geoquímica y petrografía de rocas de la formación barroso
TRANSCRIPT
Geoquímica y petrografía de rocas de la Formación Barroso, una
mirada a su relación con los complejos máficos de la Cordillera
Occidental y Central.
Facultad de Ciencias
Departamento de Geociencias
Tesis para obtener el título de Geocientífico
David Cartwright
29 Noviembre 2019
_________________
Directora
Yamirka Rojas - Agramonte
Departamento de Geociencias, Universidad de los Andes
2
Contenido
Resumen 3
1 Introducción 4
2 Marco Geológico 6
3 Metodología
3.1 Análisis Geoquímico 8
3.2 Petrografía 9
3.3 Análisis de datos 9
4 Resultados
4.1 Geoquímica de roca completa 11
4.2 Petrografía
4.2.1 Rocas de la Formación Barroso 24
4.2.2 Peridotita 26
4.2.3 Intrusivo Batolito de Buga 27
4.2.4 Complejo Arquía 28
4.2.5 Quebradagrande 29
5 Discusión 30
6 Conclusión 34
Referencias 35
Anexos 40
3
Resumen
El margen noroccidental Suramericano tiene una historia geológica compleja caracterizada por
una amplia variedad de rocas, las cuales representan diferentes ambientes tectónicos y eventos
de convergencia en un margen activo. Muchas de estas rocas se han interpretado como
fragmentos de la gran provincia ígnea del Caribe (CLIP, por sus siglas en inglés), que fueron
exhumadas en el evento de colisión del CLIP con Suramérica, hace aproximadamente 80 Ma.
Sin embargo, muchos de estos terrenos con afinidad geoquímica oceánica muestran firmas
geoquímicas de arco de islas, indicando que estas rocas surgieron en un evento distinto al
magmatismo de hot-spot que generó el CLIP. En este trabajo se presentan 17 nuevas muestras
de diferentes unidades máficas de la Cordillera Occidental Colombiana, además de una
compilación de una base de datos de diferentes unidades relacionadas al evento de colisión del
CLIP, con el fin de hacer comparaciones geoquímicas y petrográficas entre las diferentes
unidades. A partir de este método se logra determinar una relación geoquímica entre la
Formación Barroso y el Complejo Quebradagrande.
Abstract
The complex geologic history of the northwestern margin of South America has generated a
great variety of rocks, which imply different tectonic environments and plate convergence
events on an active margin. Most of these rocks have been interpreted as fragments of the
Caribbean Large Igneous Province (CLIP), which were exhumed when the CLIP collided with the
South American continental margin approximately at 80 Ma. However, some of these rock
complexes show island arc geochemical signatures, suggesting that those rocks formed in a
magmatic event that was not related to the hotspot magmatism that produced the CLIP. In this
work 17 new samples from different mafic units from the Cordillera Occidental of Colombia are
presented; additionally a database with major element and trace element data for various
different units related to CLIP collision is provided, in order to make comparisons between the
different units. Through the use of this method a geochemical relationship is established
between the Barroso Formation and the Quebradagrande Complex.
4
1. Introducción
La cordillera occidental colombiana (Figura 1) es reconocida por su variedad de rocas con
afinidad oceánica [Villagómez et al, 2011; Villagómez & Spikings, 2013; Kerr et al, 1997;
Jaramillo et al, 2017; Spikings et al, 2015; Bayona et al, 2012; Aspden & McCourt, 1986; Montes
et al, 2019; Rodríguez & Arango, 2012; Toussaint & Restrepo, 2019], esta característica la
diferencia de las cordilleras Oriental y Central. La Cordillera Central está compuesta por un gran
volumen de diferentes tipos de rocas ígneas, desde gabros hasta intrusivos más félsicos como
las tonalitas y granodioritas del Batolito Antioqueño, ya que en esta se ubican la mayoría de los
volcanes del país, en está queda el Parque de los Nevados donde se encuentran algunos de los
volcanes más grandes del país, como el Nevado del Ruiz y el nevado del Huila. También se
encuentran una gran variedad de rocas metamórficas del complejo Cajamarca y del complejo
Arquía, entre otros. La Cordillera Oriental se compone de un basamento de rocas metamórficas
del proterozoico con varias intrusiones jurásicas, este está cubierto por secuencias marinas del
Cretácico y Paleozoico [Van der Lelij, 2013; Jaramillo et al, 2017]. Aunque la Cordillera Central
tiene algunos cuerpos maficos que se consideran alóctonos, las Cordilleras Central y Oriental
forman los terrenos autóctonos continentales del país.
El sistema de fallas de Romeral (ver figura 2) separa los terrenos autóctonos y para-autóctonos
de la Cordillera Central y Oriental de los terrenos oceánicos alóctonos de la cordillera occidental
[Kerr et al, 1997; Van der Lelij, 2013; Jaramillo et al, 2017; Villagómez et al, 2011; Spikings et al,
2015]. Existe el consenso entre la comunidad científica de que estas rocas máficas en la
cordillera occidental son alóctonas, y provienen del plateau oceánico generado en el hot-spot
de Galápagos durante el Cretácico tardío (~90Ma)[Kerr et al, 1997; Bayona et al, 2012, 2011;
Nivia, 1996; Montes et al, 2019; Toussaint & Restrepo, 2019; Spikings et al, 2015; Villagómez et
al, 2011; Cardona et al, 2010; Van der Lelij, 2013; Zapata et al, 2019; Zapata-Villada et al, 2017].
Sin embargo todavía existe el debate respecto al ambiente tectónico donde se formaron
algunos de estos complejos máficos, además del mecanismo y tiempo de emplazamiento en el
margen continental [León et al, 2019 y referencias citadas en el artículo].
La Formación Barroso es una unidad de rocas volcánicas máficas que hace parte de los
complejos máficos de la Cordillera Occidental. La evolución geológica de esta Formación ha sido
interpretada de varias formas previamente [León et al, 2019; Rodríguez & Arango, 2013;
Rodríguez & Zapata, 2013; Zapata-Villada et al, 2017], donde algunos sugieren que esta unidad
hace parte de un plateau oceánico, mientras que otros definen un origen de arco de islas. A
pesar de esto, varios estudios concuerdan en una afinidad toleítica de arco de islas para estas
5
rocas [Rodríguez & Arango, 2013; Rodríguez & Zapata, 2013; Rodríguez, Arango & Bermúdez
2012; Toussaint & Restrepo, 2019].
El margen noroccidental de Suramérica ha experimentado una gran historia de deformación
durante el fanerozoico. Por este motivo se dificulta la correcta interpretación de los
mecanismos de acreción, así como los modelos paleogeográficos de la distribución de los
terrenos. Aunque se han hecho buenos trabajos de reconstrucción tectónica [Bayona et al ,
2006, 2010; Cardona et al 2010; Grunow, 1999; Montes et al, 2019; Jaramillo et al, 2017; León
et al, 2019; Kerr et al ,2005; Hincapié-Gómez et al 2018], falta un mejor entendimiento de cómo
el arco volcánico, denominado arco volcánico-plutónico Sabanalarga-Barroso por Rodríguez,
Arango & Bermúdez (2012), está relacionado a esta acreción de bloques de rocas ígneas
máficas y ultramáficas.
Figura 1. A la derecha en el recuadro pequeño se ve Colombia localizado en Suramérica. En el mapa
principal vemos las tres cordilleras marcadas en rojo; el rectángulo negro indica el área de estudio entre
las cordilleras central y occidental, que vemos en mejor detalle en la figura 3.
6
En el presente estudio se pretende evaluar la similitud de la firma geoquímica de las rocas de la
Formación Barroso, con otros complejos máficos de la Cordillera Occidental (COC), Central (CC)
y rocas de la gran provincia ígnea del Caribe (CLIP por sus siglas en ingles), para determinar si
existe correlación geoquímica entre ellas. Se pretende compilar una base de datos geoquímicos
de la Formación Barroso y de algunas de las unidades ígneas máficas, y procesar los datos
usando GeoChem Plot, un programa diseñado por Andres Cala [Cala et al, 2017], un estudiante
de la universidad de los Andes. Por otro lado, los estudios petrográficos brindaran información
importante acerca de las condiciones donde se originan y como se desarrollaron estas rocas
volcánicas, lo que ayudará a restringir las propiedades de su ambiente de formación y
evolución.
2. Marco Geológico
La Cordillera Occidental (COC) Colombiana está compuesta por varios complejos y formaciones
con firmas oceánicas (plateau y arco de islas) los cuales se extienden hasta Ecuador [Villagómez
et al, 2011; Kerr et al, 2003; Cochrane, 2013]. La existencia de estos complejos rocosos apoya la
teoría de la colisión de terrenos oceánicos contra el margen noroccidental de Suramérica.
Dentro de los bloques y complejos máficos y ultramáficos están: Complejo Ultramáfico de
Bolívar (CUB), la Formación Barroso, las Diabasas de San José de Urama (DSJU), la Formación
Volcánica, la Formación Amaime, el Macizo Ofiolítico de Ginebra, el Complejo Ultramáfico
Venus, el Complejo de Rio Frio, el arco volcánico de Dabeiba y algunas unidades más al sur en
Ecuador, como la Unidad Naranjal y la Formación Macuchi, que han sido relacionadas por
algunos autores a los terrenos máficos colombianos (Vallejo, et al, 2006; Kerr et al, 1997 y
referencias citadas en el artículo).
Este estudio se centra en las rocas pertenecientes a la Formación Barroso, una unidad vulcano-
sedimentaria principalmente compuesta por lavas basálticas y andesíticas, tobas y aglomerados
volcánicos [Rodríguez & Arango, 2013; Rodríguez & Zapata, 2013]. Estas rocas están
intercaladas con rocas sedimentarias de tipo: cherts, lodolitas, grauwacas y limolitas. Estas se
pueden encontrar al oeste del Rio Cauca sobre el flanco oriental al norte de la Cordillera
Occidental, aflorando en franjas largas con tendencias N-S (Figuras 2 y 3). Estos bloques están
limitados por la falla Cauca-Almaguer al este y la falla Dabeiba-Pueblo Rico al oeste. Varios
autores proponen que estas rocas volcánicas son producto de un arco volcánico toleítico
[Rodríguez & Arango, 2013; Rodríguez & Zapata, 2013; Rodríguez, Arango & Bermúdez, 2012],
que después quedó emplazado sobre el margen noroccidental de Suramérica, en un evento
7
relacionado a la colisión del plateau de la placa Caribe. El hecho de que estas rocas están
intercaladas con sedimentarias de fondo marino (como los cherts y limolitas) apoya un origen
marino (alóctono) para esta unidad. Por otro lado estas secuencias de rocas marinas han
servido para restringir las edades de la formación Barroso, donde diferentes fósiles analizados
indican edades entre el Albiano y Aptiano para esas secuencias, que dada su conexión
estratigráfica, pueden interpretarse como contemporáneas con la formación Barroso. A favor
de esta interpretación algunas dataciones geo cronológicas que se han hecho en estas rocas, y
cuerpos magmáticos que han sido emplazados en Barroso, resultan en edades entre un rango
de 90 -115 Ma. [Rodríguez & Arango, 2013; Rodríguez & Zapata, 2013; Rodríguez, Arango &
Bermúdez, 2012; Villagómez et al, 2011; Zapata-Villada et al, 2017; Kerr et al, 1997], así
restringiendo la edad de estas rocas y sus asociadas entre el Albiano y Aptiano.
Gracias a diferentes estudios geoquímicos se ha logrado establecer una relación entre las rocas
máficas de la cordillera occidental y el CLIP, (Villagómez et al, 2011; Kerr et al, 2004; Vallejo et
al, 2006; Spikings et al, 2015) por lo que se entiende que estas rocas fueron parte del plateau
engrosado que, al colisionar con el margen occidental del continente, bloqueo e invirtió la
polaridad de la subducción, gracias a lo calientes que estaban estas rocas y el gran espesor del
plateau. Al suceder esto se produjo una acreción y exhumación de fragmentos del CLIP en el
margen continental al tiempo que la placa oceánica se movía de manera oblicua hacia el
noreste, introduciéndose entre Norte y Sur América.
Figura 2. Mapa tomado y modificado de Kerr et al, 1997. En el mapa vemos la posición de las lavas
cretácicas acrecionadas al margen continental, además vemos marcado el sistema de fallas de Romeral,
que separa los terrenos continentales y para-autóctonos al este, de los oceánicos al oeste.
8
Durante este proceso de colisión se acrecionaron varios terrenos de afinidad oceánica, entre los
cuales se encontraban varios interpretados como arcos de islas [Montes et al, 2019; Kerr et al,
1997, Toussaint & Restrepo, 2019]. La Formación Barroso es una de estas unidades con firma
de arco de islas, por lo que falta estudiarla más a fondo, para lograr entender mejor la historia
geológica del noroccidente Suramericano.
3. Metodología
3.1 Análisis Geoquímico
Para este estudio se obtuvieron 17 muestras de rocas de diferentes unidades localizadas en la
Cordillera Occidental y Central (Localización de muestras en figura 3), trece de estas muestras
fueron pulverizadas en Colombia en el MinerLab Ltd, para luego ser procesadas para
geoquímica de roca completa, en los laboratorios del Departamento de Geociencias de la
Universidad de Mainz, Alemania. Aproximadamente 1- 3 Kg de roca fueron molidas a un
tamaño de ~ 250 micrómetros usando una trituradora de mandíbula y un molino de rodillos.
100 g de ese material homogeneizado de las muestras fueron pulverizadas usando un molino
de carburo de tungsteno Siebtechnik, todo esto en el laboratorio MinerLab Ltd, en Bogotá.
Luego, en el Departamento de Geociencias de la Universidad de Mainz, Alemania, para la
preparación se usó un calentador de tiras de iridio automatizado [Stoll et al, 2008], alrededor
de 40 mg de polvo de roca fueron fundidos mediante dilución con MgO, siguiendo el método
descrito por Nehring et al, 2008. Las muestras se fundieron hasta obtener una forma esférica,
para luego ser puestas en monturas de vidrio circulares en una caja aislada con una atmosfera
de argón para evitar oxidación. Luego las concentraciones de elementos mayores, trazas y
tierras raras fueron determinadas por medio de espectrometría de fluorescencia de rayos X
(FRX), en las monturas esféricas de vidrio fundido y fragmentos de polvo comprimidos. También
se analizaron las monturas de vidrio con un sistema de ablación laser excimer ESI NWR193 ArF,
conectado a un espectrómetro de masas con plasma acoplado inductivamente Agilent 7500ce
[LA-ICP-MS, por sus siglas en ingles]. Para cada una las monturas se ejecutaron mediciones en
cuatro puntos diferentes. Para la calibración se analizó NIST SRM 612 al comienzo y después de
cada 28 mediciones en las muestras de campo. La reducción de datos se llevó a cabo usando el
software GLITTER 4.4.1 (www.glitter-gemoc.com, Universidad Macquarie, Sydney Australia)
tomando 29Si como estándar interno y aplicando los contenidos de SiO2 adquiridos mediante
FRX; y los valores preferidos para NIST SRM 612 reportados en la base de datos GeoReM
(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/) (Jochum et al., 2005, 2011) como las concentraciones
“verdaderas”, para calcular las concentraciones elementales en las muestras. Para monitorear
la precisión y la reproductibilidad de las mediciones y la calibración, se analizaron
9
repetidamente (n=6) USGS BCR-2G y MPI-DING StHs6/80-G. Las concentraciones promedio de
las tierras raras obtenidas en los materiales de control de calidad estándares corresponden,
dentro de un 10%, con los valores preferidos reportados en la base de datos GeoReM, teniendo
desviaciones estándar relativas menores al 8%.
3.2 Petrografía
Para los análisis petrográficos las láminas fueron creadas en el laboratorio de Geociencias de la
Universidad de Los Andes. Se hizo el corte de 10 de las muestras de mano usando dos sierras de
diamante de tamaño diferente, una grande tipo Struers Discotom-100 y una más pequeña tipo
Struers Accutom-100. Posteriormente se realizó el montaje de las muestras en las láminas de
vidrio con resinas (epoxy) tipo Microtec A y B, usando una placa de calentamiento IKA C-MAG
HP-7. Finalmente el proceso de pulido se ejecutó mediante una pulidora Struers LaboPol-5 en
un principio, para después pulir con mayor sensibilidad usando polvo de carburo de silicio
P2000 grit. Las láminas fueron analizadas con un microscopio óptico OLYMPUS CX31.
3.3 Análisis de datos
Los resultados geoquímicos serán graficados usando GeoChem Plot, un software diseñado para
visualizar datos geoquímicos [Cala et al, 2017]. El programa permite hacer una interpretación
de los datos mediante la visualización de estos en diferentes tipos de diagramas geoquímicos.
Con esta herramienta podemos categorizar las muestras según la composición que presentan,
así que se dividieron las muestras para generar diagramas específicos para los diferentes tipos
de roca; de esta manera se podrán comparar las muestras de este trabajo contra datos de
algunos estudios previos sobre los complejos alóctonos de la cordillera occidental, para-
autóctonos de la central y el CLIP; con el fin de evaluar las semejanzas que presentan y poder
identificar si hay una relación indicativa de un origen común.
10
Figura 3. Mapa geológico con la ubicación de las muestras tomadas para este trabajo.
11
4. Resultados
4.1 Geoquímica de roca completa
A partir del programa GeoChemPlot se generaron varios gráficos geoquímicos que permiten
clasificar estas rocas y compararlas con muestras de otros estudios. Además con diagramas
como el de la figura 4, podemos también determinar el ambiente tectónico que la firma
geoquímica de las rocas sugiere.
Figura 4. Diagrama ternario óxidos de titanio, potasio y fosforo indicando el tipo de afinidad geoquímica
que presentan las rocas obtenidas en campo. Clasificación según Pearce et al, 1975. Símbolos rojos
representan muestras de Quebradagrande (estrella) y Arquía (cruz y diamante). Símbolos azules
representan las muestras de la Formación Barroso.
Los análisis de elementos muestran algunas tendencias generales claras en las muestras. 1)
Todas las muestras están significativamente empobrecidas en TiO2 (<2 wt%) y Nb (< 10 ppm),
concordante con un ambiente de subducción. 2) Las muestras de la Fm. Barroso exhiben
valores significativamente altos de Fe2O3 (> 9 wt%), CaO (> 9wt%) y MgO (> 7 wt% para las
lavas de Fm. Barroso) indicando el carácter mafico de estas rocas. Para tener una idea de los
ambientes de formación de las rocas se generaron dos diagramas (figuras 4 y 5), en los que a
12
partir de óxidos mayores, indican los ambientes a los que corresponden las firmas geo-químicas
de estas rocas.
Figura 5. Diagrama ternario de óxidos de manganeso, fosforo y titanio según Mullen 1983.
Es evidente que todas estas rocas presentan firmas oceánicas, como vemos en el diagrama
ternario de óxidos TiO2-K20-P2O5 (figura 4), donde exceptuando dos muestras de Arquía y
Quebradagrande (PC-2018-16 & PC-2018-18), todas caen dentro del área de afinidad oceánica,
ratificando el origen alóctono de estas rocas. En la figura 5 se muestra un diagrama de
discriminación de ambiente tectónico para las muestras obtenidas en campo. Algunas de las
muestras caen dentro del rango de clasificación MORB, lo que concuerda con el modelo
propuesto por Kerr et al (1997) y Villagómez et al (2011). Sin embargo también vemos que
algunas muestras tienden hacia ambientes de arco volcánico toleítico. Esto es acorde a lo que
proponen Rodríguez & Arango, 2013, Rodríguez & Zapata, 2013, Rodríguez, Arango &
Bermúdez 2012 y Toussaint & Restrepo, 2019.
13
14
Figura 6. A) Diagrama de óxidos alcalinos totales vs. Sílice (TAS por sus siglas en ingles) para las rocas
extrusivas obtenidas en campo, LeMaitre, 1989. PC-8 y PC-10 son muestras de diques intruyendo
Barroso. B) Diagrama de discriminación de ambiente de origen para las mismas rocas, Pearce, 1977. C)
Diagrama ternario de discriminación de ambiente tectónico en base a elementos inmóviles, según
Meschede, 1986.
La Figura 6 muestra varios diagramas indicando las características geoquímicas de las rocas
extrusivas tomadas en campo. 6 A es un diagrama TAS que permite clasificar las rocas de
acuerdo al contenido de sílice y la suma de óxidos alcalinos que estas presentan, la mayoría de
las muestras caen dentro del rango de los basaltos, con la excepción de la muestra PC-2018-8,
que cae en el rango de las riolitas, esta y PC-2018-10 son muestras de diques que intruyen la
Fm. Barroso. 6 B y 6 C son también diagramas ternarios de discriminación de ambiente
tectónico, pero estas a diferencia de las figuras 5 y 4 son basadas en elementos relativamente
inmóviles, lo que las hacen más confiables a la hora de evaluar el ambiente de las rocas [Pearce,
2014]. Sin embargo podemos ver que los diagramas también indican una afinidad oceánica
principalmente de N-MORB para las lavas, con el detalle que el diagrama de 6 B indica que son
basaltos de margen de placa.
La figura 7 contiene dos diagramas que permiten caracterizar las rocas intrusivas obtenidas en
el campo, en 7 A un diagrama TAS para rocas plutónicas mostrando que estas son gabros y
15
dioritas de afinidad toleítica. En 7 B vemos un diagrama de discriminación de ambiente
tectónico a partir de elementos relativamente inmóviles (Zr y Ti), indicando que las muestras
intrusivas tienen afinidad de MORB y arcos volcánicos también.
En los diferentes diagramas podemos ver que las muestras de la formación Barroso caen
siempre entre las clasificaciones de MORB y toleítas de arco de islas (IAT por siglas en ingles).
Esto sugiere que esta unidad se generó en un arco de islas, dado que hay una significativa
cantidad de muestras localizadas sobre MORB y IAT, mientras que ninguna de ellas cae sobre
los rangos de arcos continentales. La distribución de las rocas entre MORB y IAT probablemente
esta indicando una evolución de este arco volcánico-plutónico.
16
Figura 7. A) Diagrama de clasificación TAS de rocas plutónicas con las muestras obtenidas en campo.
Creado por Cox, 1979. Los puntos azules corresponden a Fm. Barroso, los aguamarina son muestras del
batolito de Buga y el punto negro es una muestra de Quebradagrande. B) Diagrama de discriminación
tectónica a partir de elementos inmóviles (Ti vs. Zr, valores en ppm), según Pearce, 1982.
Para hacer un análisis comparativo de las rocas obtenidas en campo, se grafican sus posiciones
en algunos diagramas geoquímicos, junto con una serie de datos correspondientes a la
Formación Barroso y otras unidades máficas, aflorando desde el flanco occidental de la
cordillera central hasta algunos de los terrenos más occidentales del actual margen del país,
como la Serranía de Baudó y Gorgona [Kerr et al,1997; Villagómez et al,2011; Rodríguez &
Zapata, 2013; Rodríguez & Arango, 2013; Nivia et al, 2006: Hauff et al, 2000; Sinton et al, 1998;
Kerr et al, 1996; Zapata-Villada et al, 2017]. Además se incluyeron datos de algunas rocas
representativas del CLIP, dado que la mayoría de las rocas alóctonas máficas observadas en los
terrenos occidentales se consideran asociadas a la colisión de este con Suramérica. Los datos se
presentan en los anexos (Tablas 2 -5).
Las figura 8 muestra de nuevo un diagrama TAS indicando el tipo de roca de las muestras
tomadas de estudios previos. La mayoría de estas muestras corresponden a basaltos y
17
andesitas basálticas, aunque unas pocas corresponden a traquitas. En 9 B vemos una
clasificación de las mismas rocas un poco más detallada donde vemos que la gran mayoría de
muestras corresponden a basaltos toleíticos con niveles altos de hierro. Acá de nuevo vemos
que las muestras de las Formaciones Barroso y Volcánica (estas fueron agrupadas dada su
similitud composicional y en relaciones estratigráficas con unidades sedimentarias del fondo
marino, que las hacen prácticamente idénticas. [Kerr et al, 1997]) muestran una mayor
variabilidad composicional a diferencia de las rocas de otras unidades como las de la Serranía
de Baudó (cuadros magenta), las del CLIP (cruces amarillas) o las komatitas de Gorgona (cruces
magenta) que se ven bien diferenciadas del resto de muestras. Es interesante ver como las
rocas clasificadas como parte de las Diabasas de San José de Urama (diamantes rojos) exhiben
una menor dispersión en el diagrama, así como las rocas de la Formación Amaime, todas
agrupadas y centradas en el rango de basaltos toleíticos altos en hierro. En contraste, las rocas
del Complejo Quebradagrande muestran una dispersión más amplia y similar a la de los
símbolos azules, en ambos diagramas (9A y 9B).
Figura 8. Diagrama de clasificación TAS según LeMaitre 1989. Exceptuando los círculos azules, los datos
fueron tomados de estudios previos [Kerr et al,1997; Villagómez et al,2011; Rodríguez & Zapata, 2013;
Rodríguez & Arango, 2013; Nivia et al, 2006: Hauff et al, 2000; Sinton et al, 1998; Kerr et al, 1996;
Zapata-Villada et al, 2017]. Las convenciones son: color azul = Fm. Barroso y Fm. Volcánica (círculos son
muestras obtenidas para este trabajo de Fm. Barroso), color verde = Fm. Amaime, color negro =
Complejo Quebradagrande, color rojo = diabasas San José de Urama, color amarillo = muestras
representativas del CLIP, color aguamarina = unidades volcánicas pertenecientes diferentes cuerpos
18
intrusivos en la cordillera oriental y central, color magenta = Serranía Baudo (cuadrados) & Gorgona
(cruces).
En la figura 9 A vemos el diagrama de clasificación de Mullen (1983), donde se puede apreciar
que la mayoría de las rocas corresponden a ambientes MORB y IAT, los símbolos azules
corresponden a las Formaciones Barroso y Volcánica, estos muestran una mayor dispersión en
el grafico que las rocas de las otras formaciones. Aunque las otras unidades se ven menos
dispersas que las representadas por los símbolos azules, se puede ver que en general todas
varían entre IAT, MORB y basaltos calco-alcalinos (CAB por siglas en ingles). Las unidades que
menos variación muestran en 9 A son las DSJU, las rocas del CLIP y las de la Formación Amaime.
Las rocas plutónicas muestran patrones similares a las volcánicas, en la figura 10 se muestran
varios diagramas indicando las características geo-químicas de estas rocas. En 10 A se puede ver
los tipos de rocas intrusivas a los que corresponden las muestras, de acuerdo a un diagrama
TAS. La mayoría de muestras pertenecen a la clasificación de gabros, con algunas excepciones
mostrando composiciones más dioríticas, estas composiciones atípicas frente al resto de
muestras corresponden a cuerpos intrusivos más recientes, que fueron emplazados en las rocas
cretácicas máficas/ultramáficas de las cordilleras oriental y central. El diagrama en 10 B
muestra los ambientes tectónicos a los que corresponden las firmas de estas muestras, según
Pearce, 1982. Al igual que para las rocas volcánicas vemos que las muestras pertenecen todas a
ambientes MORB y de arco de islas. También se presentan los diagramas Harker (óxidos
mayores vs. Sílice, figura 10C) para estas rocas intrusivas, en este caso las rocas estaban
significativamente menos alteradas (promedio de perdida de volátiles ~2%) en comparación a
las rocas extrusivas (perdida de volátiles ~ 4%), por lo que se tuvieron en cuenta estos
diagramas para distinguir entre las formaciones. Los diagramas Harker ayudan a distinguir
algunas características entre las rocas intrusivas, en general vemos que los gráficos
correspondientes a elementos de carácter mafico (Ca, Mg y Ti) tienden a mostrar una mayor
dispersión de las muestras; mientras que en los gráficos de óxidos alcalinos afines con la
corteza continental (Na y K ) vemos que los datos tienden a agruparse.
19
Figura 9. A) Diagrama de clasificación de ambiente tectónico mediante óxidos mayores para rocas
volcánicas, según Mullen 1983. B) Diagrama de clasificación de rocas volcánicas mediante cationes,
según Rickwood 1989. En los diagramas vemos una comparación entre las rocas basálticas de diferentes
unidades pertenecientes a la cordillera occidental, cordillera central, Serranía de Baudó, Gorgona y
algunas muestras representativas del CLIP. Las convenciones son las mismas que en la figura 8.
20
Al comparar las firmas geoquímicas de la Formación Barroso con los datos para otras unidades
de las cordilleras central y occidental, podemos ver que estas muestran una relación
composicional, donde en general todas se clasifican como rocas con afinidad oceánica, entre
MORB y toleítas de arco de islas, en diferentes diagramas de discriminación tectónica (figuras
10 B y 9 A). Por otro lado vemos una significativa correlación entre las diferentes unidades en
los diagramas Harker obtenidos para las rocas plutónicas, indicando que la génesis de la
Formación Barroso probablemente estuvo asociada al origen de algunas de las otras unidades
máficas y ultramáficas en cuestión, o que surgieron de fuentes muy similares. No obstante, este
no es el caso para las rocas del CLIP y de los terrenos más occidentales colombianos (Baudó y
Gorgona), que no muestran una correlación tan clara como Quebradagrande con las rocas de
Barroso.
En el caso del Complejo Quebradagrande (PC-2018-16, y muestras marcadas color negro) se
puede notar una relación en los porcentajes de óxidos de magnesio, hierro y calcio, con
respecto a los de la Formación Barroso como se observa en 9 A y B, donde las muestras de
Quebradagrande muestran una dispersión muy similar a las de Barroso sobre la clasificación de
basaltos toleíticos de alto contenido de hierro (9B), pero también relacionándose en cuanto a
su posición en el grafico 9A, donde podemos ver que las dos presentan una firma clara sub-
alcalina localizándose entre toleítas de arco de islas (IAT, por sus siglas en inglés) y los basaltos
calco-alcalinos (CAB, por sus siglas en inglés). Además, las muestras de Quebradagrande suelen
caer sobre las mismas clasificaciones que la Formación Barroso en diferentes diagramas, esto es
importante si se tiene en cuenta la relación espacial de estas unidades, ya que están dispuestas
en la misma dirección N-S mostrando intercalaciones falladas con otras unidades, siendo
separadas una de la otra por el valle del rio Cauca. Las firmas obtenidas de tipo MORB para la
Formación Barroso son concordantes con una localización de este arco sobre terrenos
oceánicos, como el CLIP.
Por otro lado, vemos que algunos de los complejos maficos, como los de la Serranía de Baudó y
los de Gorgona, tienen unos patrones un tanto diferentes a los vistos para la Formación
Barroso. La figura 9 A muestra como estas unidades muestran una dispersión desde basaltos de
islas oceánicas (OIB) hasta basaltos calco-alcalinos (CAB), presentando tendencias anómalas
respecto a las de las otras unidades a pesar de su correlación en los ambientes tectónicos. En 9
B se puede ver como las muestras rosa tienden hacia la derecha del diagrama, correspondiendo
a lavas de mayor temperatura (komatitas), lo que define una diferencia en las características
composicionales y de erupción de estas rocas con las de la Formación Barroso, a pesar de que
hayan podido ser derivadas de fuentes y ambientes con firmas geoquímicas similares.
21
22
Figura 10. A) Diagrama de clasificación para rocas intrusivas según Cox, 1979. B) Diagrama de
discriminación de ambiente tectónico según Pearce, 1982. C) Diagramas Harker de óxidos mayores vs.
Sílice. Las convenciones de color para las unidades son las mismas usadas para diagramas de rocas
volcánicas.
Las rocas de la Formación Amaime muestran tendencias muy similares a Barroso en cuanto a
ambientes de formación y composición sin embargo, al igual que las DSJU, tienen una
dispersión mucho menor a la observada para las Formaciones Barroso y Volcánica en esos
diagramas. En cuanto a las muestras del CLIP se puede ver como todas indican lavas toleíticas
de afinidad MORB, y se ven diferenciadas en los diagramas de las rocas de otras unidades,
especialmente en la figura 9 A.
Adicionalmente, algunos datos geoquímicos de estudios previos obtenidos para rocas del
Complejo Arquía [Cochrane, 2013; Ruiz-Jiménez et al, 2012], fueron tomados con el fin de
comparar los patrones que estos presentan, frente a los gráficos geoquímicos obtenidos para
las otras unidades (figuras 6B y 6C). En la figura 11 podemos ver los patrones que muestran
algunas muestras correspondientes al Complejo Arquía. En la 11B vemos que los datos
muestran una afinidad de basalto de margen de placa, al igual que las rocas extrusivas de las
muestras obtenidas en campo (6B). Sin embargo, es importante remarcar que las rocas del
Complejo Arquía son rocas metamórficas que han pasado por eventos de deformación y
alteración importantes, lo que implica una movilización de elementos significativa, por esta
razón se eligieron los diagramas de la figura 11 hechos en base a elementos relativamente
inmóviles. En la figura 11A se puede apreciar la similitud que presenta Arquía frente a las lavas
23
de la Formación Barroso (figura 6C), en cuanto a algunos elementos considerados
relativamente inmóviles [Pearce, 2014].
24
Figura 11. A) Diagrama ternario de discriminación de ambiente tectónico en base a elementos inmóviles
para rocas del complejo Arquía, según Meschede, 1986. B) Diagrama de discriminación de ambiente de
origen para las mismas rocas, Pearce, 1977. Los puntos azules corresponden a los datos de Cochrane,
2013, los verdes son datos de Ruiz-Jimenez et al, 2012.
4.2 Petrografía
De las muestras tomadas en campo diez fueron procesadas para obtener láminas delgadas. De
estas diez dos correspondían al complejo Arquía (PC-2018-17,18), una a Quebradagrande (PC-
2018-16), una perteneciente al batolito de Buga (PC-2018-14), una peridotita que parece estar
asociada a Barroso (PC-2018-3) y 5 muestras de diferentes texturas/características ígneas
pertenecientes a la formación Barroso.
4.2.1 Rocas Formación Barroso
Las muestras que corresponden a la Formación Barroso son PC-2018-1, PC-2018-2, PC-2018-7,
PC-2018-10 y PC-2018-12. Todas muestran composiciones toleíticas como muestran los
diagramas geoquímicos, sin embargo las características petrográficas de estas rocas permiten
tener una mejor idea de las condiciones de cristalización de las rocas, y por ende de su
ambiente de formación.
Tres de estas muestras exhiben composiciones y texturas similares (PC-2018-2, PC-2018-10 y
PC-2018-12), principalmente granos de plagioclasas tabulares con granos de piroxeno
anhedrales en algunos casos de mayor tamaño (figura 12). En la figura 12C vemos que PC-2018-
10 muestra una textura con plagioclasas sub/euhedrales de tamaño pequeño (~200
micrómetros) creciendo dentro de granos de mayor tamaño (>>200 micrómetros) de piroxenos,
como minerales secundarios hay algunos anfíboles y biotitas, esta muestra corresponde a un
dique que intruye la Formación Barroso, dada su textura y su mineralogía general esta
corresponde a una roca diabasica, por esto en el diagrama TAS cae sobre el rango de los
basaltos. Las otras dos muestras (12 A y B) presentan una textura ofítica. Aunque los piroxenos
son en su mayoría clinopiroxenos para las dos muestras, PC-2018-2 tiene unos porfiroclastos de
ortopiroxeno de tamaño grande (>>200 micrómetros). Las tres muestras tienen una cantidad
similar de minerales opacos.
25
Figura 12. Imágenes de diferentes rocas ígneas mostrando una textura característica de las diabasas. A)
PC-2018-2 B) PC-2018-12 C) PC-2018-10, imágenes están en nicoles cruzados con aumento 4X.
Figura 13. En la imagen de la izquierda vemos la textura de PC-2018-1 en nicoles cruzados (CPL)
mostrando microcristales de plagioclasa con fensocristales de olivino y piroxeno. La imagen de la
derecha muestra otra vista de la lamina en luz polarizada paralela (PPL), en este caso se puede apreciar
la gran cantidad de opacos, y una vena de carbonatos cruzando la imagen.
PC-2018-1 es un basalto toleítico con textura afanítica mostrando una matriz con micro cristales
de plagioclasas, magnetita y otros óxidos, fenocristales principalmente de piroxenos y algunos
olivinos como vemos en la figura 13. Esta y las muestras de la figura 12 tienen alteraciones
26
similares, donde hay cloritización y oxidación de metales presentes en los minerales maficos
principalmente.
Por otro lado PC-2018-7 tiene una composición mineralógica con minerales más félsicos, esta
lamina tiene un contenido diferente de plagioclasas mostrando cristales de formas anhedrales
principalmente, sin maclas la mayoría, también vemos que tiene cuarzos en formas anhedrales.
En la figura 14 se pueden ver unas masa granulares de piroxenos, en formas anhedrales
también, de tamaño significativamente más pequeño que los cuarzos. Dado su contenido de
cuarzo se interpreta como una tonalita. Esta roca exhibe una alteración similar a las muestras
de las figuras 12 y 13, en donde las masas micro-granulares máficas muestran alteraciones a
clorita y otro mineral de alteración de color gris-café, pero esta roca muestra fracturas con
cristalizaciones de carbonatos y algunos óxidos que parecen asociados al evento que genero los
carbonatos, siendo este un evento secundario.
Figura 14. Imágenes en nicoles cruzados de la muestra PC-2018-7, donde se ve la textura que muestra la
roca y las cristalizaciones secundarias de carbonatos en venas (imagen izquierda). Aumento 4X.
4.2.2 Peridotita
La muestra PC-2018-3 es una roca ultramáfica ya que se compone de unos cristales de tamaño
medio (1-5mm) de clinopiroxenos y olivinos muy fracturados. Aunque la roca está fuertemente
alterada se puede ver la relación entre olivino y piroxeno que permite clasificarla como una
clino-piroxenita de olivino (clasificación cualitativa, cristales en muchos casos con fuerte
alteración) que presentaba una textura inter-granular holocristalina (ver figura 15). Los bordes
de los olivinos muestran una fuerte alteración donde hay un recrecimiento de micro cristales de
serpentina. En este caso también vemos una gran cantidad de minerales opacos, muchos
creciendo dentro de las fracturas de los relictos maficos, la mayoría corresponden a óxidos,
como ilmenita magnetita y espinela, generados al fracturar y alterar hidrotermalmente la roca
ultramáfica-máfica.
27
Figura 15. Secciones de peridotita serpentinizada, izquierda en PPL, derecha es la misma vista en CPL.
Aumento 4X.
4.2.3 Intrusivo Batolito de Buga
PC-2018-14 pertenece al batolito de Buga, es una roca intrusiva holocristalina con textura sub-
ofítica principalmente feldespato y cuarzos en cristales anhedrales de tamaño pequeño
(<1mm), también se ven piroxenos y algunos anfíboles pero de tamaños muy pequeños y con
formas anhedrales. Aunque presenta una textura de roca intrusiva, sus cristales son muy
pequeños (figura 16). Esta roca es una tonalita.
Figura 16. Sección de roca ígnea intrusiva del batolito de Buga. CPL izquierda y PPL a la derecha.
Aumento de 4X
28
4.2.4 Complejo Arquía
PC-2018-17 y PC-2018-18 son rocas metamórficas que hacen parte del Complejo Arquía, ambas
muestran alto grado de metamorfismo pero en diferentes etapas. PC-2018-18 es una anfibolita
de granos de tamaño medio que muestra una foliación esquistosa principal con una textura
lepidoblástica. Principalmente se compone de anfíboles, piroxenos, epidota, cuarzo y algunas
micas. Los cuarzos muestran extinción ondulatoria, característica de los cuarzos que han
pasado por eventos de deformación. La gran mayoría de los cristales en la roca están
deformados y se pueden ver orientados en bandas gracias a la esquistosidad que muestra la
roca (figura 17 A y B). El evento de metamorfismo genero un recrecimiento de cristales
subhedrales. PC-2018-17 también muestra una composición principalmente de anfíboles pero
encontramos también epidota y granate como minerales principales, el tamaño de grano para
esta muestra es grueso, con granates alrededor de los 5mm, que le dan una textura
porfiroblástica. En este caso no se ve una foliación tan definida como en PC-2018-18, pero igual
se define una orientación preferencial de algunos granos (17 C). Los granates en esta muestra
están muy fracturados y en algunos casos deformados indicando que el metamorfismo fue de
un grado bastante elevado. Entre las fracturas deformadas de los granos de granate
encontramos re-cristalizaciones de cuarzo, además vemos en muchos casos cuarzos localizados
en las sombras de presión generadas por los granates (17 D), los cuarzos muestran extinción
ondulatoria. También se puede ver una textura simplectitica dada por el metamorfismo, esta se
ve principalmente en donde hubo reemplazamiento de granos de piroxenos y anfiboles.
Aunque han llegado a un nivel avanzado de metamorfismo, estas rocas se definen como
metabasitas [Toussaint & Restrepo, 2019], por lo que son de protolitos ígneos máficos que para
el caso de las anfibolitas corresponden a protolitos basálticos.
29
Figura 17. A y B) Imágenes de PC-2018-18 donde se ve la foliación y deformación de la roca. A esta en
nicoles cruzados, B en paralelos. C y D) Imágenes de PC-2018-17 donde vemos el tamaño de grano más
grueso pero mostrando una orientación de granos menos marcada. En D podemos ver un fragmento de
granate con inclusiones de cuarzo. Todas las imágenes están en 4X.
4.2.5 Quebradagrande
PC-2018-16 es una muestra del complejo Quebradagrande, aunque la muestra está muy
alterada se pueden notar algunas características de la roca previas a esta alteración. Lo más
evidente es el tamaño de grano (~600 micrómetros), considerablemente mayor al observado en
las muestras de Barroso; esta roca tenía una textura fanerítica granoblástica compuesta
principalmente por plagioclasas y piroxenos, que ahora están presentes como relictos
mostrando re cristalización de micro-cristales de cuarzo y plagioclasas. Aparte de esto vemos
pseudomorfos de posibles biotitas que han sido alteradas, liberando metales que han
cristalizado como óxidos opacos. En la figura 18 B podemos ver uno de los pseudomorfos de lo
que posiblemente era una biotita o un anfíbol, bastante fragmentado y con recrecimientos de
piroxenos y plagioclasas en los espacios del relicto. Aunque composicionalmente las rocas de
Quebradagrande son similares a las de la formación Barroso, en la petrografía estas muestran
30
características muy diferentes, como el tamaño y forma de los cristales y las alteraciones,
principalmente a pumpellyíta (18 A). Este roca es un gabro bastante alterado
Figura 18. Imágenes de PC-2018-17 donde se puede apreciar el tamaño de algunos de los granos relictos
de esta muestra, además de los tipos de alteración. Ambas están en nicoles cruzados con aumento 4X.
5 Discusión
Teniendo en cuenta la posición estratigráfica y las características petrográficas y geoquímicas
de la Formación Barroso, se entiende que esta hace parte de un extenso grupo de complejos y
formaciones de rocas ígneas de tipo máfico/ultramáfico, que se encuentran en el margen
noroccidental de Suramérica. Gran parte de estos complejos rocosos son bloques de rocas que
componen la típica corteza oceánica [Kerr et al, 1997; Toussaint & Restrepo, 2019] por lo que
algunos han interpretado que estos bloques alóctonos son fragmentos de una ofiolita
acrecionada al margen durante finales del mesozoico [Spikings et al, 2015; Villagómez et al,
2011; Cardona et al, 2010; Kerr et al, 1997; Toussaint & Restrepo, 2019; Jaramillo et al, 2017;
León et al, 2019; Kerr et al ,2005; Hincapié-Gómez et al 2018]. Sin embargo, la Formación
Barroso presenta una significativa firma geoquímica indicativa de rocas de arco de islas (figuras
10 B y 9 A), lo que hace su que su interpretación e historia difiera en algunos aspectos de las
rocas máficas que encontramos a lo largo del margen continental. Usualmente estos complejos
31
maficos contienen rocas ultramáficas derivadas de las secciones más bajas litosfericas y
presentan firmas geoquímicas de plateau oceánico, acorde a las firmas de muchas muestras
tomadas de otros terrenos obducidos, relacionados al génesis del Caribe, y a las del propio CLIP
que han sido obtenidas por el Proyecto de perforación profunda de mar (DSDP por sus siglas en
inglés) [Sinton et al, 1998]. Aunque algunas rocas de Barroso de las que se han analizado
muestran firmas de tipo MORB y E-MORB, en la figura 9 podemos ver que las muestras de esta
formación (símbolos azules) generan patrones con posiciones similares a las del CLIP (cruces
amarillas), pero una distribución mucho más amplia composicional así como de ambiente
tectónico. Esto indica que, a pesar de su relación estratigráfica con otros complejos maficos
afines a la placa caribe, Barroso probablemente no surgió gracias al mismo evento magmático
que dio lugar al CLIP, como muchos de estos bloques ultramáficos; sino que tiene una historia
independiente de magmatismo de arco de islas que se relaciona a el CLIP espacial y
temporalmente, dada la colisión de la placa caribe con Suramérica.
Varios autores han propuesto que estas rocas poseen rasgos químicos que indican una génesis
relacionada a subducción [Rodríguez & Arango, 2013; Rodríguez & Zapata, 2013; Rodríguez,
Arango & Bermúdez, 2012; Zapata et al, 2019; Zapata-Villada et al, 2017], como anomalías
negativas de Ti, Nb y Zr, frente a una composición N-MORB, que también se puede ver reflejada
en la tabla 1 en los anexos. Además de esto las rocas volcánicas de Barroso están intruidas en
varios lugares por cuerpos ígneos básicos a intermedios como el batolito de Sabanalarga la
tonalita de Buritica y el gabro de Altamira, los cuales muestran firmas químicas de afinidad
oceánica toleítica también (ver figura 10). Estas relaciones estratigráficas y geoquímicas han
llevado a que este conjunto de rocas ígneas intrusivas y extrusivas se hayan denominado el arco
volcánico-plutónico Sabanalarga-Barroso, comprendido como un arco de islas generado sobre
el paleo-margen continental a mediados del Cretácico [León, et al, 2019; Rodríguez & Arango,
2013; Rodríguez & Zapata, 2013; Zapata-Villada, et al, 2017]. Los diagramas geoquímicos
permiten ver como la dispersión de los datos de la Formación Barroso, y la asociada Formación
Volcánica, muestran una transición de lavas toleíticas de tipo MORB hacia lavas de afinidad de
arco de islas, lo que indica la evolución del sistema magmático. Esto concuerda con la
formación del arco en una placa oceánica, donde el arco en un principio obtiene sus fundidos
de fuentes de afinidad MORB, posteriormente enriqueciéndose lentamente a partir de la
subducción.
Otro factor que permite diferenciar a la formación Barroso de los otros bloques máficos son sus
características petrográficas. Aunque los basaltos son de las rocas más comunes en la corteza
oceánica, estos suelen enfriarse rápidamente gracias al contraste de temperatura que
enfrentan al emerger por el margen divergente, lo que les da esa textura característica de los
basaltos con una matriz micro cristalina con vidrio volcánico, acompañada de frecuentes
fenocristales de olivino y clinopiroxeno. Para las muestras presentadas en este trabajo, vemos
32
que una de ella presenta esas características petrográficas (PC-2018-1, figura 13) donde vemos
plagioclasas muy pequeñas que no terminaron de cristalizar correctamente, dándoles formas
subhedrales y anhedrales principalmente, y donde vemos una matriz con un alto contenido de
micro cristales de plagioclasa y vidrio. Otra muestra (PC-2018-7) tiene una composición un poco
más acida siendo está una tonalita, donde vemos una mayor cantidad de minerales félsicos
como plagioclasas y algunos cuarzos, con una menor proporción de máficos y de tamaños muy
pequeños, posible evidencia de la evolución magmática del arco volcánico. El resto de las
muestras obtenidas para la Formación Barroso son diabasas que exhiben unos cristales de
mayor tamaño además de unas texturas ofíticas (figura 12), más características de una
cristalización hipo abisal indicando unos tiempos de enfriamiento más extensos que los que
experimentan típicamente los basaltos bajo el agua. Esto ha generado confusiones a la hora de
definir la formación, ya que tiene similitudes con la formación DSJU además de que tienen
intercalaciones con rocas sedimentarias de ambiente marino muy similares; esto es más
marcado aun con la Formación Volcánica, que prácticamente presenta las mismas
características, pero aflorando en segmentos localizados más al sur en la cordillera occidental
[Kerr et al, 1997]. Para determinar la relación de estas rocas con Barroso es necesario llevar a
cabo estudios de isotopos de elementos inmóviles, mucho más precisos a la hora de definir las
similitudes entre rocas que han sido alteradas significativamente, ya que con los diagramas
geoquímicos sin tener suficiente información de tierras raras y elementos traza, podemos solo
visualizar las diferencias distributivas en los gráficos de discriminación tectónica.
Lo que si podemos ver claramente en los diagramas geoquímicos presentados en este trabajo
es como las rocas de diferentes partes de la Cordillera Central y Occidental muestran
composiciones y distribuciones particularmente similares a las de Barroso. La excepción de esto
son las rocas de los terrenos más occidentales como Baudó y Gorgona, que muestran
dispersiones composicionales y de ambiente tectónico algo diferentes de las rocas de Barroso,
además de edades más jóvenes, del cretácico tardío, lo que sugiere un evento separado para la
génesis de estos terrenos [Kerr et al, 1997; Kerr & Tarney, 2005; Kerr et al, 1996]. Algunos
estudios anteriores han pretendido relacionar la Formación Barroso con unidades volcánicas y
meta-volcánicas pertenecientes a la Cordillera Central, una unidad que presenta unas
características similares es la Formación Amaime, que aflora principalmente en el flanco
occidental de la Cordillera Central. Amaime también se compone de rocas volcánicas pero esta
muestra patrones más agrupados que las distribuciones de Barroso en los diagramas
geoquímicos (figura 9 B) indicando una composición más homogénea de este grupo. A pesar de
esto, podemos ver que en la figura 9 A las rocas que muestran tendencias más similares a la
distribución de la Formación Barroso son las DSJU, las rocas de Quebradagrande y las rocas de
la Formación Amaime, las cuales parecen mostrar una evolución de MORB a toleítas de arco de
islas de la misma manera que las rocas de Barroso. Esto podría ser indicio de un arco volcánico
33
con condiciones similares al de Sabanalarga-Barroso, que fue acrecionado un tiempo antes de
este al margen continental.
Mayor correlación se ha encontrado entre la Formación Barroso y el complejo
Quebradagrande, ya que Quebradagrande también presenta rocas ígneas similares y se
propone que este es producto de un arco volcánico marginal al igual que la Formación Barroso
[Rodriguez & Zapata, 2013; Toussaint & Restrepo, 2019]. Es interesante como las rocas de
Quebradagrande se ven muy similares en los diagramas a las de la Formación Barroso, las
figuras 9 y 10 permiten relacionar estas unidades gracias a su composición y ambiente
tectónico de formación, además en las secciones delgadas podemos observar que la muestra
PC-2018-16 tenía una composición mineralógica bastante similar a las rocas ígneas de la
Formación Barroso, aunque la muestra de Quebradagrande tiene relictos de plagioclasas y
piroxenos significativamente más grandes que los de Barroso. Rodriguez & Zapata (2013)
proponen que las dos unidades hacen parte de un mismo arco volcánico (arco volcánico
Barroso-Quebradagrande), basándose también en algunas edades reportadas previamente que
restringen a Quebradagrande al rango de edad Aptiano-Albiano. Cabe resaltar que estas edades
toca interpretarlas con cuidado, ya que como bien explica Toussaint & Restrepo, 2019, el grado
de alteración y metamorfismo de bajo grado hace que se tenga que considerar un posible
reinicio de los relojes isotópicos, de igual manera esto debe ser tenido en cuenta para la
geoquímica, especialmente en rocas como PC-2018-16 que muestra un fuerte nivel de
alteración, lo que posibilita la movilidad de muchos elementos. Esto es análogo a lo que sucede
con el complejo Arquía, del cual se han obtenido edades del Cretácico temprano y, de igual
manera, ha sido interpretado como una posible unidad alóctona relacionada a rocas de
ambiente de subducción [Villagómez et al, 2011; Toussaint & Restrepo, 2019, y referencias
citadas en el artículo]. De nuevo esta unidad muestra un alto grado de metamorfismo (figura
17 C y D), donde se han alcanzado facies anfiboliticas granatiferas, favoreciendo igual un
ambiente de subducción. Esto implicaría que el margen noroccidental de Suramérica ha sufrido
una extensa historia de colisiones de bloques alóctonos, en las que posiblemente se
fragmentaron arcos de islas volcánicos en varios bloques/franjas, que fueron posteriormente
separados y alterados hasta diferentes grados, debido a su posición respecto a los sistemas de
fallas regionales presentes en la zona, además de la continua colisión y acreción de terrenos en
ese margen. Esto favorece la hipótesis planteada en Montes et al (2019), donde se proponen
dos eventos de colisión de arcos desde el Cretácico tardío hasta el Paleoceno.
En cuanto a la muestra de la peridotita presentada en este trabajo (PC-2018-3), es difícil definir
exactamente qué relación tiene esta al arco volcánico que origina Barroso. Aunque se infiere a
partir de geoquímica y estudios de posición paleogeografía [Bayona et al, 2006; Hincapie-
Gomez et al, 2018] que los arcos alóctonos que dan lugar a estos complejos pertenecían a la
placa caribe, es incierto si estas rocas ultramáficas se obdujeron simultáneamente con la
34
acreción del arco volcánico, o si fueron producto de eventos diferentes. Dada la condición de
serpentinización de las rocas se dificulta determinar edades y geoquímicas confiables que
resuelvan este dilema. De nuevo sería ideal ejecutar análisis de isotopos relativamente
inmóviles que permitan clarificar esta relación.
6 Conclusiones
- Las características geoquímicas de las rocas obtenidas en campo indican que la
Formación Barroso esta principalmente compuesta de lavas basálticas y andesíticas con
afinidad desde N-MORB hasta arcos de islas toleíticos. Los análisis petrográficos
muestran que algunas de estas tienen texturas diabasicas, indicando unas condiciones
de enfriamiento más lentas o hipo abisales, no concordante con un enfriamiento de lava
basáltica expuesta al fondo marino.
- Las relaciones geoquímicas, espaciales y temporales de estas rocas con otros complejos
maficos y ultramáficos presentes en las cordilleras central y occidental sugieren que la
formación Barroso se originó en un ambiente de arco de islas sobre la placa Caribe,
posiblemente el mismo que dio origen a Quebradagrande, el cual colisiono y se obdujo
en el margen noroccidental de Suramérica en un evento previo o simultaneo a la
colisión del CLIP. Sin embargo, la petrografía de la muestra de Quebradagrande permitió
ver que esa roca tiene cristales de tamaños considerablemente mayores a los de las
rocas volcánicas de la formación Barroso, esto sugiere que el proceso de cristalización
de algunas rocas del complejo Quebradagrande se dio bajo unas características distintas
a las indicadas por las rocas de la formación Barroso.
- La mayoría de complejos de afinidad oceánica que se compararon con Barroso muestran
una similitud significativa en cuanto al tipo de roca y al ambiente tectónico que las
origina, la excepción son las rocas más jóvenes de los terrenos más occidentales
(Gorgona y Serranía de Baudó), lo que sugiere que este margen ha sufrido una serie de
eventos de acreción de terrenos alóctonos, que corresponden a diferentes estructuras
geomorfológicas encontradas sobre una placa oceanica.
- El proceso de colisión y acreción del CLIP al continente suramericano probablemente
sucedió simultáneamente con la acreción de varios otros terrenos oceánicos
relacionados a la placa Caribe, por lo que se necesitan estudios isotópicos de elementos
relativamente inmóviles que permitan una mayor credibilidad de los datos, para lograr
determinar con mayor claridad la relación de los bloques ultramáficos a las unidades
volcánicas marinas de edades comparables (Aptiano-Albiano).
35
- Se debe hacer un trabajo de campo detallado para obtener buenas muestras de las
diferentes formaciones volcánicas y plutónicas que afloran entre el flanco occidental de
la CC y el flanco oriental de la COC. Esto especialmente para definir la relación entre las
rocas de las formaciones Volcánica y Barroso, que parecen ser idénticas, y comparar
estas con las DSJU para validar las diferenciaciones que proponen Rodriguez & Zapata,
2013.
- Aunque las rocas del complejo Arquía son metabasitas con afinidades geoquímicas
similares a las de la Formación Barroso, no es posible definir si los protolitos de estas
rocas corresponden al mismo evento magmático que dio origen a Quebradagrande y/o
Barroso. Aunque espacial y temporalmente puede determinarse una relación con el
complejo Quebradagrande, es posible que los protolitos de Arquía sean basaltos
generados en un evento diferente al del arco volcánico-plutónico, pero en un ambiente
similar de mayor edad, dado que algunos estudios geo cronológicos han determinado ue
el metamorfismo de algunas rocas del complejo se da a mediados del cretácico [Ruiz-
Jiménez et al, 2012].
- Es evidente que la Formación Barroso muestra características de un ambiente de arco
de islas, sin embargo, no se puede determinar con certeza si ese arco es el mismo que
da origen a Arquía, Quebradagrande y Amaime. Una posibilidad es que el arco haya sido
fragmentado por la mecánica de la colisión, donde los segmentos terminan siendo
emplazados en diferentes zonas, por lo que vemos diferencias texturales y
composicionales acorde a la diferencia de ambientes de emplazamiento. Por otra parte
es posible que las unidades representen una serie de eventos colisiónales de diferentes
arcos, con edades y características geoquímicas similares, que fueron arrastrados hacia
el margen gracias al movimiento del CLIP.
Referencias
Aspden, J. A., & McCourt, W. J. (1986). Mesozoic oceanic terrane in the central Andes of
Colombia. Geology, 14(5), 415-418.
Bayona, G., Cardona, A., Jaramillo, C., Mora, A., Montes, C., Valencia, V., ... & Ibañez-Mejia, M. (2012).
Early Paleogene magmatism in the northern Andes: Insights on the effects of Oceanic Plateau–continent
convergence. Earth and Planetary Science Letters, 331, 97-111.
Bayona, G., Montes, C., Cardona, A., Jaramillo, C., Ojeda, G., Valencia, V., & Ayala-Calvo, C. (2011).
Intraplate subsidence and basin filling adjacent to an oceanic arc-continent collision: a case from the
southern Caribbean-South America plate margin. Basin Research, 23(4), 403-422.
36
Bayona, G., Rapalini, A., & Costanzo-Alvarez, V. (2006). Paleomagnetism in Mesozoic rocks of the
northern Andes and its implications in Mesozoic tectonics of northwestern South America. Earth,
planets and space, 58(10), 1255-1272.
Bourgois, J., Calle, B., Tournon, J., & Toussaint, J. F. (1982). The andean ophiolitic megastructures on the
Buga-Buenaventura transverse (Western Cordillera—Valle Colombia). Tectonophysics, 82(3-4), 207-229.
ala P re , A., Blanco Quintero, I., & Iwashita, F. (2017). Geochemplot : A user friendly python based
program for plotting geochemical data (Doctoral dissertation, 2017). Uniandes.
Cardona, A., Valencia, V., Bustamante, C., García-Casco, A., Ojeda, G., Ruiz, J., ... & Weber, M. (2010).
Tectonomagmatic setting and provenance of the Santa Marta Schists, northern Colombia: Insights on
the growth and approach of Cretaceous Caribbean oceanic terranes to the South American
continent. Journal of South American Earth Sciences, 29(4), 784-804.
Cochrane, R. (2013). U-Pb thermochronology, geochronology and geochemistry of NW South America:
rift to drift transition, active margin dynamics and implications for the volume balance of
continents (Doctoral dissertation, University of Geneva).
Cox, K. G. BELL, JD: PANKHURST, RJ (1979) The interpretation of igneous rocks. William Clowes, London,
Britain.
Floyd, P. A., & Winchester, J. A. (1975). Magma type and tectonic setting discrimination using immobile
elements. Earth and Planetary science letters, 27(2), 211-218.
runo , . . . ond ana events and pal o eo rap pal oma netic revie . Journal of
African Earth Sciences, 28(1), 53-69.
Hauff, F., Hoernle, K., Tilton, G., Graham, D. W., & Kerr, A. C. (2000). Large volume recycling of oceanic
lithosphere over short time scales: geochemical constraints from the Caribbean Large Igneous
Province. Earth and Planetary Science Letters, 174(3-4), 247-263.
Hauff, Folkmar; Hoernle, Kaj; Tilton, George; Graham, D W; Kerr, Andrew C (2000): (Appendix Table 2) Trace element concentrations of basalts from the Caribbean Large Igneous Province. PANGAEA, https://doi.org/10.1594/PANGAEA.716801,
In supplement to: Hauff, F et al. (2000): Large volume recycling of oceanic lithosphere over short time scales: geochemical constraints from the Caribbean Large Igneous Province. Earth and Planetary Science Letters, 174(3-4), 247-263, https://doi.org/10.1016/S0012-821X(99)00272-1
Hincapié-Gómez, S., Cardona, A., Jiménez, G., Monsalve, G., Ramírez-Hoyos, L., & Bayona, G. (2018).
Paleomagnetic and gravimetrical reconnaissance of Cretaceous volcanic rocks from the Western
Colombian Andes: Paleogeographic connections with the Caribbean Plate. Studia Geophysica et
Geodaetica, 62(3), 485-511.
37
Hoernle, K., Hauff, F., & van den Bogaard, P. (2004). 70 my history (139–69 Ma) for the Caribbean large
igneous province. Geology, 32(8), 697-700.
Irvine, T. N. J., & Baragar, W. R. A. (1971). A guide to the chemical classification of the common volcanic
rocks. Canadian journal of earth sciences, 8(5), 523-548.
Jaramillo, J. S., Cardona, A., León, S., Valencia, V., & Vinasco, C. (2017). Geochemistry and geochronology
from retaceous ma matic and sedimentar rocks at 6 35′ N, estern flank of t e entral cordillera
(Colombian Andes): Magmatic record of arc growth and collision. Journal of South American Earth
Sciences, 76, 460-481.
Jochum, K. P., Nohl, U., Herwig, K., Lammel, E., Stoll, B., & Hofmann, A. W. (2005). GeoReM: a new
geochemical database for reference materials and isotopic standards. Geostandards and Geoanalytical
Research, 29(3), 333-338.
Jochum, K. P., Weis, U., Stoll, B., Kuzmin, D., Yang, Q., Raczek, I., ... & Günther, D. (2011). Determination
of reference values for NIST SRM 610–617 glasses following ISO guidelines. Geostandards and
Geoanalytical Research, 35(4), 397-429.
Kerr, A. C., Marriner, G. F., Arndt, N. T., Tarney, J., Nivia, A., Saunders, A. D., & Duncan, R. A. (1996). The
petrogenesis of Gorgona komatiites, picrites and basalts: new field, petrographic and geochemical
constraints. Lithos, 37(2-3), 245-260.
Kerr, A. C., Marriner, G. F., Tarney, J., Nivia, A., Saunders, A. D., Thirlwall, M. F., & Sinton, C. W. (1997).
Cretaceous Basaltic Terranes in western Columbia: elemental, chronological and Sr–Nd isotopic
constraints on petrogenesis. Journal of petrology, 38(6), 677-702.
Kerr, A. C., Tarney, J., Kempton, P. D., Pringle, M., & Nivia, A. (2004). Mafic pegmatites intruding oceanic
plateau abbros and ultramafic cumulates from Bolívar, olombia evidence for a ‘ et’mantle
plume?. Journal of Petrology, 45(9), 1877-1906.
Kerr, A. C., & Tarney, J. (2005). Tectonic evolution of the Caribbean and northwestern South America:
The case for accretion of two Late Cretaceous oceanic plateaus. Geology, 33(4), 269-272.
Kerr, A. C., White, R. V., Thompson, P. M., Tarney, J., & Saunders, A. D. (2003). No oceanic plateau—no
Caribbean plate? The seminal role of an oceanic plateau in Caribbean plate evolution.
León, S., Cardona, A., Jaramillo, J. S., Zapata, S., & Avellaneda-Jiménez, D. S. (2019). Comment on “Ori in
of pre-Mesozoic xenocrystic zircons in Cretaceous sub-volcanic rocks of the northern Andes (Colombia):
Paleo eo rap ic implications for t e re ion” b etina et al. 20 . Journal of South American Earth
Sciences, 102400.
Maitre, L. (1989). A classification of igneous rocks and glossary of terms. Recommendations of the
international union of geological sciences subcommission on the systematics of igneous rocks, 193.
38
Meschede, M. (1986). A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts
Chemical geology, 56(3-4), 207-218.
Montes, C., Rodriguez-Corcho, A. F., Bayona, G., Hoyos, N., Zapata, S., & Cardona, A. (2019). Continental
margin response to multiple arc-continent collisions: The northern Andes-Caribbean margin. Earth-
Science Reviews, 102903.
Mullen, E. D. (1983). MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic
environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters, 62(1), 53-62.
Nehring, F., Jacob, D. E., Barth, M. G., & Foley, S. F. (2008). Laser-ablation ICP-MS analysis of siliceous
rock glasses fused on an iridium strip heater using MgO dilution. Microchimica Acta, 160(1-2), 153-163.
Nivia, A. (1996). The Bolivar mafic-ultramafic complex, SW Colombia: the base of an obducted oceanic
plateau. Journal of South American Earth Sciences, 9(1-2), 59-68.
Nivia, A., Marriner, G. F., Kerr, A. C., & Tarney, J. (2006). The Quebradagrande complex: a lower
cretaceous ensialic marginal basin in the Central Cordillera of the Colombian Andes. Journal of South
American Earth Sciences, 21(4), 423-436.
Pearce, J. A. (1976). Statistical analysis of major element patterns in basalts. Journal of petrology, 17(1),
15-43.
Pearce, T. H., Gorman, B. E., & Birkett, T. C. (1977). The relationship between major element chemistry
and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks. Earth and Planetary Science
Letters, 36(1), 121-132.
Pearce, J. A. (1982). Trace element characteristics of lavas from destructive plate
boundaries. Andesites, 8, 525-548.
Pearce, J. A. (2014). Immobile element fingerprinting of ophiolites. Elements, 10(2), 101-108.
Rickwood, P. C. (1989). Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor
elements. Lithos, 22(4), 247-263.
RODRÍGUEZ, G., Arango, M. I., & Bermúdez, J. G. (2012). Batolito de Sabanalarga, plutonismo de arco en
la zona de sutura entre las cortezas oceánica y continental de los Andes del Norte. Boletín de Ciencias de
la Tierra, (32), 81-98.
RODRÍGUEZ, G., & Arango, M. I. (2013). Formación Barroso: arco volcanico toleitico y diabasas de San
José de Urama: un prisma acrecionario T-MORB en el segmento norte de la Cordillera Occidental de
Colombia. Boletín de Ciencias de la Tierra, (33), 17-38.
RODRÍGUEZ, G., & ZAPATA, G. (2013). COMPARATIVE ANALYSIS OF THE BARROSO FORMATION AND
QUEBRADAGRANDE COMPLEX: A VOLCANIC ARC THOLEIITIC-CALCOALCALINE, SEGMENTED BY THE
FAULT SYSTEM ROMERAL IN NORTHERN ANDES?. Boletín de Ciencias de la Tierra, (33), 39-58.
39
RUIZ-JIMÉNEZ, E. C., BLANCO-QUINTERO, I. F., Toro-Toro, L. U. Z., MORENO-SÁNCHEZ, M. A. R. I. O.,
VINASCO, C. J., GARCÍA-CASCO, A. N. T. O. N. I. O., ... & GÓMEZ-CRUZ, A. R. L. E. Y. (2012). Geochemistry
and petrology of metabasites of the arquia complex (Santa Fe de Antioquia and Arquia creek, Colombia):
geodynamic implications. Boletín de Ciencias de la Tierra, (32), 65-80.
Sinton, C. W., Duncan, R. A., Storey, M., Lewis, J., & Estrada, J. J. (1998). An oceanic flood basalt province
within the Caribbean plate. Earth and Planetary Science Letters, 155(3-4), 221-235.
Sinton, Christopher W; Duncan, Robert A; Storey, Michael; Lewis, J; Estrada, J J (1998): Geochemistry of oceanic flood basalts from the Caribbean plate. PANGAEA, https://doi.org/10.1594/PANGAEA.715469,
Supplement to: Sinton, CW et al. (1998): An oceanic flood basalt province within the Caribbean plate. Earth and Planetary Science Letters, 155(3-4), 221-235, https://doi.org/10.1016/S0012-821X(97)00214-8
Spikings, R., Cochrane, R., Villagomez, D., Van der Lelij, R., Vallejo, C., Winkler, W., & Beate, B. (2015).
The geological history of northwestern South America: from Pangaea to the early collision of the
Caribbean Large Igneous Province (290–75 Ma). Gondwana Research, 27(1), 95-139.
Stoll, B., Jochum, K. P., Herwig, K., Amini, M., Flanz, M., Kreuzburg, B., ... & Enzweiler, J. (2008). An
automated iridium‐strip heater for LA‐ICP‐MS bulk analysis of geological samples. Geostandards and
Geoanalytical Research, 32(1), 5-26.
Toussaint, J.F., Restrepo, J.J. 2019 Tectonostratigraphic terranes in Colombia: an update. Second part:
Oceanic Terranes. In: Gomez, J. & Mateus-Zabala, D. (editors), The Geology of Colombia, Volume 3
Paleogene – Neogene. Servicio Geologico Colombiano, Publicaciones Geologicas Especiales 37, 19p.
Bogotá. https://doi.org/10.32685/pub.esp.37.2019.01
Vallejo, C., Spikings, R. A., Luzieux, L., Winkler, W., Chew, D., & Page, L. (2006). The early interaction
between the Caribbean Plateau and the NW South American Plate. Terra Nova, 18(4), 264-269.
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 (Doctoral dissertation, University of Geneva).
Villagómez, D., Spikings, R., Magna, T., Kammer, A., Winkler, W., & Beltrán, A. (2011). Geochronology,
geochemistry and tectonic evolution of the Western and Central cordilleras of Colombia. Lithos, 125(3-
4), 875-896.
Villagómez, D., & Spikings, R. (2013). Thermochronology and tectonics of the Central and Western
Cordilleras of Colombia: Early Cretaceous–Tertiary evolution of the northern Andes. Lithos, 160, 228-
249.
40
Zapata, S., Cardona, A., Jaramillo, J. S., Patiño, A., Valencia, V., León, S., ... & Castañeda, J. P. (2019).
Cretaceous extensional and compressional tectonics in the Northwestern Andes, prior to the collision
with the Caribbean oceanic plateau. Gondwana Research, 66, 207-226.
Zapata-Villada, J. P., Restrepo, J. J., Cardona-Molina, A., & Martens, U. (2017). GEOCHEMISTRY AND
GEOCHRONOLOGY OF THE BASIC VOLCANIC AND GABROIC ROCKS IN THE ALTAMIRA REGION, WESTERN
CORDILLERA OF COLOMBIA: A RECORD OF OVERIMPOSED CRETACEOUS PLATEAU AND OCEANIC ARC
ENVIROMENTS. Boletin de Geología, 39(2), 13-30.
Anexos
Tabla 1. Datos geoquímicos de las muestras tomadas en campo.
41
Para las tablas 2-4 los datos fueron tomados de [Kerr et al,1997; Villagómez et al,2011;
Rodríguez & Zapata, 2013; Rodríguez & Arango, 2013; Nivia et al, 2006: Hauff et al, 2000; Sinton
et al, 1998; Kerr et al, 1996; Zapata-Villada et al, 2017].
Para la tabla 5 los datos son de Cochrane (2013) y Ruiz-Jiménez et al (2012).
Tabla 2. Datos geoquímicos de óxidos mayores para rocas extrusivas.
42
43
44
Tabla 3. Datos geoquímicos de elementos traza y tierras raras para rocas extrusivas.
45
46
47
48
Tabla 4. Datos geoquímicos de elementos mayores para rocas intrusivas.
Tabla 5. Datos geoquímicos para el complejo Arquía.