de plagioclasa con un sobrecrecimiento albitico en una matriz de feldespato potásico relleno de

pertitas tipo strings.

Imagen en CL. Textura mirmequitica. porfidoblasto de magnetita en XPL.


2.1.2 Neis flaser

Esta roca aflora en la parte Noreste del área de estudio, al Oeste del municipio de Mutiscua,

cerca de la Quebrada La Isidora. El contacto con entre los Esquistos del Silgará y el

Ortoneis es fallado en esta área, la dirección de foliación de la roca con es NW. En

ocasiones, se observan cuerpos de pegmatitas y venas intruyendo y cortando al Ortoneis

de manera concordante y discordante con la dirección principal de la foliación.

Figura 2-4. Vista de la Quebrada La Isidora, Afloramiento del Ortoneis al pie de la Quebrada La Isidora

Tienen textura granoblástica a lepidoblástica y flaser, con buen bandeamiento, estos

neises son de grano grueso de color gris claro a oscuro.

La composición mineralógica es plagioclasa andesina – oligoclasa, cuarzo, feldespato y

biotita. Como minerales accesorios se presentan ilmenita, apatito, esfena y magnetita. Los

minerales de alteración son principalmente sericita. La biotita se presenta como mineral

secundario que indica metamorfismo retrógrado de la hornblenda.

El cuarzo aparece en mosaicos de porfidoblástos irregulares de > 1 mm de mayor tamaño

que la plagioclasa y ortoclasa, se encuentra intersticial entre la red de cristales de

feldespatos, con desarrollo incipiente de contactos triples; tiene bordes irregulares y limpios

y tienen extinción ondulatoria.


La plagioclasa desarrolla poligonización y recristalización a cristales de menor tamaño, los

mosaicos se forman con orientación en sentido de la foliación metamórfica y se encuentran

entrelazados por tiras de biotita. Algunos cristales de plagioclasa presentan macla

Carlsbad y polisintética.

El feldespato es ortoclasa desdoblándose a microclina, se presenta en cristales

anhedrales, el tamaño se encuentra entre las 100 micras para los recristalizados y 100

micras para los porfidoblástos de la estructura flaser, tienen desarrollo de pertitas en forma

de trenzas. En contactos con plagioclasa desarrolla bordes de reacción. La biotita se

encuentra en tiras subidioblásticas intersticiales y marca la foliación de la roca y la

estructura néisica, se localizan entre los cristales de feldespato y plagioclasa. Se

encuentran ligeramente dobladas y pueden estar formadas a partir de anfíbol. Se

encuentran además cristales de apatito asociados con la biotita incluidos a lo largo del

clivaje.

Figura 2-5. Muestra 15SACZ73. Imagen de Cl y nicoles cruzados.Cristales de cuarzo rodeados por cintas de biotita.

Imagen en CL de la muestra 15SACZ73, se observa una franja de agregados poligonales de plagioclasa (verde),feldespato potásico (violeta), biotita y cuarzo (negro)

Muestra 15SACZ61. Biotita entrelazada en cristales de cuarzo y plagioclasa.


2.1.3 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita

Cortan la unidad de forma concordante y discordante con la dirección de la foliación

principal. Generalmente presentan texturas graníticas, mirmequíticas, poiquilíticas y

pertíticas. La roca contiene cristales de cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, biotita,

granate, minerales opacos y circón. Los cuarzos son anhedrales y tienen extinción

ondulante y los bordes se encuentran crenulados, aparecen como inclusiones dentro de

grandes cristales de feldespato en textura poiquilítica, el tamaño varía pareciera haber dos

generaciones de cuarzo. La plagioclasa se encuentra bastante alterada a sericita y a

epidota, poseen macla polisintética, también se encuentra como mirmequita dentro de

grandes cristales de feldespato. El feldespato potásico tiene forma anhedral, posee pertitas

de variados tamaños y algunas se encuentran deformadas, la textura es poiquilítica con

inclusiones de minerales como cuarzo, biotita, granate y circón, el contacto con los otros

minerales es crenulado con bordes de reacción, donde las mirmequitas se encuentran en

forma lobada dentro del feldespato. El granate es almandino, se desarrolla en cristales

subhedrales a cristales totalmente redondeados, fracturados, en cantidades mayores al

2%, su origen se le atribuye al desarrollo en una etapa tardía del magma con alto contenido

de Al2O3, estos parecieran estar amalgamados unos a otros en pequeñas masas, el

tamaño varía de 20 a 50 micras, y casi no presentan inclusiones. La biotita es laminar de

tamaño pequeño, los cristales son subhedrales, se encuentra algo cloritizadas, la

proporción modal es del 5, el color es marrón verdoso a verde marrón, se encuentra

asociada al granate.


Figura 2-6. Vista del Río Caraba y afloramiento del Ortoneis al pie de la vía que sale desde el municipio de Silos a la vereda Las Tapias

Figura 2-7 Muestra 12-EPD-110IIIB-35-01 Cristal subhedral de granate.

Figura 2-8 Muestra 12-ABO-8. Imágenes en CL. (izq)Cristales de granate y sillimanita fibrolítica formando plagioclasa. (Der) Cristal de crisoberilo con granate y sillimanita.

Grt

Pl

Fks

Sill

Grt

Chb

Sill


Figura 2-9. Muestra 15SACZ63. Cristal de feldespato potásico, textura poiquilítica con cristales de granate, biotia

y cuarzo.

2.2 Meta-Granodiorita

Este Ortoneis aflora en la parte central del área de estudio, en el sector que va desde

Pantano grande hasta el Boquerón Cruz de Peña, entre las Quebradas Las Minas y Los

Ranchos en el Páramo de Santurbán. La zona presenta un relieve ondulado, con valles

glaciares, los afloramientos de roca se encuentran afectados tanto química como

mecánicamente.

Figura 2-10. Muestra 15SACZ60. Cristales de cuarzo, biotita, plagioclasa y anfíbol. (Izq) Se observa sombras de

presión en el cristal de cuarzo.

La textura del Ortoneis en afloramiento es foliada, no obstante a pesar de su foliación a

escala macro, la textura en sección delgada no se observa tan clara y pareciera pasar de


granoblástica a ser cristaloblástica, el tamaño de grano es variable entre 0.3 mm a 2 mm

además se observan texturas pertíticas, mirmequíticas, poiquilíticas y bordes de reacción

entre la plagioclasa y el feldespato potásico. La roca está compuesta por plagioclasa,

cuarzo, feldespato, biotita, escaso anfíbol y minerales opacos. El cuarzo se observa de

forma anhedral, redondeado, en su mayoría aparece como exsolución o como inclusión

dentro del feldespato potásico (Drop like) y como mirmequita en la plagioclasa, es incoloro

y su extinción es ondulatoria.La plagioclasa es oligoclasa - andesina, en cristales

subhedrales a anhedrales inequigranulares de hábito prismático corto, maclada según la

ley albita-Carlsbad, mal desarrollada y algunas levemente deformadas, aunque en su

mayoría los cristales no poseen maclado, los contornos son crenulados, pueden ser

lobulados y menos frecuentes rectos, presentan intercrecimientos mirmequíticos

generalmente en el contacto con el feldespato potásico formando abanicos o estructuras

de coliflor y gusanos dentro de la plagioclasa. Se altera a sericita en agregados micáceos

microcristalinos, son frecuentes las inclusiones de apatito, cuarzo y circón. El feldespato

potásico forma cristales anhedrales inequigranulares gruesos y sin macla, los cristales son

centimétricos, en algunas rocas el feldespato puede mostrar texturas poiquilíticas con

inclusiones circulares de cuarzo plagioclasa y biotita, se observan bordes de reacción con

la plagioclasa y texturas mirmequíticas entre plagioclasa y cuarzo. La biotita es de color

marrón verdoso parcialmente cloritizada, su forma es euhedral a subhedral, se presenta

entre los cristales de feldespato, cuarzo y plagioclasa y su proporción aumenta hacia la

parte norte de la zona, donde además se observa más claramente su textura flaser además

se presentan pequeños nidos de esfena euhedrales asociados con la biotita; como

accesorios la roca posee apatito, zircón, pirita y magnetita.

Figura 2-11. Muestra 16SACZ31. Macla deformada en plagioclasa(Izq).

Pl


2.3 Meta-Tonalita

Se observó este Ortoneis en los sectores de El Hatico, Quebrada Cuestaboba y Pantano

grande, los afloramientos se encuentran alterados, y se ven como montículos en el área

de estudio que se caracteriza por su relieve redondeado especialmente en la zona de

páramo. Este Ortoneis está compuesto por cuarzo, plagioclasa, biotita y anfíbol. La roca

es de color gris mediano claro, textura neisica. El promedio de composición modal está

dado por. Cuarzo (36), plagioclasa (38) en cristales anhedrales, presenta alteración fuerte

a sericita, se observan microfracturas irregulares, el contenido de anfíbol varía entre el 30

al 40, la biotita (2,5) es de color marrón oscuro parcialmente cloritizada, se presentan

pequeños cristales de esfena euhedrales asociados al anfíbol y algunos minerales opacos

como pirita y magnetita..

Figura 2-12. Muestra 12EPD38-01. Imagen de CL. Y Nicoles cruzados.


Figura 2-13. Muestra 16SACZ31.

2.4 Meta-Monzodiorita

Se observó un Neis con piroxeno en el camino que va por la Loma El Hatico, en un

afloramiento sobre la carretera.

La textura de la roca es foliada, neisosa, presenta bandas claras de plagioclasa y bandas

de piroxeno.

La roca se compone de cuarzo (7%), plagioclasa (45%), feldespato (15%), piroxeno (35%),

esfena <5%, es decir una composición Monzodiorítica.

El cuarzo presenta extinción ondulante, los colores de interferencia son de primer orden,

algunos contactos con los demás cristales se encuentran 120°, en agregados poligonales

junto con la plagioclasa y los piroxenos. La plagioclasa es de forma euhedral, presenta

macla polisintética, algunos cristales tienen zonación oscilatoria, se encuentra seritizada,

se determinó una composición (An35-Ab65). El piroxeno es Diópsido, presenta color verde

pálido, la forma es euhedral, en agregados poligonales, hábito prismático, el relieve es alto,

con exfoliación en una dirección y colores de interferencia morados y azules de segundo

orden, se observan algunos cristales retrogradándose a anfíbol.


Figura 2-14. Muestra 16SACZ17

Cristales poligonales de plagioclasa, algunos zonados. Cristal de plagioclasa presentando macla polisintética

Cristales de plagioclasa, contactos rectos en angulo de 120°


3. Química mineral

Las fases analizadas fueron: feldespato alcalino, plagioclasa, biotita, anfíbol, granate y

subordinado clinopiroxeno y minerales opacos. (Tabla 3-1).

Tabla 3-1. Fases analizadas MUESTRAS

/FASES CHS-19

14SACZ20

14SACZ21A

14SACZ21B

14SACZ22

15SACZ55

15SACZ56

15SACZ57

15SACZ63

15SACZ64

15SACZ75

16SACZ17

16SACZ31

EPD3501

EPD3701

EPD3801

12ABO8

PLAGIOCLASA X X X X X X X X X X X X X X

BIOTITA X X X X X X X X X X ANFIBOL X X X X

PIROXENO X GRANATE X X X X CORDIERIT

A X SILLIMANIT

A X MAGNETIT

A X ILMENITA X

Los resultados de los análisis minerales y los cálculos de sus fórmulas estructurales se

expresan en los anexos.

3.1 Plagioclasa

Los cristales de plagioclasa analizados tienen una composición que va desde la albita a la

andesina, predominando la oligoclasa y andesina (Figura 3-1), a excepción de la muestra

16SACZ17 donde la composición es labradorita.

La mayoría de los análisis de albita se realizaron en los bordes de algunos cristales

zonados o con sobrecrecimientos, o en las pertitas dentro del feldespato alcálino (Figura

3-2).

En los cristales individuales de plagioclasa no se observan grandes variaciones y los

perfiles son bastantes constantes o presentan una leve disminución en la concentración

de anortita desde los núcleos a los bordes.

Química mineral 35

Figura 3-1. Diagrama ternario de feldespatos

Figura 3-2. Mapas de rayos X en plagioclasa y feldespato alcalino.

Mapa de rayos X, de la muestra 14SACZ21A. Se observa la variación composicional del Na, Ca

y K. La plagioclasa varia de An 37- An 17, de centro a borde.


3.2 Biotita

En este documento, se utiliza el término "Biotita" en el sentido de la clasificación de las

micas IMA (Rieder, et al., 1998) es decir, como un nombre de la serie trioctaédrica entre o

cerca de annita-flogopita y siderofilita-Eastonite.

La biotita es la fase mineral ferromagnesiana más común en las rocas plutónicas ígneas,

especialmente en rocas graníticas, y como tal ha sido utilizado por diversos autores como

un indicador / marcador de la génesis y evolución del magma progenitor de las rocas en

las que están presentes (Speer, 1984), (Nachit, 1986) (Nachit, et al., 2005), (Abdel-

Rahman, 1994).

Los datos presentados son un conjunto de análisis químicos específicos en diferentes

cristales, para un total de 69 análisis distribuidos en 9 secciones delgadas, con un

promedio analítico ≥ 95 (sin H2O). (Anexo B. Tablas de Química mineral).

La biotita se presenta en forma de cristales hipidiomórficos, subidioblásticos a

xenoblásticos con un tamaño de grano entre 0,4 a 5,0 mm de largo y en general, con una

dirección bien definida, ocasionalmente la biotita forma cúmulos sin orientación

preferencial que origina texturas decusadas, el color varia de verde a marrón, los contactos

con feldespato, plagioclasa y cuarzo son rectos, por lo general, está asociada a esfena,

apatito y circón. Estos cristales se interpretan como primarios/ magmáticos, sin embargo

se observan microtexturas relacionadas con los cambios tardi-magmáticos como

cloritización que por lo general se desarrollan a lo largo de los planos de corte.

Dentro de las clasificaciones de micas para rocas ígneas, la más manejada es la del

cuadrilátero ASPE que comprende los términos annita – flogopita – siderofilita – eastonita,

que considera diferencias composicionales en el contenido de Al total y la relación

Química mineral 37

Fe/(Fe+Mg) con Fe*=(Fe2+)+(Fe3+), (Nachit, et al., 2005), calculados sobre la base de la

formula mineral de 22 Oxígenos. Ambas variables son funcionales para una clasificación

en vista de que son buenos indicadores del grado de peraluminosidad y estado de

oxidación de la roca.

Figura 3-3 Imagen de BSE - 15SACZ57

Las biotitas exhiben bajos valores de Al total de alrededor de 2,3 y 2,6 c.p.f.u. y valores

intermedios de Fe/ (Fe+Mg) (Figura 3-4), clasificándose como annita.

Nachit et al. (1985), propone un diagrama en el cual el carácter discriminador de los tipos

de magmas es la cantidad de Al total y de Mg de las biotitas (Figura 3-5) y (Figura 3-6)

(Abdel-Rahman, 1994) relaciona la composición de elementos mayores (FeO, MgO,

Al2O3) con la naturaleza de los magmas a partir de los cuales cristalizan. Esta clasificación

establece una relación entre las biotitas más ricas en sílice y óxido de hierro y las más

pobres en aluminio, composiciones cercanas a annita, con las suites anorogénicas

peralcalinas asociadas a extensión (campo A) y a aquellas composiciones tipo siderofilita

con suites peraluminosas incluyendo a granitos tipo S (campo P). Mientras que las biotitas

moderadamente enriquecidas en Mg con relaciones FeO/MgO bajas están emparentadas

con suites orogénicas calcoalcalinas tipo I (campo C). Los resultados del estudio de (Abdel-

Rahman, 1994), demuestran que las composiciones de biotitas ígneas reflejan la

naturaleza de sus magmas.


Figura 3-4. Cuadrilátero ASPE de discriminación de biotitas. Speer, 1984.

Figura 3-5. Diagrama de Al total vs Mg modificado de (Nachit, et al., 1985)

Química mineral 39

Figura 3-6. Composición de las biotitas expresadas en los diagramas de discriminación de (Abdel-Rahman, 1994). Campos A: alcalino, C: calcoalcalino, y P: peraluminoso


3.3 Anfíbol

Después de la biotita, el anfíbol es el siguiente mineral máfico en la zona de estudio. Se

producen en forma de cristales hipidiomórficos generalmente en secciones longitudinales,

más raramente idiomórficos en secciones basales, tienen color verde, con pleocroísmo en

tonos de marrón a verde claro.

Se encuentran asociados a titanita y minerales opacos, con inclusiones de pequeños

cristales idiomórficos de titanita, circón y apatito.

Los análisis químicos de los cristales de anfíbol se realizaron sobre la base de la fórmula

estructural de 23 oxígenos y 13 cationes excluyendo Ca, K, Na (ANEXO B.). A partir del

cálculo de la fórmula estructural, se aplicó la nomenclatura de (Hawthorne, et al., 2012)

bajo la cual todos los anfíboles analizados pertenecen al grupo cálcico rico en álcalis con

Ca B ≥ 1,50 (1,99-1,58) y (Na + K) A >0,50 (0,55-0,80) (Figura 3-8), además presentan

una variación significativa en el contenido de Si en fórmula que varía de 6,04 a 7,22 y en

la relación Mg/(Mg+Fe2+) con valores desde 0,25 hasta 0,50 (a.p.f.u.) indicando una

variación de hastingsita a ferro-pargasita.

No se observan variaciones claras de núcleo a borde. Exhiben Ti de 0,07 a 0.15 átomos

por unidad de fórmulas (a.p.f.u.), 0,25 - 2.70 a.p.f.u. de Al IV y 0,24 -2,29 a.p.f.u. de Al VI

Na y K varian respectivamente 0,16 - 0,67 y 0,09 - 0,94 a.p.f.u. y Ca varía de 1.12 a 3,26

a.p.f.u.

Química mineral 41

Figura 3-7. Imagen de BSE, muestra 15SACZ60.

Figura 3-8. Diagramas de clasificación de anfíboles (Leake et al. 1997).


3.4 Piroxeno

Según la clasificación de (Morimoto, et al., 1988) el piroxeno de la muestra 16SACZ17

pertenece al grupo Quad Ca-Mg-Fe (Figura 3-9) y es clasificado como un diópsido (Figura

3-10).

Química mineral 43

Figura 3-9. Clasificación de (Morimoto, et al., 1988)

La Figura 3-10muestra la composición del piroxeno, donde predomina el contenido de Ca

y subordinado el hierro, cayendo en el campo del Diópsido. La composición del piroxeno

es relativamente homogénea.

Figura 3-10. Diagrama Enstantita - Wollastonita – Ferrosilita


3.5 Granate

Se observan como cristales idiomórficos de color marrón-rojizo en algunos monzogranitos

(4 muestras). Los granates son minerales de cristalización final y por lo general contienen

pequeñas inclusiones de cuarzo o feldespato, algunos de biotita.

FeOtot se obtuvo como FeO, Fe2O3 se calcula a partir de la base de equilibrio de cargas.

La caracterización de estos minerales se hace con las proporciones de los componentes

de almandino, andradita, grosularia, piropo y espesartina, calculadas respectivamente a

partir de los porcentajes de Fe2O3, CaO, MgO y MnO. Los análisis representativos de

granos de granate de las muestras se encuentran en el ANEXO B.

Las muestras 15SACZ63 Y 15SACZ64, contienen cristales de granate rico en almandino,

seguido por espesartina, grosularia y menos piropo. En la muestra 12-EPD-35-01, el

contenido más alto es de espesartina, seguido por almandino, grosularia y en menor

proporción piropo. En la muestra 12ABO8, la composición de los cristales de granate

muestra predominio de almandino, espesartina, piropo y grosularia respectivamente.

15SACZ63 - 2

Esta muestra presenta un crecimiento en Fe de núcleo a borde (Alm n44→ b47), el Mn

presenta un aumento claro que va de (Sps n23.13 → b33.0), el contenido de Mg en los

cristales de esta muestra tiene poca variación desde el núcleo hasta el borde (Prp n 3.40

→ b1.94), el contenido de Grosularia muestra un cambio de composición de núcleo a borde

sufriendo una disminución que va de (Grs n 27.43 → b 18.99).

Figura 3-11. 15SACZ63-2.Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional

15SACZ64 – 3

Al igual que la muestra 15SACZ63, la muestra presenta una composición dominante de

almandino, seguido de espesartina, grosularia y piropo. Exhibe una zonificación química

marcada por la disminución en el contenido de Fe desde el núcleo hacia el borde (Alm n47

Química mineral 45

→ b45), el contenido de Mg disminuye insipientemente desde el núcleo hacia el borde (Prp

n4→ b2). Mn disminuye en el núcleo (Sps n28 →b 34), y aumenta hacia el borde.

Figura 3-12. 15SACZ64 .Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional

12-EPD-35-01

La composición predominante de esta muestra es espesartina, seguida por almandino,

grosularia y piropo. La espesartina varia de núcleo a borde entre Mn 42 – 48, el perfil

muestra una débil disminución de Fe (Alm n44 → b39) de núcleo a borde, hay un leve

aumento de Ca en el núcleo que va de (Grs n 12 → b 10).

Figura 3-13. 12-EPD-35-01.Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional

12ABO8

La composición de los cristales de granate de esta muestra presenta un predominio de

almandino, seguido de espesartina, piropo, y grosularia. El perfil muestra una débil

disminución de Fe (Alm n64 → b63), desde el núcleo hasta el borde, sin embargo los

cristales se encuentran homogenizados y la zonación es insipiente.


Figura 3-14. 12ABO8 .Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional

3.6 Óxidos de hierro

Los óxidos de Fe - Ti pertenecen a una serie de solución sólida ulvoespinela - magnetita e

Ilmenita - hematita. La Magnetita consiste en granos subhedrales, el tamaño varía entre

0.5 y 10 mm de diámetro, tienen inclusiones de apatito, circón y biotita que parece estar

rodeándolos. Presenta texturas de desequilibrio como un tejido “Cloths” o enrejamiento de

lamelas de Ilmenita distribuida en los planos {111}. Asociado a la magnetita se encuentran

cristales subhedrales de titanita. La magnetita en luz reflejada presenta pleocroísmo

ausente y reflectancia baja, es anisótropa y muestra las reflexiones internas que van del

blanco al crema. En general la mayoría de las secciones presenta óxidos de hierro, sin

embargo la química mineral se realizó en 2 secciones. Las fórmulas estructurales de

magnetita e ilmenita se volvieron a calcular sobre la base de 4 y 3 oxígenos,

respectivamente. El contenido y proporción molecular de FeO y Fe2O3 se calculó de

acuerdo con el procedimiento Carmichael (1967). La composición de magnetita se

caracteriza por el contenido de TiO2 bajo (0,2% a 0,4%), alto Fe2O3 (68,21% a 68,50%) y

(31,13% a 31,74%) de FeO. El contenido de MnO de (0,04% a 0,18%). La Ilmenita tiene

contenidos de TiO2 entre (52,93% a 51,21%), Fe2O3 (0,9% a 1,22%) y FeO entre 36,37%

a 37,25%). La composición de la Ilmenita va de 81,9% a 82,7% de Ilmenita, de 0% a 0,2

de Geikielita y 17,3 a 17,9 % de Pirofanita. (Resultados en los anexos).

Química mineral 47

Figura 3-15. Muestra 15SACZ75, Mapa composicional de un cristal de magnetita.

3.7 Geotermobarometría

A partir de las diferentes formulaciones de geotermómetros y geobarómetros disponibles

en la literatura se seleccionaron aquellos que mejor se adaptan en cada caso al rango

composicional de las rocas objeto de estudio. Con la química mineral se utilizó el programa

GTB (Kohn & Spear, 1999) que incorpora los geotermobarómetros más publicados, la tabla

de Excel GPT (Reche & Martínez 1996) y el programa APG2 (Sayari, 2016) Tabla 3-2.

Tabla 3-2. Asociaciones minerales utilizadas en el análisis de geotermobarometría COMPOSICIÓN/

ROCA MUESTRA ASOCIACIÓN GEOTERMÓMETRO

TEMPERATURA (°C)

GEOBARÓMETRO PRESIÓN

(Kbar)

ROCA APLITICA 12ABO8 pl-ksp-qtz-grt-sill-crd-

chb

Granate-cordierita-sillimanita-cuarzo

835-897 grt-pl-Al2SiO5-qtz 5.3-9.0

NEIS CON GRANATE Y

BIOTITA 15SACZ63

pl-ksp-qtz-grt- bt

Granate-biotita 510 Granate -

plagioclasa - biotita - cuarzo

3.5

TONALITA 12CHS19 pl-qtz- amp-

Op Anfíbol-plagioclasa 748.7 Al en Hornblenda 6.85

NEIS CON ANFÍBOL

16SACZ31 pl-ksp-qtz-

amp Anfíbol-plagioclasa 731.6 Al en Hornblenda 6.54

Granate-biotita. Thompson (1976), Goldman and Albee (1977) (2 Eq.) Holdaway and Lee (1977), Ferry and Spear (1978), Lavrent’eva and Perchuk (1981), Hodges and Spear (1982), Pigage and Greenwood (1982), Perchuk and Lavrenteva (1983), Ganguly and Saxena (1984), Perchuk and others (1985) Indares and Martignole (1985), Williams and Grambhng (1990), Dasgupta and others (1991), Bhattacharya and others (1992).


Granate – plagioclasa - biotita- cuarzo. (Wu, Zhang, & Ren, 2004) Granate-cordierita-sillimanita-cuarzo. Perchuk and others (1985), Thompson(1976), Holdaway and Lee (1977), Wells and Richardson, (1979) Wells (1979) Granate-plagioclasa-AlSiO5-cuarzo (GPAQ). Newton and Haselton (1981), Hodges and Spear (1982), Ganguly and Saxena (1984), Hodges and Crowley (1985), Koziol (1989), Koziol and Newton (1988).

3.7.1 Anfíbol – Plagioclasa

Para la obtención de la presión y temperatura se utilizó el geobarómetro sin corrección

termal de (Schmidt, 1992) y el geotermómetro de (Holland, 1994).

Una tonalita, una granodiorita rica en anfíbol o cualquier roca de similar composición,

puede ser descrita por un sistema de 10 componentes. Teniendo en cuenta la asociación

buffer (Hornblenda, Biotita, Plagioclasa, Ortoclasa, Cuarzo, Titanita, Oxidos de Fe-Ti,

fundido y una fase fluida.), la roca corresponde a un sistema trivariante, cuyos grados de

libertad pueden interpretarse como tres variables intensivas. fugacidad del oxígeno (fO2),

temperatura (T) y presión (P). En condiciones ideales, teniendo controlada la fO2 por algún

buffer y asumiendo temperaturas cercanas al solidus saturado, la única variable que

gobierna la entrada de Al a el anfíbol es la presión. El geotermómetro funciona a partir del

equilibrio entre hornblendas y plagioclasas. Los rangos de Tº obtenidos son similares para

cada uno de los métodos aplicados.

Tabla 3-3. Resumen de los datos termobarométricos

12 CHS 19

Parámetros

Ecuación Hammarstrom & Zen, 1986 Hollister et

al., 1987 Johnson&Rutherford, 1989

Schmidt, 1992

P Holland&Blundy, 1994, with Qz

6,50 6,93 5,30 6,85

T 764,95 762,00 773,28 762,51

P Holland&Blundy, 1994, with or without

Qz

6,50 6,93 5,30 6,85

T 747,21 748,98 742,21 748,67

P Blundy&Holland, 1990

6,50 6,93 5,30 6,85

T 800,38 793,47 819,90 794,66

P Ridolfi et al., 2010

6,50 6,93 5,30 6,85

T 930,52 930,52 930,52 930,52

Química mineral 49

16-SACZ31

Parámetro Ecuación Hammarstrom&Zen,

1986

Hollister et al.

1987

Johnson&Rutherford 1989

Schmidt 1992

P Holland&Blundy, 1994, con Qz

6,2 6,6 5,0 6,5

T 791,0 788,4 798,9 788,5

P Holland&Blundy, 1994,con o sin Qz

6,2 6,6 5,0 6,5

T 729,9 731,7 724,6 731,6

P Blundy&Holland, 1990

6,2 6,6 5,0 6,5

T 804,1 797,9 822,8 798,2

P Ridolfi et al., 2010

6,2 6,6 5,0 6,5

T 953,5 953,5 953,5 953


3.7.2 Granate – Biotita

Uno de los termómetros más efectivos para efectuar estimaciones en metapelitas de grado

medio y alto es el basado en la reacción de intercambio Fe - Mg, entre granate y biotita

cuyo KD puede expresarse simplificadamente como (Fe/Mg) Bi / (Fe/ Mg) Grt. Entre las

ventajas de este termómetro, aparte de ser un equilibrio seco, se encuentra la de estar

poco influenciado por las variaciones de la presión, como suele ser típico de las reacciones

de intercambio puras ya que por su misma naturaleza, suelen dar pequeños cambios de

volumen. El empleo de este geotermómetro en rocas de alto grado permite, además,

debido al zonado por difusión que suelen presentar los granates, calcular varias

temperaturas una cercana al pico metamórfico, y una o varias posteriores a dicho pico.

15SACZ63

Química mineral 51

3.7.3 Granate - Cordierita - Silimanita - Cuarzo

12ABO8

3.8 Seudosecciones

Se utilizaron los resultados de la geoquímica de roca total de la muestra (12ABO8) y un

para la construcción de la seudosección.

Las seudosecciones son sin duda el diagrama que mejor ilustra los cambios mineralógicos

en la roca, como variaciones de las condiciones de P y T, porque muestran solamente las

reacciones relevantes para una determinada composición de la roca. La seudosección

revela posibles paragénesis, que son representadas en diferentes campos con sus

desviaciones correspondientes en campos multivariantes de asociaciones mineralógicas,

asumiendo que existe un equilibrio químico entre las fases involucradas a determinados

rangos de P y T. La expresión resultante determina la asociación mineral estable en un

sistema químico dado con respecto a las variables intensivas y extensivas seleccionadas.

Estos diagramas de variación PT fueron construidos en el sistema MnNCKFMASH,

sistema químico compuesto de 9 componentes utilizando el software THERIAK-DOMINO,


v. 03/01/2012 (Capitani & Petrakakis, 2010) con la base de datos termodinámica

tcdb55c2d. En dicho programa la información de los nueve componentes considerados

(SiO2, Al2O3, CaO, MgO, FeOt K2O, Na2O, MnO) es introducida en forma de cationes

para obtener los datos termodinámicos de un rango de miembros extremos. Se modelo

utilizando el sistema MnNCKFMASH , para mostrar el efecto del Mn en las fases de

estabilidad de metapelitas.

La roca seleccionada (12ABO8) corresponde a un Neis cuarzo feldespático con biotita,

cordierita, sillimanita y cordierita, se localiza al norte del corregimiento de Berlín en la vía

antigua que va del corregimiento de Berlín a Vetas. Los resultados de las seudosecciones

de P-T son presentados en las Figura 3-16.

Figura 3-16. Seudosección de la muestra 12ABO8.

La roca, localizada en la parte central del macizo de Santander, caracterizada por

presentar un metamorfismo de alto grado, sufrió una serie de reacciones minerales (Ver

Química mineral 53

Anexo E) que monitorean la trayectoria P-T de esta región durante un evento orogénico

triásico-jurásico.

Texturalmente la roca presenta evidencia petrográfica como crecimiento de feldespato

alcalino y cordierita , colas de sillimanita en los granates indicando que la roca caja ya

estaba en un grado metamórfico alto en ese momento, granate y sillimanita formados a

partir de la plagioclasa, además de texturas como pertitas y antipertitas, mirmequitas,

granates subhedrales a redondeados sin inclusiones, dentro del fundido, formados a partir

de la deshidratación de la biotita mediante la reacción: Bt+Sill+Pl+Qtz=Grt+Kfs+Liquido.

La combinación de datos termobarométricos presentados en este trabajo, junto con las

características texturales de la roca, definen las condiciones del pico de metamorfismo y

la evolución de la trayectoria de P-T, en la zona de estudio.

Figura 3-17. Mapa composicional de las sección delgada 12ABO8


Figura 3-18. Imagen de CL, sección delgada 12ABO8. Se observa el granate con las colas de sillimanita formandose a partir de la plagioclasa (Verde).

Geoquímica de roca total 55

4. Geoquímica de roca total

4.1 Muestras y técnicas analíticas

A continuación se encuentra la información de geoquímica de un total de 21 muestras de

roca distribuidas en el Ortoneis. (Ver Anexo: Resultados de geoquímica de roca total.,

estas fueron procesadas y analizadas en los laboratorios ALS por los métodos (ICP-AES)

e (ICP-MS), los elementos mayores tienen un límite de detección de 0,01% y la precisión

de ± 0,1% y los menores y trazas con límites de detección entre 0,01 y 0,5 ppm y la

precisión de ± 5% 89. Los diagramas que muestran la variabilidad geoquímica de las rocas

estudiadas se construyeron utilizando el software GCDkit (Janoušek, et al., 2011).

Como las rocas estudiadas fueron sometidas a procesos tectonometamórficos se realizó

el diagrama Na2O + K2O vs. Na2O / K2O (Miyashiro, 1978) para evaluar posibles cambios

químicos en la composición original del de las rocas analizadas. (Figura 4-1).

Figura 4-1. Diagrama de (Miyashiro, 1978) para discriminación de rocas que sufrieron modificaciones químicas por

procesos pos-magmáticos.


4.2 Elementos mayores

El contenido de los elementos mayores en las rocas del Ortoneis varía de la siguiente

manera. SiO2 entre 60.28% - 78,58%; Al2O3 entre 11,33% - 16,58%; Fe2O3 0,70% -

3,55%; MgO entre 0,02% - 3,34%; Na2O entre 2,32% - 4,60%, CaO entre 0,40% - 9,93%

y K2O entre 0,41% - 6,12%. Si, Al, K, Na, poseen gran dispersión en los datos. Se ploteó

el diagrama QAPF (Figura 4-2) donde se diferenció la Unidad.

Figura 4-2. Diagrama QAPF

Las muestras analizadas de ortoneises se plotearon en el diagrama normativo AFM (¡Error!

No se encuentra el origen de la referencia.) ¡Error! No se encuentra el origen de la

referencia.) y ¡Error! No se encuentra el origen de la referencia.), químicamente son rocas

sub-alcalinas, calcoalcalinas, se agrupan en su mayor parte en el extremo del diagrama

demostrando ser rocas bastante evolucionadas con mayor concentración de álcalis. La

mayoría de los granitoides se pueden clasificar geoquímicamente según su contenido de

alúmina y de esta manera inducir la composición de la región fuente, la naturaleza de los

procesos de fundido, las relaciones tectónicas y el tipo de granitoide (Chappell & White,

1974); (Frost, et al., 2001). Por lo tanto, a partir de la relación molecular

(A/CNK).Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) vs. (A/NK). Al2O3/(Na2O+K2O), se comparó el

contenido de aluminio de los distintos tipos de ortoneises (¡Error! No se encuentra el


origen de la referencia.. d), de acuerdo con los campos delimitados por (Maniar & Piccoli,

1989), en este diagrama, la mayoría de las rocas son peraluminosas, que es coherente

con la abundancia de biotita observada en la mayoría de las muestras, con un índice de

Shand que varía de 1 a 1.3; cuando el A/CNK>1, es llamado peraluminoso o saturado en

alúmina, por lo general en los cuerpos más ácidos, significa que poseen más aluminio del

que pueden incorporar los feldespatos y deben tener otra fase aluminosa presente (biotita,

cordierita, granate o polimorfos de aluminio) y suelen provenir de una fuente sedimentaria.

También pueden formarse a partir de fusión de rocas félsicas metaluminosas ricas en

biotita o por un fundido de rocas máficas con exceso de agua, en general procesos de

anatexis cortical (Frost, et al., 2001); (Zen, 1988); (Chappell & White, 1974), como puede

observarse en las muestras más básicas, 16SACZ17 (Monzodiorita), y las tonalitas (12-

CHS-19; 16SACZ31), con variaciones hacia el campo metaluminoso.

Los granitoides tanto tipo S e I son predominantemente ricos en magnesio, la principal

diferencia se encuentra en que los tipo S son invariablemente peraluminosos (por

definición), mientras que los tipo I son en su mayoría metaluminosos (Frost, et al., 2001).

Figura 4-3. Localización de las muestras de la zona de estudio en el diagrama SiO2 vs Na2O + K2O y AFM (Irvine

& Baragar, 1971), que exhibe el carácter sub-alcalino de las rocas analizadas.

En el diagrama SiO2 contra K2O (¡Error! No se encuentra el origen de la referencia.,

a), la mayoría de las muestras se clasifican como rocas calco-alcalinas altas en potasio, a

excepción de las muestras que tienen composición tonalítica a granodiorítica.


Figura 4-4. Diagramas de caracterización geoquímica. (a) Diagrama de álcalis de Chappell y White (1974); (b) SiO2 vs K2O (Frost, et al., 2001) (c) SiO2 vs (Na2O + K2O) - CaO (d )ASI vs A / NK (Shand, 1943) a). b).

c). d).

En los diagramas binarios tipo Harker se observa una correlación positiva con dispersión

para el K2O, una correlación negativa para el TiO2, Al2O3, MgO, CaO, FeOt, P2O5 y Na2O.

Alcalik

Calcic

Metaluminoso Peraluminoso

Peralcalino


Figura 4-5. Diagramas tipo Harker

4.3 Elementos menores y trazas

En los diagramas de (Pearce, et al., 1984) (.

Figura 4-6), se observan diferentes naturalezas para los muestras del ortoneis, ubicadas

en el campo de arco volcánico (VAG) y sin colisionales (Syn-COLG), sin embargo existe

una cierta proximidad entre estos que podría quizás acentuarse con un mayor muestreo,

esto se correlaciona con el carácter calco-alcalino, peralumínico de los monzogranitos,

Multiple plot of SiO2 vs. Al2O3 CaO MgO Na2O K2O TiO2 P2O5 FeOt

60 65 70 75

11

13

15

17

SiO2

Al 2

O3

60 65 70 75

02

46

810

SiO2C

aO

60 65 70 75

0.0

1.0

2.0

3.0

SiO2

MgO

60 65 70 75

2.0

3.0

4.0

5.0

SiO2

Na

2O

60 65 70 75

01

23

45

67

SiO2

K2O

60 65 70 75

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

SiO2

TiO

2

60 65 70 75

0.0

00.0

20.0

40.0

60.0

8

SiO2

P2O

5

60 65 70 75

0.5

1.5

2.5

3.5

SiO2

Fe

Ot

Multiple plot of SiO2 vs. Al2O3 CaO MgO Na2O K2O TiO2 P2O5 FeOt


pues estas características químicas han sido atribuidas principalmente a granitos de arco

volcánico.

Figura 4-6. Localización de las muestras en el diagrama de discriminación tectónica de (Pearce, et al., 1984).

Syn-COLG

VAG


El diagrama spider normalizado al manto primitivo para las muestras del Ortoneis

demuestran anomalías negativas de HFSE incluyendo Nb, Ti y P, junto con anomalías

positivas en Liles incluyendo Rb, Ba, Th, y Pb. (Figura 4-7).


Figura 4-7. Diagrama Spider normalizado al manto primitivo. (McDonough & Sun, 1995)

Las anomalías negativas de Ti y Nb son controladas por minerales enriquecidos en titanio

como titanita, ilmenita, rutilo, granate y algunos anfíboles. Cuando aumenta la presión, la

solubilidad de los minerales ricos en titanio se reduce en los fluidos acuosos, por lo tanto,

esos minerales que son ricos en HFSEs serán estables durante el proceso de fusión parcial

a una profundidad mayor de 30 km que conduce a anomalías negativas en el fundido. La

anomalía negativa en P indica bajo contenido de apatito en las rocas estudiadas.

En los granitoides de tipo I, el P actúa como un elemento compatible y el fraccionamiento

de este elemento en las primeras etapas de cristalización del magma, conduce a

anomalías negativas en la cristalización de la roca. Anomalías positivas en Pb, K y Rb se

atribuyen al metasomatismo de cuña del manto por los fluidos derivados de la placa

subducida y / o a la contaminación con la corteza continental. (Atherton & Ghani, 2002)

(Kamber, et al., 2002).

El diagrama de tierras raras normalizado a condrito, muestra un patrón rico en LREE con

un radio de LREE / HREE alto.


Figura 4-8. Diagrama spider de REE normalizado a condrito. Nakamura 1974.

Las anomalías negativas de Eu están relacionadas con el fraccionamiento de feldespato

durante la cristalización del magma o del feldespato restante de la fuente, mientras que las

anomalías positivas de Eu es indicativo de la ausencia de fraccionamiento de plagioclasa

durante la cristalización del magma y la alta concentración de este mineral en estas rocas.

Si las anomalías negativas están asociadas con anomalías negativas en Sr, la

cristalización fraccionada de plagioclasa es la responsable de estas anomalías, pero si las

anomalías negativas de Eu están asociadas con anomalías negativas de Ba, el

fraccionamiento feldespato potásico tiene el papel principal en este sentido.

En las rocas estudiadas, anomalías negativas de Eu ocurren junto con las de Ba, que se

refiere al fraccionamiento de feldespato potásico. Anomalía positiva en Eu es indicativo de

la ausencia de fraccionamiento de plagioclasa durante la cristalización del magma y la alta

concentración de este mineral en estas rocas. La anomalía de Europio puede ser tanto

negativa como positiva, dependiendo si la plagioclasa fue removida o acumulada,

respectivamente. La anomalía negativa de Eu es un buen indicador que el líquido estuvo

en equilibrio con las plagioclasas, ahora ausentes.


Figura 4-9. Müller 1992.

Para definir un ambiente tectonomagmático, además de las características geoquímicas

de elementos de tierras raras como los diagramas spider, también se ploteo el diagrama

de (Batchelor & Bowden, 1985), basado en dos parámetros catiónicos que incluyen:

R2 = 6CA + 2Mg + Al y R1 = 4Si - 11 (Na + K) - 2 (Fe + Ti).

Las muestras de composición monzogranítica, se ubican en un ambiente syn-colisional,

característica de granitos anatécticos y tipo S, Las rocas de composición granodiorítica a

tonalítica en un ambiente de fraccionamiento del manto, y la muestra de composición

monzodiorítica en placa pre-colisional, que representa un arco magmático en el cual ocurre

subducción de la placa oceánica bajo la placa continental (Quand, 2013).

Figura 4-10. Diagrama R1-R2. (Batchelor & Bowden, 1985)

Geocronología U-Pb 66

5. Geocronología U-Pb

Se recolectaron 5 muestras para datación U-Pb en circón pertenecientes al Ortoneis, estas

tienen composición granodiorítica a monzogranítica, se encuentran localizadas en la parte

Este de la zona de estudio y la parte Sur. La localización de las muestras se encuentra en

la Figura 5-6.

Los circones de las muestras 14SACZ18, 14SACZ21A, 14SACZ21B, 14SACZ22 Y

12EPD-43-01 fueron analizados en el laboratorio de termocronología del SGC en

Bogotá, en LA-ICP-MS utilizando un espectrómetro de masas mono colector Thermo

Fisher Element II y un Láser Photon Machine 193µnm. Los análisis de ablación laser

fueron conFigurados con ráfagas de ablaciones cada 35 segundos y una cuenta de

240 disparos a una tasa de repetición de 8Hz, con un tamaño de ablación de 20 µm en

el núcleo y borde de los cristales de circón. Por cada 5 ablaciones en las muestras se

analizó un estándar (Plesovice, R33, 9500). La reducción de los datos se realizó con

el software Iolite, y los diagramas de densidad con la tabla Isoplot V. 3.7. Se excluyeron

los datos concordantes por encima del 10%. Los resultados se encuentran en el Anexo

D. La muestra 14SACZ18 tiene treinta y cuatro datos de U-Pb, la muestra 14SACZ21A

treinta y dos, 14SACZ21B cincuenta y cinco, 14SACZ22 treinta y cuatro, y finalmente

la 12EPD43-01 treinta y seis.


5.1 Diagramas

5.1.1 14SACZ18

En el diagrama de densidad se observan dos poblaciones, la mayor con un pico de

edad aproximadamente a los 446 Ma, esta población se encuentra en el rango entre

los 398 – 488 Ma, estas edades son de núcleo. La otra población con un pico a los 207

Ma, corresponde a los bordes de los cristales y varía entre los 250 – 200 Ma.

5.1.2 14SACZ21A

En esta muestra se encuentran tres poblaciones, el pico más alto de aproximadamente

469 Ma y un rango entre los 388 – 490 Ma, otra población con un pico a los 200 Ma,

con edades que varían entre los 156 – 221 Ma. Finalmente se presentan edades con

núcleos heredados entre los 1024 – 1460 Ma.

Figura 5-1. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 14SACZ18 y edades U-Pb de la muestra.


Figura 5-2. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 14SACZ21A.

5.1.3 14SACZ21B

En esta muestra se encuentran tres poblaciones, el pico más alto de aproximadamente

459 Ma y un rango entre los 364 – 507 Ma, se presentan además circones con núcleos

heredados entre los 945 - 1441 Ma. Se presenta un circón con un núcleo heredado de

1441 +27 Ma. y un borde de 444+8 Ma, que pude representar un evento magmático o

metamórfico de edad Ordovícico superior. (Figura 5-3).


Figura 5-3. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 14SACZ21B.

5.1.4 14SACZ22

Se observa un pico a 454 Ma, en un rango de edades que van de 390 – 504 Ma,

además una población entre los 291 – 342 Ma y una más pequeña a los 233 Ma que

representa una edad de borde.

Figura 5-4. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 14SACZ22.


5.1.5 12EPD43-01

Se observan tres poblaciones, el pico más alto se encuentra a 449 Ma. En un rango

entre 412 – 495 Ma. Una segunda población entre los 368 – 406 Ma y una última entre

548 – 576 Ma.

Figura 5-5. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 12EPD-43-01.


Figura 5-6. Mapa de localización de algunas edades del Ortoneis en el Macizo de Santander junto con edades

reportadas en este estudio

Discusión y conclusiones 73

6. Discusión y Conclusiones

Para la unidad Ortoneis de Berlín en el Macizo de Santander se realizaron análisis

petrográficos, geoquímicos, termobarométricos y geocronológicos, con los cuales se

pudieron definir las características petrológicas, metamórficas y de emplazamiento de la

unidad.

A partir de las observaciones en campo y mediante petrografía se determinaron las

diferencias composicionales de los distintos Ortoneises que afloran al norte del

corregimiento de Berlín. Se identificó que la unidad presenta cambios composicionales de

Este a Oeste.

Entre los municipios de Mutiscua y Pamplona, en la quebrada la Isidora, la unidad

litológicamente corresponde a un Neis Cuarzo-feldespático con biotita, es un Ortoneis

flaser y se diferencia de los otros Ortoneises por su mayor tamaño de grano, característica

que posiblemente puede estar ligada al protolito, presenta además foliación bien

desarrollada, polígonos monominerálicos de plagioclasa, los cuales se pueden asociar al

contacto fallado con los Esquistos de Silgará, la presencia de texturas poligonales en

plagioclasa en algunas de las muestras podría indicar condiciones de deformación a alta

temperatura (Passchier, 1996).

Más al Sur en el municipio de Silos en la vía que va paralela al Río Caraba, desde la

carretera que sale del municipio hacia el noroccidente, se encuentra una buena exposición

del Ortoneis en contacto concordante con los Esquistos de Silgara, también se observan

intercalaciones de un neis máfico y un neis pelítico, además de contactos con pegmatitas,

en esta zona el Ortoneis se encuentra bastante afectado por la falla del Río Caraba, donde

se alcanzan a apreciar estrías y deslizamientos sobre la carretera, composicionalmente

encontramos un neis Monzogranítico pero con escasa biotita y con la sorpresa de algunos

cristales de granate tipo almandino en la roca que además se encuentra bastante afectada

por alteración.


Continuando hacia el Noroeste, por la carretera, entrando hacia El Hatico, aflora un neis

Monzogranítico con biotita, de textura masiva, sin embargo posee una textura particular

que es la de porfidoblástos de magnetita con tamaños que pueden llegar a medir 10mm

de diámetro, tiene una abundante presencia de esfena, bien desarrollada y buen tamaño,

asociada a la presencia de magnetita, esta asociación, magnetita - esfena es considerada

como una característica determinante para definir que se está dentro de un cuerpo

ortonéisico y hacia las partes distales del contacto (Buddington, et al., 1964) este Ortoneis,

posee intercrecimientos mirmequíticos, además de bastantes pertitas, y se observa un

marcado sobrecrecimiento de plagioclasa tipo albita en los cristales de plagioclasa, dando

la impresión de ser una textura “antirapakivi”. Esto da indicios de que la roca presento

equilibrios físico-químicos incompletos en los minerales, elementos clave para definir el

grado de migración química como respuesta a un cambio de temperatura y presión.

En el sector de la quebrada de Las minas, al norte del municipio de Silos en el límite con

Vetas, se presenta un ortoneis con más contenido de plagioclasa, se observa una roca con

mayor contenido de máficos como biotita y anfíbol, una foliación bien marcada y textura

néisica, la composición varía a granodiorita. Más al W en un afloramiento sobre la carretera

que va desde El Hatico hasta la vereda Volcán amarillo se encontró un cuerpo de

composición monzodiorítica, textura néisica, foliado, y con cristales de clinopiroxeno tipo

diópsido, esta roca presenta retrogradación de piroxeno a anfíbol, bastante plagioclasa,

tipo labradorita, poco cuarzo y feldespato potásico, además de cristales de esfena bien

desarrollados como accesorios.

El Ortoneis localizado más hacia el W, por la vía Berlín- Vetas, hacia la zona del Páramo

de Santurbán, en zonas aledañas al neis de Bucaramanga posee una composición más

ferromagnesiana, aumentando el tamaño y la presencia de biotita, la estructura

predominante en este sitio es bandeada con una secuencia bien desarrollada en la

alternancia de leucosomas y melanosomas, siendo la composición de la roca una

granodiorita. Aledaño a este sector, por la carretera antigua, se encontró una roca neisica

(muestra 12ABO8), compuesta por cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, sillimanita,

granate, cordierita y crisoberilo. Es una roca leucocrática, de aspecto masivo, el granate

aparece como pequeños cristales subhedrales a cristales totalmente redondeados,

fracturados, su origen se le atribuye al desarrollo en una etapa tardía del magma con alto

contenido de Al2O3 de composición almandino,seguido de espesartina, asociado al

granate se encuentra la sillimanita de aspecto fibroso, el crisoberilo es de hábito prismático,


algunos presentan zonación en reloj de arena o sectorial, en muestra de mano se ven

como cristales de color amarillo verdoso claro, vítreo, con tamaños que varían de 1 – 3 mm

a lo largo del eje c, se encuentra asociado a colas de sillimanita; algunos autores sugieren

un origen metamórfico del crisoberilo (CBL),que se encuentra como mineral accesorio en

algunas pegmatitas, las relaciones texturales y la paragénesis sugieren un origen sin-

cinemático bajo condiciones metamórficas de alto grado relacionadas a zonas de cizalla

por la reacción:

Berilo + albita + moscovita crisoberilo + cuarzo + álcalis + fluidos + silimanita.

De acuerdo con esta reacción, berilo + moscovita + albita representan la paragénesis

ortomagmática primaria de las facies aplita en la pegmatita y silimanita + crisoberilo +

cuarzo son producto de metamorfismo, claramente restringidos a pequeñas zonas de

cizalla de centímetros de espesor. (Beurlen, et al., 2013).

Finalmente en cuanto a las diferencias relacionadas con el desarrollo de la foliación, se

observa que existe una variación en sentido NE, al norte de Mutiscua, la foliación se

encuentra bien desarrollada, en sentido NW, el contacto del cuerpo con los esquistos de

Silgará es fallado.

Continuando con el estudio de la unidad se realizaron análisis de química mineral en 17

secciones delgadas pulidas.

La plagioclasa presente varia composicionalmente de oligoclasa a andesina (con

excepción del neis monzodiorítico, en el cual es labradorita).

La Plagioclasa presenta zonaciones normales, sin embargo algunas de ellas presentan

abruptas “zonaciones” o sobrecrecimientos que denotan un cambio drástico en la

temperatura o presión de formación del mineral. (Muestra 14SACZ21B).

La biotita es el máfico más común en la unidad, se presenta con un paralelismo bien

definido correlacionable con la foliación regional lo que pone de manifiesto un evento

metamórfico común que afectó a las unidades del macizo. Las biotitas se clasificaron en

la serie subalcalina - calcoalcalina (Nachit, et al., 1985). Esto implicaría que se habrían

formado a partir de un magma calco-alcalino. Las biotitas estudiadas muestran

composiciones enriquecidas en la molécula de annita (Speer, 1984), con razones

Fe/(Fe+Mg)> 0,5. Según el diagrama discriminante entre biotita primaria (marrón), primaria


reequilibrada y secundaria, el quimismo en la biotita estaría más relacionado con la

composición del protofito que con los parámetros de temperatura o presión.

Todos los anfíboles analizados poseen (Ca+Na)B > 1 y NaB < 0,5, por lo tanto se clasifica

como anfíbol cálcico, El anfíbol se clasifico en el sentido de (Leake, et al., 1997), como

ferro-pargasita, estos anfíboles muestran razones Mg/(Mg+Fe) entre 0,3 y 0,5.

Los Óxidos de hierro presentes en la unidad, presentan texturas de desequilibrio,

enrejamiento o lamelas de Ilmenita distribuida en los planos {111} de la magnetita, esta

característica indica un enfriamiento relativamente lento de la roca, combinado con una

mayor fO2 que debió haber favorecido las reacciones de oxidación / exsolución de ilmenita

en magnetita (Buddington & Lindsley, 1964), asociado a la magnetita se encuentran

cristales subhedrales de titanita, lo que sugiere etapas de oxidación subsolidus

(Carmichael & Nicholls, 1967). Un ajuste por recristalización es posible a altas

temperaturas llevando a la formación de ilmenita y a temperaturas más bajas la ilmenita

se limita a exsoluciones en forma de lamelas y conforme el enfriamiento avanza, el rango

de difusión iónica disminuye y produce texturas similares.

Los granates analizados presentaron zonaciones inversas y otros (muestra 12ABO8) se

encuentran homogenizados, la zonación en granates es fuertemente dependiente de la

temperatura, ausencia de zonación o zonaciones de Mn inversa son esperables en

granates cristalizados esencialmente por encima de los 700 ºC. La zonación inversa, con

una extensa región central sin zonación, revela que la mayor parte del granate cristalizó

por encima de 700 ºC (alta difusión y consecuente homogenización del Mn) y, sólo su

borde marginal, lo hizo por debajo de esta temperatura, la fase retrograda se evidencia con

los granates con bordes ricos en Mn, y cuando hay un metamorfismo prógrado, los

granates comienzan a homogenizarse, esto, por encima de los 600°C - 700°C,

dependiendo de la duración de las condiciones de alta temperatura y el tamaño del cristal,

entonces la homogenización en los granates es ocasionada por temperaturas elevadas

que dan a lugar a procesos de difusión y re-equilibrio del mineral, aunque granates sin

zonación son característicos en las rocas metamórficas del alto grado, su contenido de

espesartina es mucho más bajo que el de cualquier granate ígneo, logrando diferenciarse

de esta manera.

Las asociaciones minerales y los diagramas de equilibrio (¡Error! No se encuentra el

origen de la referencia.) permitieron determinar que hay un aumento de temperatura de


E a W con un máximo de temperatura en la zona del páramo de Santurban (temperaturas

de casi 900°C) en una roca con una asociación mineral de Granate + Fe-Cordierita +

Sillimanita + Cuarzo + Feldespato potásico + Plagioclasa + Crisoberilo, estas temperaturas

altas probablemente se asocian a un evento de migmatización, provocando una

modificación en la composición química y distribución de los elementos de algunas fases,

como en el caso del granate (Urueña-Suarez, C. & Zuluaga, C., 2011). Hacia el sector de

Cuestaboba las temperaturas más bajas calculadas se encuentran en 500°C.

La petrogénesis de los granitoides involucra diversos factores que incluyen el ambiente

tectónico, el tipo de fuente inicial del magmatismo (manto y/o corteza), las condiciones de

fusión parcial y los procesos de evolución magmática, tales como cristalización

fraccionada, cristalización fraccionada con asimilación de material cortical y mezcla de

magmas. En el área de estudio se determinaron geoquímicamente 4 tipos de composición

de la unidad,

Según los diagramas de discriminación tectónica de (Pearce, et al., 1984) el protolito de

las rocas del Ortoneis en el Macizo de Santander fueron granitos de arco volcánico - VAG

formados en márgenes continentales activas, también se observa una disposición de las

muestras a granitos sin colisiónales, asimismo presentan una tendencia evolutiva de

carácter sub alcalino, calco-alcalino de alto K, tienen características netamente

peraluminosas como lo indica el índice de Shand mayor que 1 con paragénesis minerales

como sillimanita, cordierita y granate, clasificándose los ortoneises de protolito

monzogranítico como granitos tipo S, las muestras de composición granodiorítica a

tonalítica tienen tendencia metaluminosa que puede relacionarse a procesos de fusión

parcial y cristalización fraccionada de magmas provenientes del manto en zonas de

subducción (Frost, et al., 2001).

Por último los análisis geocronológicos mostraron edades discordantes entre núcleo y

borde, para todas las muestras. Para la muestra 14SACZ18 se tienen una discordia con

dos interceptos uno a 612 ± 78 Ma y el otro a 190 ± 94 Ma. Para la muestra 14SACZ22, el

intercepto superior es a 542 ± 69 Ma y el inferior a 219 ± 130 Ma. Para la muestra

14SACZ21B, el intercepto superior es a 1467 ± 74 Ma y el inferior a 444 ± 17 Ma. Para la

muestra 12-EPD-43-01 está en el rango 577-444 Ma, es decir, que se habría desarrollado

entre el Cambro-Ordovícico y el Silúrico inferior, siendo representativas del magmatismo

famatiniano.


7. Conclusiones

La unidad Ortoneis de Berlín es un cuerpo metamórfico que presenta diferencias

composicionales y texturales, variando de monzograníticas a monzodioríticas de Este a

Oeste, desde el municipio de Mutiscua hasta Tona. En general presenta un buen desarrollo

en cuanto a la foliación, con una dirección predominante en sentido NW, que se desarrolla

a medida que aumenta el grado metamórfico, variando de masiva a néisica.

Petrográficamente se identificaron texturas flaser, recristalización, sobrecrecimientos,

zonaciones, evidencias de retrogradación, segregación de óxidos de hierro y titanio,

albitización de plagioclasa y ligera cloritización de biotita; evidenciando ajustes parciales

de presión y temperatura.

Estudios de campo, petrográficos y geoquímicos indican que el Ortoneis de Berlín consiste

en una variación composicional que va de monzogranitica a monzodiorítica.

Las características geoquímicas del protolito del Ortoneis monzogranítico corresponden a

un magma félsico de la serie calco-alcalina, con composiciones de afinidad peraluminosas,

y un ambiente de formación de margen continental activo, como granitos de arco volcánico

y se clasifica como granitoide de tipo S, el ortoneis de composición granodiorítica a

monzodiorítica presenta características metaluminosas y tiene tendencia a ser un granito

tipo I.

Anomalías negativas de Nb y Ti junto con anomalías positivas de Rb, Ba, K y Pb en los

diagramas spider son indicativos de un ambiente de subducción, en un ambiente tectónico

de emplazamiento de tipo transicional entre regiones de arco volcánico y syn-colisional.

Los circones analizados presentan edades de cristalización que se encuentran entre los

577 a 444 Ma desarrollado entre el Cambro-Ordovícico y el Silúrico inferior, con edades de

borde entre los 270 – 170 Ma que son el resultado de un evento térmico triásico – jurásico.

Con base a los resultados obtenidos en el presente estudio, se puede concluir que la

unidad Ortoneis de Berlín representa una actividad intrusiva desarrollada entre el entre el

Cambro-Ordovícico y el Silúrico inferior, siendo representativas del magmatismo

famatiniano, presenta características netamente peraluminosas con un índice de Shand

que varía de 1 a 1.3; además, su alto contenido en biotita en la gran mayoría de las


muestras y una mineralogía como, cordierita, granate o polimorfos de aluminio en algunas

muestras se puede clasificar como un granito tipo S, de la misma forma presentan una

tendencia evolutiva de carácter calcoalcalino. Se define, en base al diagrama Rb/Si02 y a

las evidencias petrográficas y geoquímicas un ambiente tectónico de emplazamiento de

tipo transicional entre regiones de arco volcánico y sin-colisional, en niveles someros de la

corteza.

Bibliografía 81

1634BBibliografía

Abdel-Rahman, A. F. M., 1994. Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline, and

peraluminous magmas.. Journal of petrology, 35(2), pp. 525-541.

Amaya. F, S., 2012. Caracterización Petrográfica y Petrológica de los Neises y Migmatitas

del Neis de Bucaramanga, Departamento de Santander. p. 182.

Atherton, M. & Ghani, A., 2002. Slab Breakoff: A Model for Caledonian, Late Granite

Syncollisional Magmatism in the Orthotectonic (Metamorphic) Zone of Scotland and

Donegal, Ireland.. Lithos, 62, , pp. 65-85.

Barbarin, B., 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and

their geodynamic environments. Lithos, 46(3), pp. 605-626.

Batchelor, R. & Bowden, P., 1985. Petrogenetic Interpretation of Granitoid Rock Series

Using Multicationic Parameters. Chemical Geology, 48, , pp. 43-55.

Beurlen, H., Thomas, R., Melgarejo, J. C. & R. Da Silva, J. M., 2013. Chrysoberyl-sillimanite

association from the Roncadeira pegmatite,Borborema Province, Brazil: implications for

gemstone exploration. Journal of Geosciences, 58, pp. 79-90.

Boinet, T; Bourgois, J; Bellon, H; Toussaint, J, 1985. Age et repartition du magmatism

Premesozoique des Andes de Colombie.. Comptes rendus hebdomadaires des séaces de

L’Académie des Sciences. Serie D, Sciences Naturalles 300(II), pp. 445-450.

Brown, M., 1993. P–T–t evolution of orogenic belts and the causes of regional

metamorphism. Journal of the Geological Society, 150(2), pp. 227-241.

Buddington, A. F., Fahey, J. & Vlisidis, A., 1964. Degree of Oxidation of Adirondack Iron

Oxide and Iron-Titanium Oxide Minerals in Relation to Petrogeny. Journal of Petrology (4),

pp. 138- 169.


Buddington, A. F. & Lindsley, D. H., 1964. Iron-titanium oxide minerals and synthetic

equivalents.. Journal of Petrology, pp. 310-357.

Büttner, S. H., 2012. Rock Maker: an MS Excel™ spreadsheet for the calculation of rock

compositions from proportional whole rock analyses, mineral compositions, and modal

abundance. Mineralogy and Petrology, pp. 129-135.

Capitani, C. d. & Petrakakis, K., 2010. The computation of equilibrium assemblage

diagrams with Theriak/Domino software. American Mineralogist, pp. 1006-1016.

Carmichael, I. S. E. & Nicholls, J., 1967. Iron-titanium oxides ancl oxygen fupacities in

volcanic rocks. Journal of Geophysics, pp. 4665-4687.

Castellanos, O. M. & Ríos, C. A., 2005. EPMA: Microsonda Electrónica; Principios de

funcionamiento.. Revista Colombiana de Tecnologías de Avanzada, 2(6), p. 6.

Castellanos, O., Rios, C. & Takasu, A., 2008. A New Approach on the Tectonometamorphic

Mechanisms Associated with P-T Paths of the Barrovian-Type Silgará Formation at the

Central Santander Massif, Colombian Andes. Earth Sciencies Research Journal, vol.12,

pp. 125-155.

Cediel, F., Shaw, R. P. & C, C., 2003. Tectonic Assembly of the Northern Andean Block. in

C. Bartolini, R. T. Buffler, and J. Blickwede.

Chappell, B. & White, A., 1974. Two contrasting granite types. Pacific geology, 8(2),, pp.

173-174.

Cocherie, A., 1986. Systematic Use of Trace Element Distribution on Patterns in Log-Log

Diagrams for Plutonic Suites.. Geochimica et Cosmoshimica Acta, 50, pp. 2517-2522.

Cordani, U. C. A. J. D. L. D. N. A., 2005. Geochronology of Proterozoic basement inliers in

the Colombian Andes: Tectonic history of remnants of a fragmented Grenville belt. Special

Publications, 246(1), p. 329–346.

CORPONOR, 2008. Declaratoria de un área de manejo especial en el Páramo de Berlín,

Bucaramanga: s.n.

Bibliografía 83

Daconte, R., Salinas, R., 1980. Plancha 76, Ocaña: Departamentos de Santander y Cesar,

Bogotá, Colombia: Ministerio de Minas y Energía, Instituto Nacional de Investigaciones

Geológico Mineras.

Dalla Salda, L., Varela, R. & Cingolani, C., 1993. Sobre la colisión Laurentia-Sudamérica y

el Orógeno Famatiniano. Mendoza, s.n., pp. 358-366, .

Debon, F. & Le Fort, P., 1983. A chemical–mineralogical classification of common plutonic

rocks and associations. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences,

73(03), pp. 135-149.

Dörr, W., Grösser, J. R., Rodriguez, G. I., & Kramm, U., 1995. Zircon U-Pb age of the

Paramo Rico tonalite-granodiorite, Santander Massif (Cordillera Oriental, Colombia)

Geotectonic significance. Journal of South American Earth Sciences, 8 (2), pp. 187-194.

Fettes, D. J., Desmons, J. & Árkai, P., 2007. Metamorphic rocks: a classification and

glossary of terms : recommendations of the International Union of Geological Sciences

Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks. s.l.:Cambridge University

Press.

Forero, A., 1990. The basamento of the Eastern Cordillera, Colombia. An allochthonous

terrane in northwestern South America. Journal of South American Earth Sciences . Vol 3.

No 2., p. 141 – 151.

Frost, B. y otros, 2001. A Geological Classification for Granitic Rocks.. Journal of Petrology,

42, , pp. 2033-2048. .

Fuhrman, M. L. & Lindsley, D. H., 1988. Ternary-feldspar modeling and thermometry.

American Mineralogist, 73(3-4), pp. 201-215.

García, C. R. C. T. A., 2003. Tectono-metamorphic evolution of the Silgara Formation

metamorphic rocks in the southwestern Santander Massif, Colombian Andes, Estados

Unidos. Journal Of South American Earth Sciences, pp. 133 - 154 .

García, C., Rios, C. A. & Castellanos, O. M., 2005. Medium-pressure metamorphism in the

Central Santander Massif, Eastern Cordillera, Colombian Andes. Boletín de Geología vol.

27 (2), p. 43 – 68.


Gehrels, G., 2010. U Th-Pb analytical methods (Arizona LaserChron Center, University of

Arizona), Arizona: s.n.

Goldsmith, R.; Marvin, R. & Mehnert, H., 1971. Radiometric Ages in the Santander Massif,

Eastern Cordillera, Colombian Andes. US Geological Survey, Professional Paper, pp. 44-

49.

Goldsmith, R., Marvin, R. & Mehnert, H., 1971. Radiometric Ages in the Santander Massif,

Eastern Cordillera, Colombian Andes. US Geological Survey, Professional Paper, pp. 44-

49.

Gotze, J., Krbetschek, M., Habermann, D. & Wolf, D., 2000. High-resolution

cathodoluminescence studies of feldspar minerals. Cathodoluminescence in Geosciences,

pp. 245-270.

Green, N. L. & Usdansky, S. I., 1986. Ternary-feldspar mixing relations and

thermobarometry. American Mineralogist, 71(9-10), pp. 1100-1108.

Hawthorne, F. C. & Oberti, R., 2007. Classification of the amphiboles. Reviews in

Mineralogy and Geochemistry, 67(1), pp. 55-88.

Hawthorne, F. C. y otros, 2012. Nomenclature of the amphibole supergroup. American

Mineralogist, 97(11-12), pp. 2031-2048.

Holland, T., 1996. HB-PLAG: A program to calculate temperatures from hornblende and

plagioclase compositions.. [En línea]

Available at: http://www.esc.cam.ac.uk/research/research-groups/research-projects/tim-

hollands-software-pages/hb-plag-1

Holland, T. y. B. J., 1994. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on

amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology.Vol. 116,

pp. 433-447.

Irvine, T. & Baragar, W., 1971. A Guide to Chemical Classification of the Common Volcanic

Rock.. Canadian Journal of Earth Sciences (8), pp. 523-548.

Bibliografía 85

Janoušek, V., Farrow, C. M., Erban, V. & Trubač, J., 2011. Brand new Geochemical Data

Toolkit (GCDkit 3.0)-Is it worth upgrading and browsing documentation?(Yes!).. Geol. Výzk.

Mor. Slez, 18, pp. 26-30.

Kamber, B. y otros, 2002. Fluid-Mobile Trace Element Constraints on the Role of Slab

Melting and Implications for Archean Crustal Growth Models. Contributions to Mineralogy

and Petrology, 144, pp. 38-56.

Kohn, M. J. & Spear, F. S., 1995. Program GTB, GeoThermobarometry.

http://ees2.geo.rpi.edu/metapetaren/software/gtb_prog/gtb.html.

Kohn, M. & Spear, F., 1999. Program Thermobarometry.

http://ees2.geo.rpi.edu/metapetaren/software/gtb_prog/gtb.html, pp. 1-42.

Leake, B. y otros, 1997. Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on

amphiboles of the International Mineralogical Association. The Canadian Mineralogist Vol.

35, pp. 219-246.

Lepage, L. D., 2003. ILMAT: an Excel worksheet for ilmenite–magnetite geothermometry

and geobarometry. Computers & Geoscience, 29(5), pp. 673-678.

Locock, A. J., 2008. An Excel spreadsheet to recast analyses of garnet into end-member

components, and a synopsis of the crystal chemistry of natural silicate garnets. Computers

& Geosciences, 34(12), , pp. 1769-1780.

Ludwig, K., 2012. Isoplot/Ex Version 4 - A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel.

Berkeley Geochronology Center, Special Publication No. 5.

Maniar, P. D. & Piccoli, P. M., 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological

society of America bulletin, 101(5), pp. 635-643.

Mantilla, L. C., Bissig, T., Cottle, J. M. & Hart, C. J., 2012. Remains of early Ordovician

mantle-derived magmatism in the Santander Massif (Colombian Eastern Cordillera).

Journal of South American Earth Sciences, 38,, pp. 1-12.

Mantilla, L., García, C. & Valencia, V. A., 2016. Propuesta de escisión de la denominada

‘Formación Silgará’ (Macizo de Santander, Colombia), a partir de edades U-PB en circones

detríticos. Boletín de Geología- UIS, Volumen 36, pp. 33-50.


McDonough, W. F. & Sun, S. S., 1995. The composition of the Earth. Chemical geology,

120(3), pp. 223-253.

Miyashiro, A., 1978. Nature of alkalic volcanic rock series.. Contributions to Mineralogy and

Petrology, 66(1), , pp. 91-104..

Morimoto, N. y otros, 1988. Nomenclature of pyroxenes.. Mineralogy and Petrology, 39(1),

pp. 55-76.

Nachit, H., Ibhi, A., Abia, E. & Ohoud, M., 2005. Discrimination between primary magmatic

biotites, reequilibrated and neoformed biotites.. C.R.Geoscience, pp. 1415-1420.

Nachit, H., Razafimahefa, N., Stussi, J. & Carron, J., 1985. Composition chimique des

biotites et typologie magmatique des granitoides.. C. R. Acad. Sci. Paris, pp. 813-818.

Nachit, H. T. d. D., 1986. Contribution à l´étude analytique et expérimentale des biotites

des granitoïdes. Applications typologiques.. Université de Bretagne Occidentale, p. 181.

Ordoñez, O., Restrepo, J. J. & Pimentel, M. M., 2006. Geochronological and isotopical

review of pre-Devonian crustal basement of the Colombian Andes. Journal of South

American Earth Sciences 26, p. 372–382.

Passchier, C. a. T. R., 1996. Microtectonics. Berlin: Springer - Verlag.

Pearce, J. A., Harris, N. B. & Tindle, A. G., 1984. Trace element discrimination diagrams

for the tectonic interpretation of granitic rocks.. Journal of petrology, 25(4), pp. 956-983.

Reche, J. & Martinez, F. J., 1996. GPT: an Excel spreadsheet for thermobarometric

calculations in metapelitic rocks. Computers & Geosciences, pp. 775-784.

Restrepo- Pace, P. A., 1995. Late Precambrian to Early Mesozoic tectonic evolution of the

Colombian Andes, based on new geochronological geochemical and isotopic data. Tucson:

The University of Arizona.

Restrepo-Pace, P. a. C. F., 2010. Northern South America basement tectonics and

implications forpaleocontinental reconstructions of the Americas:. Journal of South

American Earth Sciences, v. 29, p. 764–771.

Bibliografía 87

Rey, V., 2015. Estudio de las rocas de la unidad Ortoneis en el Macizo de Santander:

consideraciones petrológicas y geoquímicas. Universidad Industriala de Santander, Tesis,

pp. 1-133.

Rieder, M. y otros, 1998. Nomenclature of the micas. Clays and Clay Minerals. The

Canadian Mineralogist, Volumen 36, pp. 586-595.

Sayari, M., 2016. APG2: a New Version of APG, an Application for Amphibole-Plagioclase

Geothermobarometry. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 27-2, pp. 161-167.

Schmidt, M., 1992. Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an

experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy

and Petrology. Vol. 110, pp. 304-310.

Shand, S., 1943. Eruptive Rocks. 2nd Edition,. New York: John Wiley.

Shand, S. J., 1943. Eruptive Rocks: Their genesis, composition, and classification.

Meteorites, . J. Wiley & sons, Incorporated.

Spear, F. S. &. P. S. M., 1989. Petrologic Determination of Metamorphic Pressure‐

Temperature‐Time Paths. Metamorphic pressure-temperature-time paths. American

Geophysical Union, p. 55.

Speer, J., 1984. Micas in igneous rocks. In: BAILEY, S.W.. Reviews in Mineralogy.

Blacksburg, Mineralogical Socity of America, v.13, pp. 299-356.

Taggart, J., 2002. Analytical methods for chemical analysis of geologic and other materials.

Volumen Open-File Report 02-223..

Urueña-Suarez, C. & Zuluaga, C., 2011. Petrografía del Neis de Bucaramanga en

cercanías a Cepitá, Berlín y Vetas – Santander.. Geología Colombiana, Edición Especial,

vol. 36 (1), pp. 37-56.

Van der lelij, R., 2013. Reconstructing north-western Gondwana with implications for the

evolution of the Iapetus and Rheic Oceans: a geochronological,thermochronological and

geochemical study.. Thèse de doctorat, Univ. Genève, p. 221.


Ward, D., Goldsmith, R., Cruz, J., Restrepo, A., 1973. Geología de los cuadrángulos H-12

Bucaramanga y H-13 Pamplona, Departamento de Santander, Bogotá: Ingeominas,

Boletín Geológico 21.

Ward, D., Goldsmith, R., Cruz, J. & Restrepo, A., 1973. Geología de los cuadrángulos H-

12 Bucaramanga y H-13 Pamplona, Departamento de Santander. Boletín Geológico 21.

Wen, S. & Nekvasil, H., 1994. SOLVALC: An interactive graphics program package for

calculating the ternary feldspar solvus and for two-feldspar geothermometry. Computers &

Geosciences, 20(6), pp. 1025-1040.

Whitney, D. L. & Evans, B. W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals.

American mineralogist, Volumen 95, pp. 185-187.

Winter, J., 2014. Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. s.l.:Pearson.

Winter, J. D., s.f. MIneralogy and Petrology links. [En línea]

Available at: https://www.whitman.edu/geology/winter/MinPetLinks.htm

Wu, C. M., Zhang, J. & Ren, L. D., 2004. Empirical garnet–biotite–plagioclase–quartz

(GBPQ) geobarometry in medium-to high-grade metapelites. Journal of Petrology, 45(9),

pp. 1907-1921.

Zen, E. A., 1988. Phase relations of peraluminous granitic rocks and their petrogenetic

implications. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, pp. 16-21.

Anexos 89

A. ANEXO: Mapa geológico del área de estudio


B. Anexo: Resultados de geoquímica de roca total.

12-ABO-13

12-ABO-18

12-ABO-8

12CHS19

12-EPD-30-1

12-EPD-35-01

12-EPD-37-01

12-SACZ-08

12-SACZ-08B

14-SACZ-18

SiO2 75,38 75,01 73,27 70,77 76,08 78,58 73,48 76,41 74,92 75,34 Al2O3

13,23 14,01 15,40 13,40 12,07 12,24 14,91 12,57 13,17 13,38 Fe2O3

2,09 0,70 1,04 3,10 2,23 1,17 1,06 2,14 2,25 1,10 CaO 1,39 2,81 0,85 4,87 0,80 0,69 1,71 2,29 1,35 2,30 MgO 0,39 0,13 0,05 1,14 0,13 0,06 0,16 0,20 0,35 0,36 Na2O

3,15 4,60 3,30 2,74 2,42 2,74 3,53 4,23 3,02 3,26 K2O 4,14 0,82 5,89 0,41 4,73 5,07 4,69 1,75 5,27 2,48 Cr2O3

0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 TiO2 0,18 0,04 0,00 0,44 0,20 0,05 0,07 0,34 0,33 0,11 MnO 0,05 0,02 0,24 0,06 0,05 0,07 0,02 0,05 0,05 0,03 P2O5

0,05 0,02 0,03 0,07 0,03 0,01 0,06 0,07 0,07 0,03 SrO 0,02 0,05 0,01 0,06 0,02 0,01 0,05 0,02 0,02 0,05 BaO 0,07 0,03 0,03 0,00 0,16 0,01 0,07 0,02 0,07 0,06 TOTAL

100,14 98,24 100,12 97,08 98,92 100,70 99,82 100,10 100,87 98,51 ppm

Ag 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 As 13,00 5,00 2,50 8,00 5,00 6,00 10,00 8,00 7,00 2,50 Cd 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 Co 3,00 1,00 0,50 5,00 1,00 1,00 1,00 0,50 2,00 1,00 Cu 2,00 4,00 2,00 1,00 2,00 7,00 6,00 2,00 2,00 3,00 Li 40,00 10,00 10,00 10,00 20,00 5,00 5,00 5,00 10,00 10,00 Mo 0,50 1,00 0,50 0,50 1,00 0,50 0,50 0,50 0,50 0,50 Ni 1,00 0,50 2,00 1,00 0,50 0,50 0,50 0,50 0,50 2,00 Pb 46,00 14,00 89,00 1,00 37,00 31,00 26,00 6,00 12,00 14,00 Sc 7,00 2,00 0,50 16,00 12,00 5,00 2,00 7,00 6,00 3,00 Tl 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 Zn 45,00 10,00 16,00 17,00 57,00 14,00 13,00 24,00 33,00 16,00 Ba 702,00 296,00 261,00 48,70 1495,00 87,20 653,00 178,50 620,00 520,00 Ce 56,70 31,00 20,30 64,10 190,00 31,60 13,30 110,00 106,00 11,20 Cr 20,00 20,00 20,00 20,00 20,00 10,00 20,00 20,00 20,00 20,00 Cs 3,64 0,60 3,05 0,32 2,28 1,05 2,51 0,24 2,46 1,99 Dy 3,89 2,32 5,14 6,69 4,97 6,43 1,24 10,80 7,66 3,00 Er 1,88 1,45 1,52 3,93 3,56 6,07 0,93 6,90 4,94 2,37 Eu 0,63 0,67 0,25 1,13 1,01 0,28 0,49 1,48 1,33 0,71 Ga 14,90 15,00 21,30 15,00 17,70 12,70 20,00 20,00 17,70 16,20 Gd 5,05 1,93 4,43 6,40 5,12 5,33 1,18 9,82 7,88 2,34 Hf 4,00 1,00 6,10 5,80 7,00 3,10 1,60 6,40 7,00 2,00 Ho 0,64 0,46 0,56 1,28 1,11 1,69 0,23 2,23 1,60 0,70 La 27,00 16,60 8,40 28,00 40,40 10,30 5,60 50,70 52,10 7,50 Lu 0,30 0,25 0,16 0,60 0,57 1,27 0,30 1,02 0,75 0,47 Nb 18,60 2,90 9,10 12,60 15,20 14,00 4,50 17,90 12,30 5,60 Nd 23,20 10,30 8,60 27,00 34,60 12,70 5,20 44,20 38,70 5,70 Pr 6,66 3,13 2,52 7,24 9,97 3,29 1,43 12,40 11,25 1,64 Rb 181,00 22,40 182,50 3,60 162,50 159,00 153,50 45,20 194,50 80,70 Sm 5,07 2,08 4,21 6,25 6,57 3,62 0,89 9,12 7,38 1,44 Sn 5,00 1,00 13,00 6,00 3,00 2,00 2,00 5,00 6,00 2,00 Sr 167,00 342,00 82,10 396,00 71,20 58,10 376,00 86,80 97,60 296,00 Ta 1,80 0,30 2,00 0,90 0,80 0,80 0,60 1,60 0,90 0,90 Tb 0,73 0,35 1,02 1,07 0,88 1,02 0,20 1,51 1,27 0,42 Th 16,20 4,20 6,35 11,85 22,60 23,30 3,11 26,20 26,10 7,74 Tm 0,28 0,23 0,24 0,63 0,59 1,07 0,19 1,08 0,71 0,41 U 3,38 1,35 14,35 3,42 2,96 4,51 1,65 4,11 3,70 5,49 V 16,00 2,50 2,50 70,00 2,50 2,50 5,00 19,00 23,00 15,00 W 1,00 1,00 0,50 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 0,50 2,00 Y 19,10 14,20 25,30 35,80 28,40 44,80 8,90 62,10 45,00 22,00 Yb 1,78 1,34 1,49 3,72 3,63 7,65 1,30 6,80 5,13 2,82 Zr 121,00 30,00 79,00 226,00 240,00 67,00 52,00 217,00 251,00 72,00

Anexos 91

C. Anexo: Tablas de química mineral

Fórmula estructural de la mica a 22 O = (OH, F, Cl)

Muestra

14SACZ 20

14SACZ 22

15SACZ 55

15SACZ 56

15SACZ 57

15SACZ 62

15SACZ 63

15SACZ 64

12-EPD-35-01

Punto 1 2 1 2 1 2 1 3 1 2 1 2 1 2 1 2 1 2

SiO2 35,47 35,16 34,29 34,40 35,68 35,85 35,65 35,60 35,22 35,19 36,21 36,38 35,16 35,60 34,81 34,70 35,50 35,56

TiO2 3,27 3,39 3,56 3,71 3,15 3,45 3,70 3,50 3,61 3,53 3,94 3,96 3,76 3,71 2,38 2,46 3,43 3,43

Al2O3 14,77 14,91 14,82 14,11 13,47 13,24 14,99 14,44 16,99 16,99 15,66 15,49 17,33 17,13 15,77 15,76 14,15 14,86

FeOt 23,95 23,55 30,01 30,46 25,62 25,53 23,09 24,04 21,93 21,39 19,58 19,49 23,73 23,46 25,40 24,94 21,25 21,25

MnO 0,35 0,34 0,71 0,71 0,47 0,49 0,40 0,43 0,47 0,44 0,30 0,28 0,67 0,68 0,72 0,76 0,60 0,60

MgO 7,66 7,82 2,44 2,43 7,40 7,54 7,84 7,64 7,56 7,50 9,02 9,13 5,92 6,06 5,76 5,64 9,75 9,73

CaO 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00

Na2O 0,16 0,20 0,12 0,13 0,09 0,12 0,19 0,23 0,21 0,17 0,15 0,14 0,10 0,08 0,04 0,05 0,11 0,11

K2O 9,40 9,44 9,19 9,22 9,34 9,43 9,42 9,09 9,44 9,49 9,60 9,55 9,47 9,35 9,60 9,65 9,63 9,63

Suma 95,03 94,81 95,14 95,18 95,22 95,64 95,26 94,98 95,42 94,69 94,46 94,42 96,14 96,09 94,47 93,96 94,41 95,17

Valores moleculares

SiO2 0,59 0,59 0,57 0,57 0,59 0,60 0,59 0,59 0,59 0,59 0,60 0,61 0,59 0,59 0,58 0,58 0,59 0,59

TiO2 0,04 0,04 0,04 0,05 0,04 0,04 0,05 0,04 0,05 0,04 0,05 0,05 0,05 0,05 0,03 0,03 0,04 0,04

Al2O3 0,14 0,15 0,15 0,14 0,13 0,13 0,15 0,14 0,17 0,17 0,15 0,15 0,17 0,17 0,15 0,15 0,14 0,15


FeOt 0,33 0,33 0,42 0,42 0,36 0,36 0,32 0,33 0,31 0,30 0,27 0,27 0,33 0,33 0,35 0,35 0,30 0,30

MnO 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01

MgO 0,19 0,19 0,06 0,06 0,18 0,19 0,19 0,19 0,19 0,19 0,22 0,23 0,15 0,15 0,14 0,14 0,24 0,24

CaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

K2O 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10

BaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

SrO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

F 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Suma 1,41 1,40 1,35 1,35 1,41 1,42 1,41 1,41 1,40 1,39 1,41 1,41 1,39 1,39 1,37 1,36 1,42 1,43

OH calc 4,97 5,20 4,86 4,82 4,79 4,36 4,74 5,02 4,58 5,31 5,54 5,58 3,86 3,91 5,53 6,04 5,59 4,83

Si 5,58 5,54 5,57 5,60 5,66 5,66 5,57 5,60 5,45 5,48 5,60 5,62 5,45 5,50 5,56 5,57 5,57 5,53

AlIV 2,42 2,46 2,43 2,40 2,34 2,34 2,43 2,40 2,55 2,52 2,40 2,38 2,55 2,50 2,44 2,43 2,43 2,47

Suma 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00

AlVI 0,32 0,31 0,41 0,31 0,17 0,12 0,33 0,28 0,55 0,59 0,45 0,44 0,61 0,62 0,53 0,55 0,19 0,25

Ti 0,39 0,40 0,44 0,46 0,38 0,41 0,43 0,41 0,42 0,41 0,46 0,46 0,44 0,43 0,29 0,30 0,40 0,40

Fe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe2+ 3,15 3,10 4,08 4,15 3,40 3,37 3,02 3,16 2,84 2,78 2,53 2,52 3,07 3,03 3,39 3,35 2,79 2,76

Mn 0,05 0,05 0,10 0,10 0,06 0,06 0,05 0,06 0,06 0,06 0,04 0,04 0,09 0,09 0,10 0,10 0,08 0,08

Mg 1,80 1,84 0,59 0,59 1,75 1,77 1,82 1,79 1,74 1,74 2,08 2,10 1,37 1,40 1,37 1,35 2,28 2,25

Suma 5,70 5,69 5,61 5,61 5,75 5,74 5,65 5,70 5,62 5,59 5,55 5,55 5,58 5,57 5,68 5,65 5,74 5,74

Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Na 0,05 0,06 0,04 0,04 0,03 0,04 0,06 0,07 0,06 0,05 0,04 0,04 0,03 0,02 0,01 0,02 0,03 0,03

K 1,89 1,90 1,90 1,92 1,89 1,90 1,88 1,82 1,86 1,88 1,89 1,88 1,87 1,84 1,96 1,98 1,93 1,91

Anexos 93

Ba 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Sr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Suma 1,93 1,96 1,94 1,96 1,92 1,93 1,93 1,90 1,93 1,94 1,94 1,92 1,90 1,87 1,97 1,99 1,96 1,94

F 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Suma 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Suma de cationes 15,63 15,65 15,55 15,57 15,67 15,67 15,59 15,60 15,54 15,52 15,49 15,47 15,48 15,44 15,65 15,64 15,70 15,68

# mg 0,36 0,37 0,12 0,12 0,34 0,34 0,37 0,36 0,38 0,38 0,45 0,45 0,30 0,31 0,28 0,28 0,44 0,44

% Annita (Ann) 63,68 62,83 87,34 87,54 66,01 65,50 62,30 63,82 61,94 61,52 54,89 54,50 69,20 68,46 71,22 71,28 55,01 55,06

%Flogopita (Phl) 36,32 37,17 12,66 12,46 33,99 34,50 37,70 36,18 38,06 38,48 45,11 45,50 30,80 31,54 28,78 28,72 44,99 44,94

Anexos 94

Anfíbol normalizado a 22 (O)

Analisis (wt%)

38-01-Amp1-1 38-01-Amp1-2 16SACZ31-Amp3 16SACZ31-Amp4 15SACZ55-C3-AMP-C-1 15SACZ55-C3-AMP-

M-2

SiO2 40,53 40,41 39,67 39,77 39,996 40,201

TiO2 0,98 0,99 1,17 1,27 0,960 0,969

Al2O3 13,57 13,50 11,37 11,19 11,848 11,626

Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

MnO 0,29 0,31 0,80 0,76 0,738 0,728

FeO 21,74 21,43 22,73 22,76 23,987 23,804

MgO 6,99 7,16 6,12 6,09 5,220 5,332

CaO 11,19 11,26 11,54 11,59 10,648 10,673

Na2O 1,76 1,77 1,46 1,52 1,824 1,847

K2O 1,23 1,18 1,74 1,74 1,424 1,411

O=F,Cl (calc)

0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

inicial Total

98,29 98,01 96,60 96,69 96,65 96,59

Fe3+/ΣFe inicial

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

Mn3+/ΣMn inicial

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

Fe3+/ΣFe utilizado

0,168 0,175 0,131 0,109 0,110 0,067

Mn3+/ΣMn

utilizado 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

MnO 0,29 0,31 0,80 0,76 0,74 0,73

Mn2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

FeO 18,09 17,68 19,75 20,28 21,35 22,21

Fe2O3 4,06 4,17 3,31 2,76 2,93 1,77

H2O+ 1,96 1,96 1,93 1,93 1,93 1,92

Total 100,66 100,39 98,86 98,89 98,87 98,69

Grupo OH,F,Cl OH,F,Cl OH,F,Cl OH,F,Cl OH,F,Cl OH,F,Cl

Subgrupo

(OH,F,Cl) Ca Ca Ca Ca Ca Ca

Especies ferro-pargasita ferro-pargasita hastingsita ferro-pargasita ferro-pargasita ferro-pargasita

Anexos 95

Formula

(Na0,423K0,238)Σ0,661 (Ca1,821Na0,095Fe0,0

46Mn0,038)Σ2 (Feii2,253Mg1,584Al0,588FeIII0,464Ti0,112)Σ5,001 (Si6,158Al1,842)Σ8

O22 ((OH)2)Σ2

(Na0,434K0,229)Σ0,663

(Ca1,837Na0,087Mn0,039Fe0,037)Σ2

(Feii2,214Mg1,625Al0,572FeIII0,476Ti0,113)Σ5 (Si6,15Al1,85)Σ8

O22 ((OH)2)Σ2

(Na0,415K0,349)Σ0,764 (Ca1,946Na0,029Mn0,02

5)Σ2 (Feii2,6Mg1,435FeIII0,392Al0,353Ti0,138Mnii0,082)Σ5 (Si6,244Al1,756)Σ8

O22 ((OH)2)Σ2

(Na0,44K0,349)Σ0,789 (Ca1,956Na0,023Mn0,02)Σ

1,999 (Feii2,671Mg1,429Al0,341FeIII0,327Ti0,151Mnii0,08)Σ4

,999 (Si6,264Al1,736)Σ8 O22 ((OH)2)Σ2

(Na0,449K0,286)Σ0,735 (Ca1,797Na0,108Mn0,095)Σ

2 (Feii2,811Mg1,226Al0,498FeIII0,349Ti0,114Mnii0,003)Σ

5,001 (Si6,299Al1,701)Σ8 O22 ((OH)2)Σ2

(Na0,492K0,284)Σ0,776

(Ca1,805Mn0,097Na0,074Fe0,023)Σ1,999 (Feii2,909Mg1,255Al0,51FeIII0,211Ti0,11

5)Σ5 (Si6,347Al1,653)Σ8

O22 ((OH)2)Σ2 T (idealmente 8 apfu)

Si 6,158 6,150 6,244 6,264 6,299 6,347

P

Be

Al 1,842 1,850 1,756 1,736 1,701 1,653

Ti

Fe3+

T subtotal

8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000

C (idealmente 5 apfu)

Ti 0,112 0,113 0,138 0,151 0,114 0,115

Al 0,588 0,572 0,353 0,341 0,498 0,510

Cr

Fe3+ 0,464 0,476 0,392 0,327 0,349 0,211

Fe2+ 2,253 2,214 2,600 2,671 2,811 2,909

Mg 1,584 1,625 1,435 1,429 1,226 1,255

C subtotal

5,001 5,000 5,000 4,999 5,001 5,000

B (idealmente 2 apfu)

Mn2+ 0,038 0,039 0,025 0,020 0,095 0,097

Fe2+ 0,046 0,037 0,023

Mg

Ca 1,821 1,837 1,946 1,956 1,797 1,805

Na 0,095 0,087 0,029 0,023 0,108 0,074

B subtotal

2,000 2,000 2,000 1,999 2,000 1,999

A ( 0 - 1 apfu)

Ca


Na 0,423 0,434 0,415 0,440 0,449 0,492

K 0,238 0,229 0,349 0,349 0,286 0,284

A subtotal

0,661 0,663 0,764 0,789 0,735 0,776

O (non-W)

22,000 22,000 22,000 22,000 22,000 22,000

W (idealmente 2 apfu)

OH 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000

W subtotal

2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000

Sum T,C,B,A

15,662 15,663 15,764 15,787 15,736 15,775

Anexos 97

Piroxeno normalizado a 6 (O) y 4 cationes

Muestra 16SACZ17 16SACZ17 16SACZ17 16SACZ17 16SACZ17 16SACZ17

Análisis Px1-1 Px1-2 Px2-1 Px2-2 Px3-1 Px3-2

SiO2 54,03 53,85 53,54 54,27 53,63 54,22

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 0,81 0,93 1,02 0,85 1,05 0,71

FeOt 7,93 8,00 7,55 7,80 7,39 7,93

MnO 0,39 0,41 0,39 0,43 0,37 0,43

MgO 13,24 13,20 13,16 13,37 13,36 13,42

CaO 23,05 23,28 23,14 23,29 23,34 23,18

Na2O 0,58 0,59 0,54 0,39 0,57 0,39

NiO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Cr2O3 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01

Suma 100,02 100,26 99,34 100,40 99,70 100,29

Nº de oxígenos 6 6 6 6 6 6

Nº de cationes 4 4 4 4 4 4

Factor 2,23 2,23 2,25 2,22 2,24 2,23

% Óxidos/P.M.*Factor*Nº oxígenos

Si 4,02 4,00 4,00 4,02 4,00 4,02

Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al 0,05 0,06 0,07 0,06 0,07 0,05

Fet 0,25 0,25 0,24 0,24 0,23 0,25

Mn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01

Mg 0,73 0,73 0,73 0,74 0,74 0,74

Ca 0,92 0,93 0,93 0,92 0,93 0,92

Na 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,01

Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Suma 6,00 6,00 6,00 6,00 6,00 6,00

Nº cationes / Nº oxígenos

Si 2,01 2,00 2,00 2,01 2,00 2,01

Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al 0,04 0,04 0,04 0,04 0,05 0,03

Fet 0,25 0,25 0,24 0,24 0,23 0,25

Mn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01

Mg 0,73 0,73 0,73 0,74 0,74 0,74

Ca 0,92 0,93 0,93 0,92 0,93 0,92

Na 0,04 0,04 0,04 0,03 0,04 0,03


Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Suma 4,00 4,00 3,99 3,99 4,00 3,99

Fe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe2+ 0,25 0,25 0,24 0,24 0,23 0,25

Análisis recalculado con Fe2+ y Fe3+

SiO2 54,03 53,85 53,54 54,27 53,63 54,22

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 0,81 0,93 1,02 0,85 1,05 0,71

Fe2O3 0,00 0,12 0,00 0,00 0,00 0,00

FeO 7,93 7,89 7,55 7,80 7,39 7,93

MnO 0,39 0,41 0,39 0,43 0,37 0,43

MgO 13,24 13,20 13,16 13,37 13,36 13,42

CaO 23,05 23,28 23,14 23,29 23,34 23,18

Na2O 0,58 0,59 0,54 0,39 0,57 0,39

NiO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Cr2O3 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01

Suma 100,02 100,27 99,34 100,40 99,70 100,29

Si 2,01 2,00 2,00 2,01 2,00 2,01

Aliv 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Suma 2,01 2,00 2,00 2,01 2,00 2,01

Alvi 0,04 0,04 0,04 0,04 0,04 0,03

Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Mg 0,73 0,73 0,73 0,74 0,74 0,74

Fe2+ 0,25 0,25 0,24 0,24 0,23 0,25

Mn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01

Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Ca 0,92 0,93 0,93 0,92 0,93 0,92

Na 0,04 0,04 0,04 0,03 0,04 0,03

Suma 1,99 2,00 1,99 1,98 2,00 1,98

Suma de cationes 4,00 4,00 3,99 3,99 4,00 3,99

% Enstatita (En) 38 38 38 39 39 39

% Ferrosilita (Fs) 14 14 13 13 13 13

% Wollastonita (Wo) 48 48 49 48 49 48

Anexos 99

Formula unidad de Granate y calculador del miembro extremo, basado en 12 oxígenos y con Fe2 + / Fe3 + calculado asumiendo plena ocupación del sitio

Muestra 15SACZ63 15SACZ63 15SACZ64 15SACZ64 EPD-35-01 EPD-35-01 12ABO8 12ABO8

Análisis Grt2-1 Grt2-2 Grt9-1 Grt9-2 C1-Grt1 C1-Grt2 C2-Grt2-1 C2-Grt2-2

SiO2 36,40 36,81 37,59 37,24 37,64 37,21 37,73 37,83

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 21,16 21,05 21,01 21,47 21,83 21,41 20,92 20,71

FeO 21,89 21,88 20,31 22,55 17,00 16,84 26,63 26,98

MnO 11,75 11,95 12,94 11,04 17,89 18,18 10,70 10,88

MgO 0,83 0,81 0,84 0,73 1,56 1,65 1,95 2,02

CaO 7,47 7,44 6,84 6,39 4,18 4,13 1,45 1,34

Na2O 0,04 0,02 0,06 0,04 0,00 0,00 0,05 0,03

# oxígenos 12 12 12 12 12 12 12 12

SiO2 36,40 36,81 37,59 37,24 37,64 37,21 37,73 37,83

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 21,16 21,05 21,01 21,47 21,83 21,41 20,92 20,71

Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe2O3 0,28 0,31 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

FeO 21,64 21,60 20,31 22,55 17,00 16,84 26,63 26,98

MnO 11,75 11,95 12,94 11,04 17,89 18,18 10,70 10,88

MgO 0,83 0,81 0,84 0,73 1,56 1,65 1,95 2,02

NiO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

ZnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

CaO 7,47 7,44 6,84 6,39 4,18 4,13 1,45 1,34

Total 99,52 99,98 99,53 99,41 100,09 99,43 99,38 99,76

Si 2,95 2,97 3,02 2,99 2,99 2,99 3,04 3,05

Al iv 0,05 0,03 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00

Al vi 1,98 1,98 2,00 2,04 2,05 2,03 2,00 1,97

Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00


Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe3+ 0,02 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe2+ 1,47 1,46 1,39 1,57 1,20 1,17 1,84 1,85

Mn 0,81 0,82 0,88 0,75 1,21 1,24 0,73 0,74

Mg 0,10 0,10 0,10 0,09 0,18 0,20 0,23 0,24

Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Zn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Ca 0,65 0,64 0,59 0,55 0,36 0,36 0,13 0,12

Total 8,03 8,02 7,98 8,00 8,00 8,00 7,97 7,97

Fe/(Fe+Mg) 0,94 0,94 0,93 0,95 0,87 0,86 0,89 0,88

Almandino 47,26 47,54 47,00 53,00 40,70 39,56 62,84 62,66

Andradita 0,86 0,94 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Grosularia 21,12 20,72 19,87 18,61 12,09 12,00 4,28 3,92

Piropo 3,42 3,29 3,39 2,97 6,27 6,68 7,99 8,23

Espesartina 27,33 27,51 29,75 25,43 40,94 41,75 24,89 25,19

Uvarovita 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

7,00 11,00 9,00 17,00 1,00 2,00 1,00 2,00

Fe/(Fe+Mg) 0,52 0,50 0,93 0,95 0,87 0,86 0,89 0,88

Almandino 0,47 0,48 0,47 0,53 0,41 0,40 0,63 0,63

Andradita 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Grosularia 0,21 0,21 0,20 0,19 0,12 0,12 0,04 0,04

Piropo 0,03 0,03 0,03 0,03 0,06 0,07 0,08 0,08

Espesartina 0,27 0,28 0,30 0,25 0,41 0,42 0,25 0,25

Anexos 101

Muestra 12 ABO 8 Crd-1 Crd-2 SiO2 47,75 64,69

TiO2 0,00 0,00

Al2O3 28,72 21,93

FeO 12,61 0,02

MnO 1,87 0,00

MgO 3,88 0,00

CaO 0,00 0,00

Na2O 1,84 9,06

K2O 0,00 0,31

TOTAL 96,66 96,02

Mol Prop

SiO2 0,79 1,08

TiO2 0,00 0,00

Al2O3 0,28 0,22

FeO 0,18 0,00

MnO 0,03 0,00

MgO 0,10 0,00

CaO 0,00 0,00

Na2O 0,03 0,15

K2O 0,00 0,00

At Prop O

SiO2 1,59 2,15

TiO2 0,00 0,00

Al2O3 0,84 0,65

FeO 0,18 0,00

MnO 0,03 0,00

MgO 0,10 0,00

CaO 0,00 0,00

Na2O 0,03 0,15

K2O 0,00 0,00

TOTAL 2,76 2,95

No Oxígenos 18,00 18,00

T2 6,52 6,10

No aniones

SiO2 10,36 13,15

TiO2 0,00 0,00

Al2O3 5,51 3,94

FeO 1,14 0,00

MnO 0,17 0,00

MgO 0,63 0,00

CaO 0,00 0,00

Na2O 0,19 0,89

K2O 0,00 0,02

TOTAL 18,00 18,00

Formula

Si 5,18 6,57

Ti 0,00 0,00

Al 3,67 2,63

Fe2+ 1,14 0,00

Mn 0,17 0,00

Mg 0,63 0,00

Ca 0,00 0,00

Na 0,39 1,79

K 0,00 0,04


D. Anexo: Tabla de resultados de geocronología

Muestra

Edad 206Pb_238U

2sigma (%error)

207Pb_235U 2sigma (%error)

206Pb_238U 2sigma (%error)

Edad 207Pb_235U

18_1 411,18 0,0014 0,528 0,032 0,0662 0,0018 438 18_10 467,09 0,00086 0,632 0,019 0,07554 0,0015 500 18_15 458,65 0,001 0,595 0,032 0,074 0,0016 474 18_17 444,16 0,00076 0,619 0,018 0,07188 0,0014 488 18_18 434,23 0,0011 0,5585 0,0093 0,0699 0,0016 451 18_19 427,19 0,00061 0,543 0,013 0,06872 0,0013 440 18_2 209,25 0,00027 0,2362 0,0062 0,03303 0,00061 215

18_20 443,28 0,0011 0,564 0,021 0,0713 0,0016 453 18_21 398,08 0,00046 0,4997 0,0083 0,06392 0,0011 411 18_22 430,72 0,00061 0,554 0,012 0,06935 0,0013 447 18_24 481,1 0,0015 0,641 0,047 0,0778 0,002 497 18_26 353,89 0,0004 0,4315 0,0064 0,0566 0,001 364 18_29 206,62 0,0002 0,2313 0,0046 0,03263 0,00057 211 18_3 441,11 0,00094 0,58 0,023 0,07112 0,0015 462

18_31 388,33 0,00081 0,478 0,012 0,06219 0,0013 396 18_32 426,77 0,00098 0,583 0,035 0,06895 0,0015 464 18_37 433,96 0,001 0,572 0,029 0,0699 0,0015 458 18_39 443,52 0,0008 0,599 0,019 0,07165 0,0014 478 18_4 489,39 0,0012 0,625 0,033 0,0788 0,0018 490

18_42 447,57 0,00065 0,578 0,015 0,07212 0,0014 463 18_45 463,57 0,001 0,595 0,031 0,0747 0,0016 474 18_46 325,84 0,00063 0,422 0,011 0,05224 0,0011 357 18_49 456,33 0,0016 0,602 0,033 0,0738 0,002 478 18_55 413,95 0,00042 0,5209 0,0066 0,06648 0,0012 425 18_56 442,83 0,0008 0,5579 0,0084 0,07128 0,0014 451 18_58 440,89 0,00057 0,5558 0,0071 0,07092 0,0013 448 18_61 398,34 0,00076 0,488 0,013 0,06384 0,0013 402 18_62 376,55 0,00079 0,485 0,012 0,06051 0,0013 402 18_63 249,34 0,00095 0,298 0,013 0,03962 0,0012 265 18_64 452,41 0,00065 0,574 0,014 0,0728 0,0014 461 18_65 447,87 0,00079 0,616 0,019 0,07243 0,0014 486 18_7 446,64 0,00094 0,554 0,027 0,07171 0,0015 447 18_8 318,88 0,0012 0,38 0,014 0,0508 0,0014 329

21_A_1 412,09 0,00064 0,54 0,017 0,0663 0,0013 439 21_A_10 1024,68 0,0098 1,96 0,13 0,1733 0,01 1036 21_A_12 469,83 0,00064 0,615 0,014 0,07588 0,0014 487 21_A_19 786,84 0,005 1,209 0,066 0,1302 0,0054 795 21_A_2 467,12 0,00059 0,588 0,014 0,07521 0,0014 472

21_A_20 468,97 0,00052 0,5983 0,009 0,07557 0,0013 477 21_A_26 1461,26 0,0016 3,403 0,032 0,256 0,0045 1505 21_A_27 1094,28 0,0067 2,063 0,099 0,1861 0,0073 1125 21_A_28 432,25 0,00066 0,569 0,011 0,06968 0,0013 457 21_A_30 445,99 0,00054 0,5711 0,0091 0,07183 0,0013 459 21_A_32 493,29 0,00077 0,636 0,017 0,07961 0,0015 498 21_A_36 385,89 0,0011 0,475 0,016 0,0618 0,0015 394 21_A_37 394,46 0,00088 0,498 0,025 0,06319 0,0014 409 21_A_4 359,75 0,00091 0,453 0,015 0,05762 0,0013 379

21_A_40 475,14 0,0009 0,666 0,024 0,07709 0,0016 513 21_A_42 1229,93 0,0044 2,691 0,069 0,2126 0,0056 1319 21_A_44 449,74 0,00082 0,603 0,02 0,07264 0,0015 481 21_A_46 293,44 0,0018 0,347 0,016 0,0467 0,0019 300 21_A_49 224,32 0,0011 0,2572 0,0097 0,0356 0,0012 232 21_A_5 220,24 0,00052 0,266 0,011 0,03498 0,00077 240

21_A_50 445,46 0,001 0,581 0,014 0,0718 0,0016 464

Anexos 103

21_A_51 678,91 0,0039 1,019 0,055 0,1116 0,0043 709 21_A_55 216,84 0,0022 0,42 0,11 0,0358 0,0022 232 21_A_59 447,57 0,00077 0,563 0,021 0,07188 0,0014 451 21_A_6 438,6 0,00071 0,57 0,016 0,07061 0,0014 458

21_A_61 380,55 0,0005 0,4897 0,0067 0,0611 0,0011 405 21_A_62 351,51 0,00067 0,458 0,01 0,05632 0,0011 383 21_A_64 388,64 0,00075 0,495 0,019 0,06238 0,0013 407 21_A_65 391,28 0,0012 0,523 0,022 0,063 0,0016 427 21_A_8 439,72 0,00081 0,552 0,011 0,07068 0,0014 447 21_A_9 452,5 0,00053 0,5713 0,0086 0,07282 0,0013 459

21_B_10 448,96 0,00061 0,591 0,012 0,07243 0,0013 470 21_B_11 455,6 0,00097 0,606 0,025 0,07346 0,0015 477 21_B_13 466,97 0,0012 0,596 0,02 0,0754 0,0018 476 21_B_15 480,8 0,00092 0,613 0,017 0,07753 0,0016 484 21_B_16 412,41 0,00063 0,547 0,011 0,06646 0,0013 444 21_B_17 458,54 0,00075 0,578 0,011 0,07382 0,0014 464 21_B_18 475,01 0,0006 0,605 0,013 0,07648 0,0014 479 21_B_2 1441,69 0,0024 3,38 0,05 0,2524 0,0048 1499

21_B_21 475,41 0,00087 0,631 0,024 0,07684 0,0015 495 21_B_22 471,26 0,001 0,598 0,022 0,0759 0,0016 477 21_B_23 415,89 0,00052 0,532 0,01 0,06684 0,0012 433 21_B_24 425,93 0,00085 0,556 0,014 0,06858 0,0014 451 21_B_25 474,65 0,0011 0,651 0,021 0,0768 0,0017 508 21_B_26 393,09 0,00067 0,531 0,013 0,06328 0,0012 431 21_B_27 430,37 0,00092 0,539 0,016 0,06907 0,0015 437 21_B_28 466,46 0,0008 0,597 0,019 0,07511 0,0015 474 21_B_29 458,82 0,00083 0,603 0,016 0,074 0,0015 479 21_B_3 444,59 0,00057 0,551 0,013 0,07141 0,0013 446

21_B_30 476,03 0,00063 0,601 0,017 0,07662 0,0014 478 21_B_31 471,89 0,00078 0,612 0,014 0,07608 0,0015 484 21_B_34 455,6 0,00078 0,572 0,014 0,07328 0,0014 459 21_B_35 458,13 0,00073 0,588 0,022 0,07384 0,0014 472 21_B_36 474,96 0,00086 0,632 0,019 0,07667 0,0015 496 21_B_39 452,36 0,0018 0,597 0,023 0,073 0,0021 474 21_B_4 400,18 0,00051 0,5002 0,0084 0,06422 0,0012 412

21_B_40 431,97 0,00081 0,553 0,011 0,06955 0,0014 448 21_B_41 460,42 0,00063 0,616 0,017 0,07442 0,0014 485 21_B_42 460,31 0,00071 0,585 0,018 0,07408 0,0014 466 21_B_44 425,61 0,0006 0,5441 0,0092 0,06846 0,0013 441 21_B_45 433,13 0,00067 0,5506 0,0089 0,06965 0,0013 446 21_B_46 364,97 0,00083 0,4708 0,0088 0,0585 0,0013 392 21_B_47 468,96 0,00078 0,588 0,016 0,07556 0,0015 470 21_B_49 441,34 0,00072 0,552 0,011 0,07092 0,0014 446 21_B_51 434,57 0,0011 0,5483 0,0099 0,0699 0,0016 443 21_B_52 461,19 0,001 0,597 0,018 0,0744 0,0016 475 21_B_53 482,45 0,00055 0,62 0,011 0,07782 0,0014 489 21_B_54 463,49 0,00075 0,593 0,019 0,07476 0,0014 473 21_B_55 491,39 0,0012 0,666 0,024 0,0796 0,0018 515 21_B_56 473,88 0,00066 0,6 0,012 0,07638 0,0014 477 21_B_57 447,73 0,0014 0,581 0,021 0,0722 0,0018 466 21_B_58 572,58 0,0027 0,785 0,032 0,0932 0,0031 587 21_B_59 473,74 0,0008 0,603 0,016 0,0763 0,0015 478 21_B_6 434,39 0,00077 0,56 0,019 0,06991 0,0014 450

21_B_60 489,11 0,00095 0,625 0,023 0,07892 0,0016 490 21_B_61 493,36 0,0014 0,636 0,029 0,0797 0,0019 503 21_B_62 945,32 0,0021 1,601 0,064 0,1584 0,0034 967 21_B_63 814,84 0,0024 1,289 0,047 0,1353 0,0032 836 21_B_64 458,47 0,00078 0,579 0,019 0,07376 0,0014 461 21_B_65 455,07 0,00059 0,578 0,014 0,07322 0,0013 461 21_B_66 427,7 0,00063 0,539 0,013 0,0687 0,0013 437 21_B_67 442,84 0,00087 0,577 0,019 0,07128 0,0015 462 21_B_68 463,04 0,00076 0,606 0,014 0,07464 0,0014 480 21_B_69 426,23 0,001 0,53 0,016 0,0684 0,0015 430 21_B_70 450,01 0,00079 0,577 0,019 0,07245 0,0014 462


21_B_72 505,43 0,00095 0,707 0,024 0,08208 0,0017 544 22_1 453,89 0,00083 0,559 0,022 0,07298 0,0015 454

22_10 377,52 0,00059 0,4764 0,0091 0,06051 0,0012 396 22_14 379,49 0,00055 0,496 0,0087 0,06096 0,0011 409 22_15 452,53 0,0012 0,624 0,031 0,0731 0,0017 486 22_17 455,31 0,0009 0,575 0,025 0,07334 0,0015 464 22_18 504,83 0,0021 0,718 0,03 0,082 0,0025 549 22_19 369,85 0,0015 0,467 0,015 0,0593 0,0018 390 22_21 460,54 0,0014 0,595 0,026 0,0741 0,0018 473 22_22 363,22 0,00046 0,4787 0,0072 0,0583 0,0011 397 22_23 461,54 0,0014 0,588 0,017 0,0742 0,0018 469 22_24 313,85 0,0021 0,393 0,019 0,0502 0,0023 334 22_25 451,37 0,001 0,587 0,027 0,0728 0,0016 468 22_28 233,17 0,0015 0,275 0,017 0,0369 0,0016 247 22_31 290,24 0,00066 0,352 0,02 0,04619 0,001 305 22_32 367,02 0,0019 0,454 0,033 0,0589 0,0021 380 22_33 342,57 0,00053 0,424 0,014 0,05474 0,001 357 22_34 459,48 0,0011 0,63 0,036 0,0742 0,0016 491 22_35 470,22 0,00061 0,611 0,014 0,07586 0,0014 485 22_36 463,4 0,00049 0,5931 0,0096 0,07459 0,0013 473 22_38 478,42 0,0013 0,673 0,036 0,0775 0,0018 521 22_4 402,28 0,00062 0,5048 0,0081 0,0646 0,0012 415

22_40 310,84 0,001 0,368 0,016 0,0495 0,0013 316 22_42 412,67 0,00064 0,5441 0,0087 0,06639 0,0013 441 22_43 446,59 0,0011 0,56 0,02 0,0718 0,0016 451 22_45 431,06 0,00076 0,548 0,016 0,06932 0,0014 442 22_46 448,53 0,0014 0,573 0,04 0,0721 0,0018 457 22_47 452,35 0,0011 0,568 0,034 0,0727 0,0016 454 22_49 455,98 0,00085 0,569 0,022 0,07335 0,0015 456 22_5 443,11 0,00086 0,55 0,013 0,07114 0,0015 444

22_57 404,7 0,00062 0,497 0,012 0,06487 0,0012 411 22_58 472,15 0,0014 0,595 0,035 0,076 0,0019 475 22_7 435,47 0,00073 0,554 0,012 0,07001 0,0014 446 22_8 388,95 0,0015 0,482 0,029 0,0624 0,0018 395 22_9 450,58 0,001 0,571 0,024 0,0725 0,0016 458

43_15 388,65 0,0023 0,491 0,018 0,0624 0,0025 405 43_18 481,39 0,0015 0,635 0,029 0,0778 0,002 496 43_2 410,85 0,00045 0,513 0,0078 0,06588 0,0012 421

43_20 447,58 0,00084 0,562 0,012 0,072 0,0015 454 43_22 463,89 0,00082 0,605 0,017 0,07478 0,0015 478 43_25 433,21 0,00048 0,5435 0,0076 0,06965 0,0012 440 43_26 452,52 0,00063 0,5755 0,0078 0,07281 0,0014 461 43_27 424,43 0,00091 0,553 0,011 0,0683 0,0014 448 43_28 444,39 0,001 0,571 0,021 0,0715 0,0016 458 43_29 437,9 0,00063 0,555 0,012 0,07046 0,0013 448 43_30 374,63 0,0017 0,478 0,013 0,0601 0,0019 395 43_31 426,97 0,00064 0,549 0,01 0,06865 0,0013 444 43_32 393,8 0,0013 0,506 0,012 0,0632 0,0016 415 43_35 429,87 0,00088 0,555 0,014 0,06915 0,0014 447 43_36 371,37 0,00071 0,486 0,01 0,05964 0,0012 401 43_37 464,59 0,00076 0,597 0,019 0,07485 0,0014 477 43_38 443,84 0,00073 0,56 0,015 0,07133 0,0014 451 43_4 480,01 0,00061 0,607 0,012 0,07733 0,0014 481

43_40 451,02 0,00087 0,581 0,018 0,07267 0,0015 463 43_43 568,85 0,0027 0,853 0,039 0,093 0,0031 622 43_44 551,73 0,0017 0,776 0,019 0,0897 0,0022 583 43_50 445,12 0,00072 0,563 0,011 0,0716 0,0014 453 43_51 469,98 0,00074 0,597 0,012 0,07569 0,0015 475 43_52 451,04 0,00063 0,597 0,014 0,07279 0,0014 476 43_55 463,92 0,00067 0,59 0,015 0,07473 0,0014 470 43_56 422,62 0,00079 0,562 0,018 0,06818 0,0014 455 43_57 426,45 0,0005 0,541 0,0092 0,06859 0,0012 440 43_59 495,96 0,00093 0,634 0,016 0,08005 0,0016 497 43_6 474,92 0,00061 0,632 0,014 0,07675 0,0014 496

Anexos 105

43_62 489,9 0,00075 0,63 0,016 0,07905 0,0015 495 43_7 385,42 0,00055 0,516 0,014 0,06207 0,0012 423 43_8 454,69 0,00058 0,59 0,011 0,07331 0,0013 470 43_9 401,07 0,00087 0,531 0,015 0,06459 0,0014 434 43-10 478,58 0,00083 0,621 0,018 0,07724 0,0015 488 43-12 470,83 0,00086 0,659 0,025 0,07632 0,0015 509


E. Anexo: Tabla de reacciones de la seudosección.

1): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q and

2): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q and

3): (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD H2O q and

4): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD H2O q and

5): (2)PLC1 GT07W2 CRD H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc H2O q and

6): (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q and

7): (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q sill

8): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc H2O q and

9): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q and

10): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q and

11): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q sill

12): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q sill

13): (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill

14): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill = (2)PLC1 (2)GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill

15): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill

16): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 LIQtc q sill

17): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q

18): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q

19): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill

20): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill

21): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q

22): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q sill

23): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill

24): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 LIQtc q sill

25): (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q and

26): (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 LIQtc q sill

27): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q sill

28): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q sill

29): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q and

30): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q and

31): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q and

32): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q and

33): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q sill

34): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q sill

35): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q and

36): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill

Anexos 107

37): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q and

38): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc H2O q and

39): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc H2O q and

40): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q sill

41): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill

42): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill

caracterizaciÓn petrolÓgica y geoquÍmica de la unidad ortoneis, macizo de … · 2017-01-06 ·...

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