caracterización petrográfica del batolito de buga en la

Caracterización petrográfica del Batolito de Buga en la Cordillera Central,

Valle del Cauca.

Alumno:

Mario Alejandro Palomino Rincón.

Proyecto de grado para optar por el título de Geocientífico.

Director:

Idael Francisco Blanco Quintero.

Co-directora:

Natalia Pardo Villaveces.

Universidad de Los Andes

Departamento de Geociencias

Facultad de Ciencias

Bogotá – Colombia

Noviembre de 2017

Caracterización petrográfica y geoquímica del Batolito de Buga en la

Cordillera Central, Valle del Cauca.

Mario Alejandro Palomino Rincón.

Director: Idael Francisco Blanco Quintero.

Co-director: Natalia Pardo Villaveces.

Agradecimientos

Quiero agradecer a mis padres y hermana por confiar en mí y por todo el apoyo que me

brindaron durante toda mi formación académica. A mis dos abuelitas por su permanente

apoyo y preocupación durante la carrera. A mi director Idael Blanco y a mi co-directora

Natalia Pardo por guiarme en este proceso, ayudarme siempre que lo necesité y

proporcionarme las muestras necesarias para la realización del proyecto. A Ivette por la gran

ayuda con la preparación de las muestras.

Finalmente, a mis amigos Amira Rosa, Simon Alba, Paula Forero y Nicole Forero que

también fueron un gran apoyo durante mi carrera.

Muchas gracias.

Tabla de contenido

Resumen ........................................................................................................ 1

Abstract ......................................................................................................... 1

Introducción ................................................................................................. 2

Objetivos ........................................................................................................ 5

Marco geológico ............................................................................................ 6

Unidades litológicas plancha 261 ............................................................... 10

Macizo Ofiolítico de Ginebra ................................................................. 10

Formación La Paila ................................................................................. 11

Formación Amaime ................................................................................ 11

Geología estructural ................................................................................... 12

Sistema de falla Palmira- Buga ............................................................... 12

Sistema de falla Guabas-Pradera ............................................................. 12

Marco conceptual ....................................................................................... 14

Emplazamiento y composición de los batolitos ...................................... 15

Tipos de batolitos .................................................................................... 17

Metodología ................................................................................................ 18

Resultados ................................................................................................... 20

Contexto de campo ................................................................................. 20

Descripción lámina delgada .................................................................... 22

Microscopio Electrónico de Barrido (SEM) ............................................ 39

Discusión ..................................................................................................... 43

Conclusiones ............................................................................................... 46

Bibliografía ................................................................................................. 47

Lista de figuras

Figura 1. Mapas donde se muestran las áreas de estudio en diferentes escalas. (A) Mapa del

área de estudio en una escala local con las unidades principales junto con la zona en la que

se obtuvieron las muestran en campo. Modificado de plancha 261 Ingeominas (1985). (B)

Mapa de la zona de estudio a escala regional, donde se muestran el ambiente tectónico general

de Colombia, las zonas de subducción y el área de estudio modificado de Diederix H. et al.

(2006) ….…………………………………………………………………………………… 4

Figura 2. Mapa donde se muestran los cinco episodios plutónicos mencionados y su

distribución en el Colombia. Tomado y modificado de Aspden et al (1987)

……………………………………………………………………………………………… 8

Figura 3. Se muestran los cuerpos ígneos resultantes en cada episodio mencionado en la

figura 2. (A) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Triásico. (B) Mapa de los cuerpos

ígneos emplazados en el Jurásico. (C) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el

Cretácico. (D) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Paleógeno. (E) Mapa de los

cuerpos ígneos emplazados en el Neógeno. Tomado y modificado de Aspden et al (1987)

…………………………………………………………………………………………….…9

Figura 4. Mapa donde se muestran las unidades litológicas y unidades geológicas principales

cercanas al área de estudio. Modificado de plancha 261 Ingeominas (1985)

……………………………………………………………………………….……………. 13

Figura 5. Diagrama de bloque mostrando diversos tipos de estructuras ígneas intrusivas.

Fuente: Fundamentos de Geología-Wicander y Moroe. Capítulo 4, pág. 80

…………………………………………………………………………..………………… 15

Figura 6. Intrusión de un plutón por inyección enérgica. Fuente: Geología: Dinámica y

evolución de la tierra-Monroe, Wicander y Pozo. Capítulo 4, pág. 115

…………………………………………………………………………………………….. 16

Figura 7. Modelo de emplazamiento por medio de asimilación y ascenso magmático. (a) El

magma de intruye entre las fracturas y planos entre las capas de la roca de caja. (b) Bloques

de la roca de caja se fracturan y caen dentro del magma, favoreciendo en ascenso de este.

Fuente: Geología: Dinámica y evolución de la tierra-Monroe, Wicander y Pozo. Capítulo 4,

pág. 115 ……………………..……………..……………………………………………… 16

Figura 8. Foto de campo en donde se muestra el dique cortando el batolito con el martillo

como escala ………………………..……………………………………………………… 20

Figura 9. Foto de campo en donde se muestra una granodiorita con el esfero de escala..… 21

Figura 10. Foto en donde se observa el leucogranito con algunos fragmentos de anfibolita, se

usa en martillo como escala ………………………………………………………………...21

Figura 11. Imagen en donde se muestra el afloramiento de anfibolita y los diques que lo

cortan. (A) Foto grande con el afloramiento y con la profesora Natalia Pardo de escala. (B)

acercamiento a la anfibolita con el martillo como escala ……………………………….… 22

Figura 12. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13A)

correspondiente a una diabasa; se ven fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles

cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos .………………………………………………...… 23

Figura 13. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13B)

correspondiente a una diabasa; se ven fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles

cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ……………………………………..…………….. 24

Figura 14. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13C)

correspondiente a una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización,

cuarzo (Qz) y ortoclasa (Or) y microfenocristales de biotita (Bt). (A) Foto en nicoles

cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ................................…….………………………... 25

Figura 15. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (13D)

correspondiente a una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización

y zonaciones y cuarzo (Qz) y los microfenocristales de ortoclasa (Or). (A) Foto en nicoles

cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ………………………...…………………………. 27

Figura 16. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (13E)

correspondiente a un leucogranito; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización,

fenocristales de cuarzo (Qz) y ortoclasa (Or) junto a microfenocristales de biotita (Bt) y la

textura mirmequítica. (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos

…………………………………………………………………………………….………. 28

Figura 17. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14A)

correspondiente a una dolerita; se ven microfenocristales de albita (Ab), fenocristales de

piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos

…………………………………………………………………………..………………… 29

Figura 18. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14B)

correspondiente a una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) y cuarzo (Qz) y

microfenocristales de biotita (Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos

……………………………………………………………………………………………. 31

Figura 19. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14C)

correspondiente a una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl),

microfenocristales de cuarzo (Qz) y biotita (Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en

nicoles paralelos ………………………………………………………..……………….… 32

Figura 20. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15A)

correspondiente a una anfibolita; se ven fenocristales de granate (Grt) y plagioclasa (Pl) y

microfenocristales de anfíbol (Amp). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles

paralelos ……………………………….………….………………………………………. 33

Figura 21. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15B)

correspondiente a una anfibolita; se ven microfenocristales de anfíbol (Amp) y albita (Ab).

(A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ……………………...………. 34

Figura 22. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15C)

correspondiente a una anfibolita; se ven microfenocristales de anfíbol (Amp), plagioclasa

(Pl) y clinopiroxeno (Cpx). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.… 35

Figura 23. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15D)

correspondiente a una anfibolita; se ven microfenocristales de plagioclasa (Pl) y anfíbol

(Amp). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ……………………... 36

Figura 24. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15E)

correspondiente a un leucogranito con anfíbol; se ven fenocristales de anfíbol (Amp) y

plagioclasa (Pl) en una matriz microcristalina. (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en

nicoles paralelos ……………….………………………………………………………….. 37

Figura 25. Diagrama QAPF en donde se muestran las clasificaciones de las cinco rocas ígneas

………………………………………….……………………………………….………… 38

Lista de tablas

Tabla 1. Se relaciona el código de cada muestra con las coordenadas del lugar en el cual se

obtuvieron y los procedimientos que se le realizaron ……………………….…………….. 19

Tabla 2. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina

delgada 16-13C y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para

cada mineral ………………………………………………………………………………. 25


delgada 16-13D y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para

cada mineral ………………………………………………………………………………. 26


delgada 16-13E y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para

cada mineral ………………………………………………………………………………. 28


delgada 16-14B y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para

cada mineral ………………………………………………………………………………. 30


delgada 16-14C y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para

cada mineral ……………………………………………….……………………..……….. 32

Tabla 7. Tabla donde se muestran los datos para los datos normalizados y en óxidos para los

espectros seleccionados para la muestra 16-14B …………………………………………. 39

Tabla 8. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para los feldespatos encontrados

y la clase a la cual pertenece según su fórmula. Además, la fórmula de la epidota encontrada

………………….……………………………………………………………………….… 40

Tabla 9. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las epidotas encontradas.

…………………………….………………………………………………………………..40

Tabla 10. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las biotitas encontradas.

…………………….………………………………………………………………………..41

Tabla 11. Tabla donde se muestran los datos para los datos normalizados y en óxidos para

los espectros seleccionados para la muestra 16-15D ……………………………………… 41

Tabla 12. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las plagioclasas

encontradas ……………………………………………………………………………….. 42

Tabla 13. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para los anfíboles encontrados.

………….…………………………………………………………………………………..42

1

Resumen

Al occidente de la Cordillera Centra aflora el Batolito de Buga, un cuerpo ígneo intrusivo de

composición calco-alcalina, constituido por granitos y granodioritas de edad Cretácico (ca

100 Ma). Este cuerpo de aproximadamente 200 km2 aflora en varios municipios del

Departamento de Valle del Cauca e intruye unidades de naturaleza oceánica pertenecientes

al Caribbean Colombian Oceanic Plateau (CCOP). Estas uniades están representadas por la

Formación Amaime y el Macizo Ofilítico de Ginebra. En este proyecto de buscó determinar

las características petrográficas y mineralógicas del Batolito de Buga para así poder dar una

aproximación al ambiente en el cual fue formado.

Para poder cumplir con estos objetivos, se realizó un estudio petrográfico por medio del

análisis de láminas delgadas y del microscopio electrónico de barrido (SEM) de las rocas

pertenecientes al Batolito de Buga y de algunas rocas que interactúan con este, como las

anfibolitas del Macizo Ofilitico de Ginebra y los diques de diabasa que lo cortan.

Después de haber realizado el estudio petrográfico se encontraron texturas de zonación,

mirmequitica y sericitización en las rocas del batolito, estas son texturas que necesitaron de

agua para formarse o que fueron alteradas por la cantidad de agua dentro del magma primario

o de la zona de emplazamiento, permitiendo concluir que el batolito se formó en un ambiente

de subducción de un alto ángulo el cual permitió que llegara agua al magma en ascenso.

Abstract

In the western part of the central cordillera outcrops the Buga Batholith, an igneous intrusive

body with a calco-alkaline composition, composed of granite and granodiorite rocks from

the Cretaceous (ca 100 Ma). This body of 200 km2 is exposed in several towns of the Valle

del Cauca department and intrude oceanic units that belong to the Caribbean Colombian

Oceanic Plateau (CCOP). These units are represented by the Amaime Formation and

Ginebra's Ophiolitic Massif. This project aimed to determine the petrological and

mineralogical aspects of the Buga Batholith, and from this give an approximation of the

geological environment in which it was formed.

To accomplish these objectives, a petrological study was made by analyzing thin sections

and the scanning electron microscope from the rocks of the Buga Batholith and from other

rocks that interact with it, like de Ginebra's Ophiolitic Massif and the dykes that cut it.

After having done these studies, it was found that the textures like zoning, sericite and

myrmekite in the rocks of the batholith, these are textures that needed water for their

formation or that were altered by the water from the main magma or from the zone. These

results suggest that the batholith was formed in a subduction environment with a high angle

which allowed the water to reach the rising magma.

2

Introducción

El Batolito de Buga (Nelson, 1957) es un cuerpo ígneo intrusivo producto de uno de los cinco

periodos plutónicos ocurridos en el occidente de Colombia (Jerez, 2012), tiene una extensión

aproximada de 200 km2 y es considerado uno de los cuerpos ígneos Cretácicos más antiguos

en el flanco occidental de la Cordillera Central. El Batolito de Buga aflora en los municipios

de Buga, San Pedro y Tuluá en el departamento del Valle del Cauca en las estribaciones

occidentales de la Cordillera Central (Ingeominnas, 2001) (Fig. 1). El Batolito de Buga

intruye dos unidades principalmente, la primera de ellas es el Macizo Ofiolítico de Ginebra,

con una edad aproximada del Cretácico inferior – Jurásico (Ingeominas, 1985). Este cuerpo

tiene una extensión aproximada de 20 km, está constituido por rocas ultramáficas

principalmente y el batolito lo intruye en el costado norte. La segunda corresponde los

basaltos de la Formación Amaime (McCourt, 1984), con la que presenta un contacto fallado

al oriente, mediante la Falla Guabas-Pradera (De Armas, 1985). La presencia de abundantes

diques y venas en el contacto entre el Batolito y las toleítas de esta Formación dan una idea

de su relación intrusiva (Ingeominas, 2001).

Varios autores han obtenido dataciones radiométricas por medio de K-Ar en hornblenda en

el batolito obteniendo una edad de 113 ± 10 Ma (Toussaint et al., 1978) y en biotitas Brook

(1984) obtuvo edades discordantes de 71 a 89 Ma y 114 ± 3 Ma; también se ha datado la

biotita usando Rb-Sr (Brook, 1984) obteniendo una edad de 99 ± 4 Ma. Estas diferencias de

edad entre ambos métodos se han explicado por un tectonismo subsecuente a la intrusión del

batolito (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007). A pesar de esta discrepancia en las edades,

se afirma que el emplazamiento del batolito debió ocurrir antes de 100 Ma, ubicándolo

aproximadamente en el Cretácico Inferior (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007).

El batolito se ha descrito por diferentes autores como un granitoide, posiblemente tipo I, de

composición calco-alcalina (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007). La composición varía de

cuarzodiorita hornbléndica a tonalita con variaciones a diorita horblendica hacia la zona de

contacto con el Macizo Ofiolítico de Ginebra (González – Londoño, 1998). En cuanto a las

texturas presentadas por estas rocas, los autores previos hablan de la presencia de una textura

hipidiomórfica de tamaño medio de cristales, donde los cristales suelen ser tabletas de

plagioclasa en forma subhedral, prismas cortos de hornblenda, fenocristales gruesos

anhedrales de cuarzo y biotitas subhedrales en cantidades variables. Las plagioclasas vistas

suelen presentar zonaciones y su composición varía de labradorita-andesina a oligoclasa; los

cristales de hornblenda suelen estar frescos y están asociados con glomero-pórfidos de

cuarzo. A manera general, el batolito no presenta foliaciones, aunque presenta una zona

bandeada rica en xenolitos en su contacto con la Q. Negra (Ingeominas, 2001).

3

Dado que la información referente al Batolito de Buga es escasa, este proyecto busca ampliar el conocimiento sobre este cuerpo ígneo

haciendo uso de herramientas petrológicas y geoquímicas para entender origen y emplazamiento de las rocas que lo forman.

A

4

Figura 1. Mapas donde se muestran las áreas de estudio en diferentes escalas. A. Mapa del área de estudio en una escala local con las unidades

principales junto con la zona en la que se obtuvieron las muestran en campo. Modificado de plancha 261 Ingeominas (1985). B. Mapa de la zona de

estudio a escala regional, donde se muestran el ambiente tectónico general de Colombia, las zonas de subducción y el área de estudio modificado de

Diederix H. et al. (2006).

B

5

Objetivos

Objetivo general:

Determinar las características petrográficas y mineralógicas del Batolito de Buga, el cual está

localizado en el flanco oeste de la cordillera central.

Objetivos específicos:

• Entender la formación del Batolito de Buga.

• Conocer las texturas y mineralogía de las rocas del Batolito de Buga.

• Contextualizar los resultados en el marco de condiciones geológicas previas a la

intrusión magmática que permitieron el emplazamiento del batolito en esa zona.

6

Marco geológico

En el occidente colombiano han ocurrido diversos pulsos plutónicos que muestran una

relación temporal y espacial con los eventos volcánicos (Alvarez, 1983), asociados a la

subducción oceánica ocurrida en el margen occidental de Suramérica. Esta relación se da por

los múltiples terrenos alóctonos que después fueron integrados al continente y por cambios

en la geometría de subducción (Alvarez, 1983; McCourt, 1984).

En Colombia se han logrado identificar cinco episodios plutónicos desde el Triásico hasta el

Terciario (Fig. 2), los cuales ocurrieron durante el Triásico, Jurásico, Cretácico, y

posteriormente durante el Paleógeno y Neógeno (Aspden et al., 1987). Estos episodios fueron

influenciados, posiblemente, por cambios en el ángulo de convergencia y los múltiples

procesos de acreción en el occidente de Colombia, dando como resultado granitos calco-

alcalinos tipo I en gran proporción y en menor cantidad tipo M. Casi que a manera simultánea,

los máximos pulsos volcánicos ocurrieron en el Jurásico-Cretácico, Mioceno medio-superior

y Plio-Pleistoceno, que dieron como origen basaltos, dacítas y rocas piroclásticas calco-

alcalinas (Jerez, 2012).

En el Mesozoico, la actividad magmática inició con un pulso plutónico del Triásico; las

evidencias de este pulso se pueden encontrar al este de la Falla Romeral y en el flanco

occidental de Cordillera Central (Fig. 3A). Los cuerpos ígneos de este evento son en general

stocks o cuerpos aislados de pequeño tamaño que provienen de un magma primitivo y los

cuales tienen una composición que varía de granodiorita o cuarzomonzonita a tonalitas con

algunos xenolítos paleozóicos (Álvarez, 1983). Continuando en el Mesozoico, la actividad

volcánica que ocurrió durante el Jurásico y el Cretácico se localizó en la Cordillera

Occidental y en el flanco occidental de la Cordillera Central, en donde se pueden encontrar

rocas toleíticas y lavas ácidas e intermedias (Jerez, 2012).

Un segundo evento plutónico ocurrió en el Jurásico y consiste principalmente en la formación

de dos cinturones de batolitos (Fig. 3B). El cinturón occidental se encuentra emplazado en

medio de zonas de falla en el flanco oriental de la Cordillera Central, el cual está conformado

por tonalitas y granodioritas. El cinturón oriental se encuentra en el flanco occidental de la

Cordillera Oriental, y está conformado principalmente por monzonitas, granodioritas y

granitos de composición calco-alcalina y potásica (Jerez, 2012). En cuanto al cinturón

occidental, se han identificado cuerpos como el Batolito de Ibagué (Nelson, 1953), la

Cuarzomonzonita de Anchique (Cossio et al., 1994), la Cuarzomonzonita de los Naranjos

(Rodríguez et al., 2015), la Monzodiorita de Las Minas (Velandia et al., 1996), el Batolito de

Páez (Hubach & Alvarado, 1932); para el cinturón oriental, se han identificado cuerpos como

el Monzogranito de Mocoa (González & Núñez, 2001), el Granito de Garzón (Velandia et

al., 1996), la Cuarzomonzodiorita de Los Dolores (Guerrero & Támara, 1982), el

Monzogranito de Altamira (Grosse, 1935) y el Monzogranito de Algeciras (Morales et al.,

1999).

7

En el Cretácico ocurrió el tercer evento plutónico, relacionado con un aumento en el ángulo

de subducción y se concentró al occidente de la Cordillera Central (Fig. 3C). Los resultados

de este pulso magmático se encuentran emplazados en rocas Paleozoicas y están

conformados por dioritas, cuarzodioritas y tonalitas (Álvarez, 1983). Algunos cuerpos

plutónicos en la Cordillera Occidental intruyen basaltos toleíticos del Cretácico superior y

podrían estar relacionados genéticamente (Jerez, 2012). En este ciclo de plutonismo se

emplazaron importantes rocas intrusivas como el Batolito de Buga, Sabanalarga y

Antioqueño, el plutón de Buriticá y los Stocks de Irra y Cambumbia (González – Londoño,

1998). Teniendo en cuenta todos los cuerpos que afloran en el flanco occidental de la

Cordillera Central, estos tienen una edad en el rango de 119-70 Ma, siendo más frecuentes

las edades de 100-70 Ma (González – Londoño, 1998).

En el Cenozoico, el magmatismo inició con rocas plutónicas del Paleógeno emplazadas en el

margen occidental de la Cordillera Occidental y están formados por tonalítas, granodioritas,

y cuarzodiortas (Álvarez, 1983). En la Cordillera Central, el plutonismo ocurrió al oeste y

este de la Falla Palestina y al oeste de la Falla de Ibagué e intruyen rocas Paleozoicas (Fig.

3D). En el Mioceno, la actividad volcánica se encuentra relacionada con la orogenia Andina

y la fractura de la Placa Farallones; el resultado de este vulcanismo se localiza en la Cuenca

Cauca-Patía, la Cordillera Occidental y Cordillera Central (Jerez, 2012).

El último episodio plutónico del Oligoceno-Plioceno, ocurrió en el mismo lugar del episodio

volcánico del Mioceno; la mayoría de los cuerpos intrusivos de esta época están formados

por dioritas y cuarzodioritas. En el Plio-Pleistoceno, se dio la última actividad volcánica,

ubicada en la Cordillera Central, al sur de la Cordillera Occidental y en la Cuenca Cauca-

Patía (Jerez, 2012) (Fig. 3E).

8

Figura 2. Mapa donde se muestran los cinco episodios plutónicos mencionados y su distribución en

el Colombia. Tomado y modificado de Aspden et al (1987).

150 km

9

Figura 3. Se muestran los cuerpos ígneos resultantes en cada episodio mencionado en la figura 2. (A) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Triásico. (B)

Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Jurásico. (C) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Cretácico. (D) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en

el Paleógeno. (E) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Neógeno. Tomado y modificado de Aspden et al (1987).

B C

D

10

Unidades litológicas de la plancha 261:

Para poder tener una idea más clara sobre la geología presente en la zona la cual se hablará a

lo largo de este proyecto, se mencionarán y explicarán brevemente las estructuras geológicas

en la zona de estudio y las cuales están relacionadas con el Batolito de Buga.

Macizo Ofiolítico de Ginebra (JKoga):

El Macizo Ofiolítico de Ginebra (Fig. 4) es un bloque de rocas ultramáficas y máficas con

una edad aproximada del Cretácico inferior – Jurásico (Ingeominas, 1985) que se encuentra

en flanco occidental de la cordillera central, distribuidas en un sentido N-S. El Macizo limita

al oriente con la falla Guabas-Pradera, donde yace en contacto fallado con la Formación

Amaime; hacia el occidente limita con la falla Palmira-Buga y se encuentra en contacto

fallado con la Formación La Paila del Mioceno Medio - Superior (Ingeominas, 2001; Bedoya,

2009). El macizo está constituido por tres grupos de rocas principales: Anfibolitas, rocas

gabroicas y rocas ultramáficas (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007).

Las anfibolitas se presentan al límite sur y suroeste del Macizo, estas rocas muestran una

textura foliada con cristales en forma anhedral y subhedral. Está compuesta

predominantemente por hornblenda y plagioclasa y en menor cantidad por pirrotina y epidota

siendo secundario. En el grupo de rocas gabróicas se encuentran las troctolitas, gabronoritas,

gabros y gabros hornblendicos, todas estas rocas muestran texturas cumulares a granulares

finas. Las troctolitas están compuestas por plagioclasa, olivino, clinopiroxeno y serpentinita

producto de la alteración del olivino. Las gabronoritas están compuestas principalmente por

plagioclasa, clinopiroxeno, olivino y como minerales secundarios están la hornblenda,

epidota, clorita y cuarzo. Los gabros que afloran en la parte norte del Macizo presenten una

textura granular fina a media, intergranular y ofítica; sus minerales principales son

plagioclasa andesina-labradotia, clinopiroxeno, ortopiroxeno, hornblenda y minerales opacos

y en minerales secundarios se encontró actinolita, epidota, hornblenda, cuarzo y clorita. Los

gabros hornbléndicos son los más abundantes hacia las zonas centro y sur del Macizo,

donde la roca es de grano fino a medio y cumulares con direcciones promedio a N30 – 40°E.

La composición mineral está dada principalmente por plagioclasa andesina-labradotia,

clinopiroxeno, ortopiroxeno, hornblenda y pirita asociada con calcopirita (Ossa-Meza y

Concha-Perdomo, 2007).

Además de estas tres unidades principales, hacia la parte central y sur del Macizo se pueden

encontrar tres cuerpos ultramáficos peridotíticos, representados por harzburgitas, lherzolitas

y wehrlitas; así como piroxenitas que agrupan websteritas olivínicas y ortopiroxenitas (Ossa-

Meza y Concha-Perdomo, 2007).

11

Formación Amaime (JKa):

La Formación Amaime (Fig. 4) (McCourt, 1984) se encuentra intruida por el Batolito de

Buga y por esto la datan en el periodo del Cretácico inferior, con una edad aproximada del

Pre-Aptiano (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007). La formación aflora a lo largo del flanco

occidental de la Cordillera Central y se extiende a través del Departamento del Valle del

Cauca con un largo de aproximadamente 140 km y con un ancho que varía entre 5 km a 15

km; alcanza a cubrir los municipios de Florida, Pradera, Palmira, El Cerrito, Ginebra, Buga,

Tuluá, Sevilla y Caicedonia. La Formación Amaime limita al oriente con la falla principal

del sistema de fallas Cauca-Almaguer y al occidente con la falla Guabas-Pradera

(Ingeominas, 2001).

La formación está constituida de vulcanitas básicas, más específicamente por una serie de

basaltos toleíticos masivos con varios horizontes de lavas en almohadilla, localmente se han

reportado lavas ultramáficas (Bedoya, 2009) y algunas intercalaciones de sedimentos de

origen marino profundo (Ingeominas, 2001).

Formación La Paila (TMp):

La Formación La Paila (Fig. 4) (Van Der Hammen, 1958), es una unidad que data una edad

aproximada del Mioceno Inferior, con una extensión de 120 km a 130 km en dirección NE y

con un ancho que varía entre 5 km a 25 km a lo largo de la subcuenca del Cauca (Echeverri,

2009). Según Van Der Hammen (1958) esta unidad es un cúmulo de rocas de procesos

sedimentario volcánicos, cuya constitución principal son intercalaciones de conglomerados

y tobas dacíticas (Bedoya, 2009).

Esta formación fue dividida por Nelson (1957) el cual dispuso de una unidad inferior de

aproximadamente 200 m de tobas dacíticas de color gris claro; los piroclastos provienen de

erupciones en la Cordillera Central (Nelson, 1957).

La parte de las tobas dacíticas se puede observar en estratos tabulares macizos, gruesos a

muy gruesos de colores claros. Se encuentran intercalados con conglomerados, tobas

dacíticas y areniscas de grano grueso a medio y de colores claros, las cuales están compuestas

por hornblenda, biotita, magnetita y plagioclasa. Estas rocas se ven en capas de un espesor

medio con estratificación cruzada y gradación. En menor cantidad se pueden ver lodolitas

arenosas de color amarillo ocre en capas gruesas a muy gruesas con estratificación plana,

paralela y continua (Echeverri, 2009).

La unidad superior consiste de depósitos fluviales de conglomerados, arenitas de grano fino

y arcillolitas de grano medio que muestran una clara estratificación cruzada, el espesor varía

entre 400 m a 600 m y está presente en capas de espesor grueso a muy grueso con

estratificación plana, no paralela y continua (Bedoya, 2009 & Nelson 1957). Los cantos del

depósito son principalmente diabasa, chert, rocas metamórficas, andesita y cuarzo (Nelson,

1957).

12

Geología estructural:

La zona en la cual se encuentra emplazado el Batolito de Buga se encuentra afectado por

varias fallas que dictaminan y guían su comportamiento. Las fallas que afectan directamente

al batolito y su comportamiento son mencionadas a continuación junto con sus

características.

Sistema de falla Palmira-Buga:

La falla Palmira-Buga (Fig. 4) fue descrita como una falla inversa de vergencia oeste, con

una dirección aproximada de N15° 28E, esta marca el límite occidental del Macizo Ofiolítico

de Ginebra y lo pone en contacto con la Formación La Paila. El movimiento de esta falla se

pone en evidencia por la presencia de texturas de cataclasitas (Bedoya, 2009).

Sistema de falla Guabas-Pradera:

La falla Guabas-Pradera (Fig. 4) de una longitud aproximada de 800 km, ha sido descrita por

algunos autores como una estructura de cabalgamiento con vergencia al oeste que trae altos

del basamento en el bloque colgante; otros autores, determinan que esta tiene vergencia al

este en su límite occidental (Echeverri, 2009). Al oriente del Macizo Ofiolítico de Ginebra

esta falla lo pone en contacto con la Formación Amaime y al oriente del batolito lo pone en

contacto con la Formación Amaime (Bedoya, 2009).

13

Figura 4. Mapa donde se muestran las unidades litológicas y unidades geológicas principales cercanas al área de estudio. Modificado de plancha 261

Ingeominas (1985).

14

Marco conceptual.

Los batolitos, al igual que todos los demás cuerpos ígneos, se forman por al ascenso de

magma a niveles someros de la corteza terrestre; este magma ascendente puede asimilar e

incorporar la roca de caja o fracturarla al intruirla. Existen dos grandes tipos de rocas ígneas:

las volcánicas o extrusivas se forman cuando el magma llega hasta la superficie terrestre, por

lo que su tiempo de enfriamiento es muy corto, generando, en algunos casos, que los cristales

no alcancen a formarse y la roca este constituida por vidrio volcánico; en otros casos, cuando

el enfriamiento cuenta con un poco más de tiempo, los cristales alcanzan a formarse pero no

cuentan con el tiempo suficiente para crecer, razón por la cual no se pueden observar a simple

vista. El segundo tipo de rocas ígneas comprende las intrusivas o plutónicas, y a diferencia

de las rocas extrusivas, se originan cuando el magma queda emplazado al interior de la

corteza terrestre a varios kilómetros de profundidad; por lo tanto, el tiempo de enfriamiento

y cristalización es mucho mayor que las volcánicas, permitiendo que los cristales formados

tengan un mayor tamaño. Por esta razón, este segundo tipo de rocas ígneas, cuenta con una

textura holocristalina, fanerítica, constituida casi en su totalidad por cristales dispuestos de

forma aleatoria (Vallejo Velásquez, 2014).

Basándonos en las características antes mencionada de los tipos de rocas ígneas, los cuerpos

ígneos plutónicos recibirán diferente nombre dependiendo de la orientación y tamaño en el

cual fueron emplazados (Fig. 5). De forma general se pueden dividir en dos grupos: los

laminares o tabulares y los globosos o masivos. Entre los laminares se encuentran los

lapolitos, facolitos, lopolitos, sills y diques, los cuales se generan cerca de la superficie, con

un desarrollo tanto vertical como horizontal, pero con límite superior e inferior conocido.

Entre los masivos encontramos los plutones, stocks y batolitos, los cuales se diferencian con

tamaño de área que cubren en superficie, ya que no es posible conocer el límite inferior de

estos cuerpos (ACANVOL, 2014).

Los cuerpos hipoabisales son de un volumen pequeño y surgen cuando el magma en ascenso,

que provienen generalmente de la cámara magmática principal, se emplaza en profundidades

intermedias, no tan grandes como los batolitos, pero tampoco en la superficie. Estas rocas

suelen tener una textura inequigranular, cristales de tamaño macrocristalino fino y una textura

porfídica; además, estos cuerpos se caracterizan por tener una velocidad de enfriamiento

mediana, contenidos altos de volátiles, una fase acuosa, contacto con aguas subterráneas y

una relación con depósitos minerales. Como se puede ver en la figura 4, algunos nombres de

estos cuerpos hipoabisales son lacolito, lapolito, stock, sill o dique.

El lugar de emplazamiento de los cuerpos ígneos es algo muy importante, ya que esto

determinará más adelante características tanto texturales como estructurales del plutón. Lo

que determina que se genere uno u otro plutón es el ambiente en el cual se genera el ascenso

del magma. Cuando el ascenso del magma es poco y se emplaza a grandes profundidades es

por un ambiente dúctil de la corteza, temperaturas mayores a 450 °C y los plutones formados

suelen ser sintectónicos (ACANVOL, 2014). En profundidades intermedias, donde la corteza

se encuentra en temperaturas entre 300 – 500°C, ésta se encuentra en el límite entre el

15

comportamiento dúctil – frágil, lo que ayuda a que se acumule mayor cantidad de material y

así poder generar cuerpos de mayor tamaño. Por último, en zonas más someras, la corteza

tiene una temperatura menor a 300 °C y su comportamiento es frágil, en este punto los

plutónes suelen ser de un tamaño pequeño a mediano y con tendencia a ser tabulares como

los lacolitos, diques y sills.

Figura 5. Diagrama de bloque mostrando diversos tipos de estructuras ígneas intrusivas. Fuente:

Fundamentos de Geología-Wicander y Moroe. Capítulo 4, pág. 80.

Emplazamiento y composición de los Batolitos:

Los batolitos suelen ser cuerpos con áreas de exposición mayor a los 100 km2 y con una

constitución homogénea granítica, granodiorítica o cuarzodiorítica (Vallejo Velásquez,

2014). Estos cuerpos ígneos provienen comúnmente de un magma félsico, el cual es rico en

SiO2 y por esta razón es mucho más viscoso que otros magmas; por eso su proceso de ascenso

es mucho más demorado respecto al emplazamiento de magmas máficos.

Aunque la forma en que este material se abre paso al ascender aún se discute (Monroe et al.,

2008), se tienen dos posibles modos de ascenso. El primero plantea que el magma en ascenso

deforma y empuja la roca de caja y parte de esta va re llenando el espacio dejado por el

magma (Fig. 6) (Monroe et al., 2008). El otro mecanismo no genera ningún espacio nuevo

para el emplazamiento y ocurre probablemente a mayores profundidades de la corteza

16

terrestre, en donde el batolito muestra evidencias de haber sido emplazado a la fuerza

deformado la roca de caja (Fig. 7) (Monroe et al., 2008). Dado que esto ocurre a mayores

profundidades, los altos niveles de temperatura y presión permiten que la roca de caja se

deforme. En este proceso el magma va subiendo por presión por medio de las fracturas y

planos que se encuentran en la roca de caja. A medida que el material asciende, la roca de

caja se fractura y se deposita en el magma (Monroe, Wicander & Pozo Rodriguez, 2008).

Figura 6. Intrusión de un plutón por inyección enérgica. Fuente: Geología: Dinámica y evolución de

la tierra-Monroe, Wicander y Pozo. Capítulo 4, pág. 115.

(a) (b)

Figura 7. Modelo de emplazamiento por medio de asimilación y ascenso magmático. (a) El magma

de intruye entre las fracturas y planos entre las capas de la roca de caja. (b) Bloques de la roca de caja

se fracturan y caen dentro del magma, favoreciendo en ascenso de este. Fuente: Geología: Dinámica

y evolución de la tierra-Monroe, Wicander y Pozo. Capítulo 4, pág. 115.

17

Tipos de batolitos:

Puesto que los batolitos suelen ser de constitución homogénea, la abundancia de una litología

está marcada por el ambiente geodinámico al cual está ligado el ascenso del magma que

formó el batolito. Por esta razón se distinguen cuatro tipos de batolitos de acuerdo con el

ambiente tectónico en que se forman:

1. Batolito de zona de subducción:

En este ambiente, la actividad magmática suele ser bastante prolongada en el tiempo;

por esta razón suelen ser de gran tamaño y tener una forma alargada. Suelen estar

compuestos por dioritas y tonalitas. Estas intrusiones ígneas suelen aflorar en

contacto con litologías volcánicas (INSUGEO, 2017). Debido a la larga y continua

actividad tectónica, el continuo reciclaje de material suele hacer difícil la correcta

datación de estos cuerpos, ya que muchas veces podemos estar datando la edad del

metamorfismo (Gonzalez – Londoño, 1998).

2. Batolitos asociados a colisión:

En el caso en que colisionan dos placas continentales es frecuente encontrar batolitos

que se pudieron haber formado durante el momento de la colisión o después de esta,

produciendo cuerpos ígneos con diferentes características:

Sincolisionales:

En este tipo de colisiones se genera la fusión de rocas metasedimentarias pelíticas;

por esta razón, los batolitos que resultan de esta actividad están compuestos por

leucogranitos peraluminosos (INSUGEO, 2017).

Postcolisionales:

Los procesos que se dan después de una colisión continental, ayudan a la creación en

grandes cantidades de material fundido proveniente de la corteza continental y genera

que el batolito se componga principalmente de granitos y granodioritas (INSUGEO,

2017).

3. Batolitos anorogénicos:

Este tipo de batolitos se suele dar en zonas con procesos extensionales con una forma

circular y con un tamaño menor comparado con los batolitos de origen por colisión o

por subducción. Dada su baja viscosidad favorece que su emplazamiento se dé a

profundidades someras y ayude al desarrollo de calderas o diques cónicos.

Por su baja viscosidad se entiende que el magma en ascenso este empobrecido en

SiO2 y por lo tanto el batolito resultante tendrá una composición alcalina

(INSUGEO, 2017).

18

Metodología.

Para la realización de este proyecto de grado, se contó inicialmente con las muestras

proveídas por los directores de este proyecto, en colaboración con el Servicio Geológico

Colombiano (SGC) y las cuales fueron recogidas en tres puntos cercanos al batolito de Buga

y los diques que lo cortan como se puede ver en la tabla 1 y en la figura 1. Dentro de las

muestras obtenidas podemos encontrar rocas andesíticas, granodioritas, leucogranitos y

anfibolitas, pertenecientes tanto de los diques como del cuerpo intrusivo. Para iniciar, se hizo

una búsqueda en la bibliografía existente del tema y así poder tener una idea inicial del

contexto geológico de la zona y del cuerpo en estudio.

De las muestras de mano antes mencionadas, a trece se les realizó sección delgada para llevar

a cabo un análisis sobre su cristalinidad, granularidad, textura y asociaciones minerales con

ayuda de (Castro Dorado, 2015). Posterior a esto, a las láminas delgadas CW-16-14B y CW-

16-15D, las cuales corresponden a un granito y anfibolita respectivamente, se les realizó el

proceso de delgado pulido para poder ser usadas en el microscopio electrónico de barrido

(SEM) de la Universidad de Los Andes, y así precisar el estudio petrográfico, caracterizando

los minerales presentes en cada muestra y su relación textural.

Por último, junto con los análisis de los resultados de los diversos estudios realizados a las

muestras recogidas y la bibliografía revisada, se realizó una discusión final para cumplir con

los objetivos planteados inicialmente.

19

Tabla 1. Se relaciona el código de cada muestra con las coordenadas del lugar en el cual se

obtuvieron y los procedimientos que se le realizaron.

Coordenadas Numero muestra Estudios realizados

Geográficas:

04° 00' 27.9'' N

076°09'10.5'' O

CW-16-13A Lámina delgada.

CW-16-13B Lámina delgada.

CW-16-13C Lámina delgada.

CW-16-13D Lámina delgada.

CW-16-13E Lámina delgada.

Planas:

103198

933878

h=1175 m


CW-16-14B Lámina delgada, delgado pulido (SEM).

CW-16-14C Lámina delgada.

Geográficas:

04° 00' 27.3'' N

076° 09' 10.7'' O

Planas:

104426

931816

h=1246 m


CW-16-15B Lámina delgada.

CW-16-15C Lámina delgada

CW-16-15D Lámina delgada, delgado pulido (SEM).

CW-16-15E Lámina delgada.

20

Resultados

Contexto de campo:

Al llegar a la cuenca de Río Tuluá afloran granodioritas de grano medio grueso, pertenecientes al

batolito. En la zona se logran observar diques máficos que cortan al batolito con rumbo de E-W casi

vertical 80° - 90°. Estos diques tienen un ancho aproximado de 40 cm y no presenta borde de reacción

(Fig. 8). A lo largo del campo se encontraron afloramientos de granodiorita (Fig. 9) de un color claro

con una presencia porcentual de entre 10 y 15 de minerales negros con respecto a los claros.

Se siguió el recorrido y se encontraron fragmentos de anfibolitas de forma de xenolitos/enclaves

dentro de la granodiorita (Fig. 10). Se logra apreciar un boudin de anfibolita dentro del leucogranito.

Más adelante se encontró el afloramiento de la anfibolita el cual se encuentra cortado por una serie

de diques (Fig. 11).

Figura 8. Foto de campo en donde se muestra el dique cortando el batolito con el martillo como escala.

21

Figura 9. Foto de campo en donde se muestra una granodiorita con el esfero de escala.

Figura 10. Foto en donde se observa el leucogranito con algunos fragmentos de anfibolita, se usa en

martillo como escala.

Xenolitos

22

Figura 11. Imagen en donde se muestra el afloramiento de anfibolita y los diques que lo cortan. (A)

Foto grande con el afloramiento y con la profesora Natalia Pardo de escala. (B) acercamiento a la

anfibolita con el martillo como escala.

Descripción lámina delgada:

Muestra: 16-13A.

Tipo de roca: Dolerita/Diabasa

Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un dique máfico de dolerita (Fig. 8), que

intruye el batolito de manera casi vertical. En la lámina se ve una textura holocristalina; la

muestra tiene una textura afanítica a levemente porfirítica. Se ven escasos fenocristales (5%)

con una forma hexagonal subhedral en una matriz holocristalina (Fig. 12).

A lo largo de la lámina se ven en su mayoría microfenocristales de plagioclasa o albita con

un hábito tabular en una textura dolerítica (Fig. 12). En una cantidad similar comparada con

la abundancia de la albita, se encuentran microfenocristales y algunos fenocristales de

piroxenos (Fig. 12), reconocidos por sus colores de interferencia de segundo orden; en los

fenocristales de piroxeno se puede identificar una alteración del cristal a clorita posiblemente.

Se pueden distinguir muy pocos microfenocriatales de cuarzo con una extinción ondulante.

De acuerdo con el análisis petrográfico, la roca puede clasificarse como dolerita. Sin

embargo, ello deberá corroborarse con los análisis químicos, dada la textura afanítica a

hipohialina predominante.

23

Figura 12. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13A) correspondiente a

una diabasa; se ven fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles

paralelos.

Muestra: 16-13B


Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un dique máfico de dolerita (Fig. 8), que

intruye el batolito de manera casi vertical. En la lámina se ve una textura holocristalina (Fig.

13); la muestra tiene una textura afanítica a levemente porfirítica. Se ven escasos

fenocristales alterados en una matriz microcristalina (Fig. 13).


un hábito tabular en una textura ofítica. En una cantidad similar comparada con la abundancia

de la albita, se encuentran microfenocristales de piroxenos, reconocidos por sus colores de

interferencia de segundo orden; en los fenocristales de piroxeno se puede identificar una

alteración del cristal a clorita posiblemente. Se pueden distinguir muy pocos

microfenocriatales de cuarzo con una extinción ondulante.




24

Figura 13. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13B) correspondiente a

una diabasa; se ven fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles

paralelos.

Muestra: 16-13C.

Tipo de roca: Granodiorita.

Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una granodiorita (Fig. 9). Una roca ígnea

de tipo plutónico o intrusivo intermedio. En la lámina se logra identificar una textura

holocristalina, fanerítica y un tamaño equigranular de los cristales (Fig. 14), en cuanto a la

forma de los fenocristales individuales se les ve una forma anhedral a pesar de que algunos

fenocristales de plagioclasa y ortoclasa muestran una forma tabular. La roca está conformada

principalmente por cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio) y

algunos cristales de biotita siendo el único mineral máfico.

En los fenocristales de plagioclasa se puede evidenciar un hábito tabular y la presencia de

maclas polisintéticas típicas de este mineral (Fig. 14). De igual manera se ve una clara

alteración hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización de los fenocristales de

plagioclasa (Fig. 14). Los fenocristales de cuarzo son distinguibles por su extinción ondulante

y se pueden ver los bordes en desequilibrio, producto posiblemente de la alteración

hidrotermal. Los fenocristales de ortoclasa, aunque están en menor proporción, tienden a

presentar un hábito tabular y la macla de Carlsbad.

Como se mencionó anteriormente, en los fenocristales de plagioclasa se ve la textura de

sericitización producto de la alteración hidrotermal; esta alteración transforma la plagioclasa

y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario.

Para poder reafirmar la clasificación de la roca se hizo un conteo de la abundancia modal de

las especies minerales principales. En el conteo se siguieron las recomendaciones dadas por

la IUGS y se usó el diagrama QAPF (Fig. 7) ya que se trata de una roca ígnea. En el conteo

(Tabla 2) se encontró 36,00% de cuarzo (Qz), 9,67% de ortoclasa (Or), 48,00% de plagioclasa

(Pl) y 6,33% de biotita (Bt); puesto que solo necesitamos la cantidad modal de Qz, Or y Pl,

Px Px

25

se recalculó la abundancia modal y se obtuvo los siguientes porcentajes que fueron usados

en el diagrama QAPF. Qz: 38,43%, Or: 10,32% y Pl: 51,25%.

Tabla 2. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina delgada

16-13C y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.

Mineral Conteo Abundancia modal

(%)

Abundancia modal

recalculada (%)

Cuarzo 108 36,00 38,43

Ortoclasa 29 9,67 10,32

Plagioclasa 144 48,00 51,25

Biotita 19 6,33 -

Total 300 100

Figura 14. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13C) correspondiente a

una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización, cuarzo (Qz) y ortoclasa

(Or) y microfenocristales de biotita (Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

Muestra: 16-13D.




holocristalina, fanerítica y un tamaño inequigranular de los cristales (Fig. 15), en cuanto a la

forma de los cristales individuales, se les ve una forma anhedral a pesar de que algunos

cristales de plagioclasa muestran una forma tabular. La roca está conformada principalmente

por cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio), algunos cristales de

biotita siendo el único mineral máfico y varios cristales de anfíbol.

Or Or

Bt Bt

26


maclas polisintéticas típicas de este mineral (Fig. 15). De igual manera se ve una clara

alteración hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización de los fenocristales de

plagioclasa y al interior de varios de ellos también se ve zonación (Fig. 15). Los fenocristales

de cuarzo son distinguibles por su extinción ondulante y se pueden ver algunos bordes en

desequilibrio, producto posiblemente de la alteración hidrotermal (Fig. 15). Los

microfenocristales de ortoclasa, aunque están en menor proporción, tienden a presentar un

hábito tabular y la macla de Carlsbad. Los microfenocristales de biotita presentan un color

de interferencia alto y están presentes también en una menor cantidad. Los fenocristales de

anfíbol están en una menor proporción, los bordes parecen estar en desequilibrio y son

reconocibles por su pleocroísmo.



y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. Además, en algunas plagioclasas

se distinguen zonaciones, las cuales se dan del centro al borde del grano debido a variaciones

composicionales dentro de la plagioclasa, las cuales se notan en los cambios en el color de

interferencia.





(Pl), 10,00% de biotita (Bt) y 5,67% de otros minerales secundarios; puesto que solo

necesitamos la cantidad modal de los cristales de Qz, Or y Pl, se recalculó la abundancia

modal y se obtuvo los siguientes porcentajes que fueron usados en el diagrama QAPF. Qz:

28,06%, Or: 11,46% y Pl: 60,47%.


16-13D y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.


(%)

Abundancia modal

recalculada (%)

Cuarzo 71 23,67 28,06

Ortoclasa 29 9,67 11,46

Plagioclasa 153 51 60,47

Biotita 30 10 -

Otros 17 5,67 -

Total 300 100

27

Figura 15. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (13D) correspondiente a

una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización y zonaciones y cuarzo

(Qz) y los microfenocristales de ortoclasa (Or). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles

paralelos.

Muestra: 16-13E.

Tipo de roca: Leucogranito/sienogranito.

Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un leucogranito. Una roca ígnea de tipo

plutónico o intrusivo ácido. En la lámina se logra identificar una textura holocristalina,

fanerítica y un tamaño inequigranular de los cristales (Fig. 16), en cuanto a la forma de los

cristales individuales, se les ve una forma anhedral. La roca está conformada principalmente

por cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio) y algunos cristales de

biotita siendo el único mineral máfico.

Los fenocristales de ortoclasa, aunque están en menor proporción, tienden a presentar un

hábito tabular y la macla de Carlsbad (Fig. 16). Los fenocristales de cuarzo son distinguibles

por su extinción ondulante y se pueden ver algunos bordes en desequilibrio, producto

posiblemente de la alteración hidrotermal en contacto con este están los fenocristales de

plagioclasa, en estos se puede evidenciar un hábito tabular y la presencia de maclas

polisintéticas típicas de este mineral (Fig. 16). De igual manera se ve una clara alteración

hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización de los fenocristales de plagioclasa

(Fig. 16). Además, se encuentra junto con el cuarzo en una textura de intercrecimiento

mirmequítica (Fig. 16). Los microfenocristales de biotita presentan un color de interferencia

alto y están presentes también en una menor cantidad.



y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. Además, se puede identificar

fácilmente y a lo largo de toda la lámina una textura de intercrecimiento de tipo mirmequítica,

la cual consiste en el intercrecimiento entre el cuarzo y la plagioclasa, esta textura se suele

28

dar en zonas donde la plagioclasa está en contacto con la ortoclasa y el cuarzo suele aparecer

en forma de gusano dentro del feldespato.




(Tabla 4) se encontró 29,67% de cuarzo (Qz), 42,67% de ortoclasa (Or), 20,00% de

plagioclasa (Pl) y 7,67% de biotita (Bt), puesto que solo necesitamos la cantidad modal de

los cristales de Qz, Or y Pl, se recalculó la abundancia modal y se obtuvo los siguientes

porcentajes que fueron usados en el diagrama QAPF. Qz: 32,13%, Or: 46,21% y Pl: 21,66%.


16-13E y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.


(%)

Abundancia modal

recalculada (%)

Cuarzo 89 29,67 32,13

Ortoclasa 128 42,67 46,21


Biotita 23 7,67 -

Total 300 100

Figura 16. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (13E) correspondiente a

un leucogranito; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización, fenocristales de cuarzo

(Qz) y ortoclasa (Or) junto a microfenocristales de biotita (Bt) y la textura mirmequítica. (A) Foto en

nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

29

Muestra: 16-14A.


Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un dique máfico de dolerita más delgado

en comparación con los anteriores. En la lámina se ve una textura holocristalina; la muestra

tiene una textura afanítica a levemente porfirítica. Se ven escasos fenocristales alterados en

una matriz holocristalina (Fig. 17).


un hábito tabular en una textura ofítica (Fig. 17). En una cantidad similar comparada con la

abundancia de la albita, se encuentran fenocristales de piroxenos, reconocidos por sus colores

de interferencia de segundo orden; en los fenocristales de piroxeno se puede identificar una

alteración del cristal a clorita posiblemente. Se pueden distinguir muy pocos

microfenocriatales de cuarzo con una extinción ondulante.




Figura 17. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14A) correspondiente a

una dolerita; se ven microfenocristales de albita (Ab), fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en

nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

Muestra: 16-14B.




holocristalina, fanerítica y un tamaño inequigranular de los cristales (Fig. 18), en cuanto a la

forma de los cristales individuales, se le ve una forma anhedral aunque en algunos cristales

30

de plagioclasa se evidencian una forma tabular. La roca está conformada principalmente por

cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio), algunos cristales de biotita

siendo el único mineral máfico y unos pocos cristales de anfíbol.


maclas polisintéticas típicas de este mineral. De igual manera se ve una clara alteración

hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización (Fig. 18) de estos cristales y al

interior de varios de ellos también se ve zonación (Fig. 18). Los fenocristales de cuarzo son

distinguibles por su extinción ondulante y se pueden ver algunos bordes en desequilibrio,

producto posiblemente de la alteración hidrotermal. Los fenocristales de ortoclasa, aunque

están en menor proporción, tienden a presentar un hábito tabular y la macla de Carlsbad. Los

microfenocristales de anfíbol están en una menor proporción, los bordes parecen estar en

desequilibrio y son reconocibles por su pleocroísmo. Los microfenocristales de biotita

presentan un color de interferencia alto y están presentes también en una menor cantidad.



y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. Además, en algunas plagioclasas

se distinguen zonaciones, las cuales se dan del centro al borde del grano debido a variaciones

composicionales dentro de la plagioclasa, las cuales se notan en los cambios en el color de

interferencia.





(Pl) y 5,38% de biotita (Bt), puesto que solo necesitamos la cantidad modal de los cristales

de Qz, Or y Pl, se recalculó la abundancia modal y se obtuvo los siguientes porcentajes que

fueron usados en el diagrama QAPF. Qz: 34,45%, Or: 10,37% y Pl: 55,18%.


16-14B y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.


(%)

Abundancia modal

recalculada (%)

Cuarzo 103 32,59 34,45

Ortoclasa 31 9,81 10,37


Biotita 17 5,38 -

Total 300 100

31

Figura 18. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14B) correspondiente a

una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) y cuarzo (Qz) y microfenocristales de biotita

(Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

Muestra: 16-14C.


Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una granodiorita. Una roca ígnea de tipo

plutónico o intrusivo intermedio. En la lámina se logra identificar una textura holocristalina,

fanerítica y un tamaño inequigranular de los cristales, en cuanto a la forma de los cristales

individuales, se le ve una forma anhedral (Fig. 19). La roca está conformada principalmente

por cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio) y algunos cristales de

biotita siendo el único mineral máfico, al recorrer la lámina también se ven unos pocos

cristales de lo que parece ser epidota y óxidos.


maclas polisintéticas típicas de este mineral. De igual manera se ve una clara alteración

hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización (Fig. 19) de los fenocristales de

plagioclasa, de igual manera se encuentran en una textura de intercrecimiento mirmequítica

(Fig. 19) con los fenocristales de cuarzo los cuales son distinguibles por su extinción

ondulante y se pueden ver algunos bordes en desequilibrio, producto posiblemente de la

alteración hidrotermal (Fig. 19). Los fenocristales de ortoclasa, aunque están en menor

proporción, tienden a presentar un hábito tabular y la macla de Carlsbad. Los

microfenocristales de biotita presentan un color de interferencia alto y están presentes en una

menor cantidad.



y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. A diferencia de otras

granodioritas, en esta lámina no se evidenciaron plagioclasas con zonaciones, sin embargo,

se puede identificar en algunas secciones de la lámina una textura de intercrecimiento de tipo

mirmequítica, la cual consiste en el intercrecimiento entre el cuarzo y la plagioclasa, esta

32

textura se suele dar en zonas donde la plagioclasa está en contacto con la ortoclasa y el cuarzo

suele aparecer en forma de gusano dentro del feldespato.




(Tabla 6) se encontró 31,33% de cuarzo (Qz), 12,67% de ortoclasa (Or), 49,33% de

plagioclasa (Pl) y 6,67% de biotita (Bt), puesto que solo necesitamos la cantidad modal de

los cristales de Qz, Or y Pl, se recalculo la abundancia modal y se obtuvieron los siguientes

porcentajes que fueron usados en el diagrama QAPF. Qz: 33,57%, Or: 13,57% y Pl: 52,86%.


16-14C y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.


(%)

Abundancia modal

recalculada (%)

Cuarzo 94 31,33 33,57

Ortoclasa 38 12,67 13,57


Biotita 20 6,67 -

Total 300 100

Figura 19. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14C) correspondiente a

una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl), microfenocristales de cuarzo (Qz) y biotita

(Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

33

Muestra: 16-15A.

Tipo de roca: Anfibolita.

Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una anfibolita (Fig. 11). Esta es una roca

metamórfica cuyo protolito suele ser una roca ígnea básica o máfica. La muestra cuenta con

una textura holocristalina y cristales con un tamaño afanítico con una distribución

inequigranular, en cuanto a la forma de los cristales individuales se ve una textura anhedral

(Fig. 20).

En la muestra (Fig. 20) se pudieron observar microcristales de anfíbol, más específicamente

de Hornblenda, también se vieron microcristales de plagioclasa en un gran porcentaje,

fenocritales de granate y microcristales de cuarzo.

Los microcristales de anfíbol se pueden evidenciar por el alto color de interferencia, tienen

una forma anhedral y forma elongada. Alrededor de los fenocristales de granate, se evidencia

una textura de corona conformada por pequeños cristales de cuarzo. En los microcristales de

plagioclasa muestran las maclas polisintéticas comunes en ella y además se pueden

evidenciar texturas de sericitización y zonación. A lo largo de la muestra no se evidencia una

orientación de los cristales ya que están dispuestos de forma masiva y generan una textura

granoblástica, la ausencia de esta foliación puede ser porque su metamorfismo es térmico y

no dinamotérmico, es decir que es formado por la aureola de contacto dada por la intrusión

del plutón y el protolito de la roca de caja.

Teniendo en cuenta las facies metamórficas propuestas por Eskola (1915), la asociación de

plagioclasa y hornblenda indica facies de anfibolita hornblendica, la cual se caracteriza por

ser de presión intermedia; de igual manera, esta facies metamórfica se puede relacionar,

según Winkler (1979), con un grado de metamorfismo medio de aproximadamente 450 a 650

°C. Siendo de esta forma un metamorfismo de grado medio.

Figura 20. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15A) correspondiente a

una anfibolita; se ven fenocristales de granate (Grt) y plagioclasa y microfenocristales de anfíbol

(Amp). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

Amp Amp

34

Muestra: 16-15B.




una textura holocristalina y cristales de tamaño afanítico con una distribución inequigranular,

en cuanto a la forma de los cristales individuales se ve una textura anhedral (Fig. 21).

En la muestra se pudieron observar cristales de anfíbol, más específicamente de Hornblenda,

con un tamaño aproximado de 500 μm (Fig. 21), de forma anhedral y con una textura

alongada, también se observaron microcristales de plagioclasa (Fig. 21). En los fenocristales

de plagioclasa muestran las maclas comunes en ella y en algunas se logra identificar

sericitización. A lo largo de la muestra no se evidencia una orientación de los cristales ya que

están dispuestos de forma masiva y generan una textura granoblástica (Fig. 21), ya que

algunos cristales de horblenda se ven alargados; la ausencia de esta foliación puede ser

porque su metamorfismo es térmico y no dinamotérmico, es decir que es de contacto por la

intrusión del plutón y el protolito es la roca de caja.


plagioclasa y hornblenda indica facies de anfibolita, la cual se caracteriza por ser de presión

intermedia; de igual manera, esta facies metamórfica se puede relacionar, según Winkler

(1979), con un grado de metamorfismo medio de aproximadamente 450 a 650 °C. Siendo de

esta forma un metamorfismo de grado medio.

Figura 21. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15B) correspondiente a

una anfibolita; se ven microfenocristales de anfíbol (Amp) y albita (Ab). (A) Foto en nicoles cruzados.

(B) Foto en nicoles paralelos.

Amp Amp

Ab Ab

35

Muestra: 16-15C.






En la muestra se pudo observar microfenocristales de anfíbol, más específicamente de

Hornblenda, se encuentran en forma anhedral y elongada (Fig. 22); también se vieron

microcristales y algunos pocos microfenocristales de plagioclasa en mayor cantidad y

microcristales de cuarzo (Fig. 22). En los microfenocristales de plagioclasa muestran las

maclas comunes en ella, además se pueden evidenciar texturas de sericitización e incluso

algunas zonadas. A lo largo de la muestra no se evidencia una orientación de los cristales ya

que están dispuestos de forma masiva y generan una textura granoblástica (Fig. 22), la

ausencia de esta foliación puede ser porque su metamorfismo es térmico y no dinamotérmico,

es decir que es de contacto por la intrusión del plutón y el protolito es la roca de caja.






Figura 22. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15C) correspondiente a

una anfibolita; se ven microfenocristales de anfíbol (Amp), plagioclasa (Pl) y clinopiroxeno (Cpx).

(A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

Pl Pl

Cpx Cpx

Amp Amp

36

Muestra: 16-15D.






En la muestra se pudo observar fenocristales y microfenocristales de anfíbol, más

específicamente de Hornblenda (Fig. 23); también se vieron, microfenocristales de

plagioclasa en mayor cantidad, y microfenocristales de cuarzo (Fig. 23). Los cristales de

anfíbol están dispuestos de forma granoblástica sin mostrar una orientación preferente, es

decir que la roca presenta una ausencia de foliación, esto puede ser porque su metamorfismo

es térmico y no dinamotérmico, es decir que es de contacto por la intrusión del plutón y el

protolito es la roca de caja. En los fenocristales de plagioclasa muestran las maclas comunes

en ella. A lo largo de la muestra no se evidencia una orientación de los cristales ya que están

dispuestos de forma masiva y generan una textura granoblástica (Fig. 23).






Figura 23. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15D) correspondiente a

una anfibolita; se ven microfenocristales de plagioclasa (Pl) y anfíbol (Amp). (A) Foto en nicoles

cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

Amp Amp

37

Muestra: 16-15E

Tipo de roca: Leucogranito con anfíbol

Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un boodin de leucogranito con anfíbol

(Fig. 10). El leucogranito es una roca ígnea de tipo plutónico o intrusivo ácido. En la lámina

se logra identificar una textura holocristalina, con cristales de tamaño fanerítico y afanítico

(Fig. 24), los cristales tienen una distribución inequigranular de los tamaños, en cuanto a la

forma de los cristales individuales, se les ve una forma subhedral en los fenocristales y una

forma anhedral en los microcristales (Fig. 24). La roca está conformada principalmente por

fenocristales de anfíbol, ortoclasa (feldespato de potasio) y plagioclasa en una matriz

microcristalina (Fig. 24).

Los fenocristales de anfíbol muestran un hábito tabular, aunque muestran un grado de

alteración entre medio y alto, la mayoría presenta un color verde pálido, café oscuro y azul

de alto grado interferencia, la composición de estos anfíboles debe ser verificada más

adelante por medio de análisis químicos. Los fenocristales de plagioclasa muestran una

alteración hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización, los bordes de estos

cristales se ven en desequilibrio con la matriz. Los fenocristales de ortoclasa muestran

zonaciones y su macla de Carlsbad, estos cristales tienen un hábito ligeramente marcado, sin

embrago, sus bordes muestran desequilibrio (Fig. 24).



y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. Las zonaciones que se alcanzan

a distinguir, se dan del centro al borde del grano debido a variaciones composicionales dentro

de la plagioclasa, las cuales se notan en los cambios en el color de interferencia. La textura

general de la roca puede ser descrita como porfídica (Fig. 24), ya que encontramos

fenocristales de gran tamaño sobre una matriz microcristalina.

Figura 24. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15E) correspondiente a un

leucogranito con anfíbol; se ven fenocristales de anfíbol (Amp) y plagioclasa (Pl) en una matriz

microcristalina. (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.

38

A continuación, se muestra el diagrama QAPF en el que se clasifican las cinco rocas ígneas

intrusivas. Para poder graficar las cinco muestras en el diagrama, se realizó para cada una de

ellas un conteo a 300 puntos y se obtuvo el porcentaje modal de cada especie mineral; después

de esto, se recalculó la abundancia modal teniendo en cuenta solamente la cantidad de cuarzo,

plagioclasa y ortoclasa, para así tener una cantidad porcentual de solo estos tres minerales y

graficarlos en el diagrama ternario.

Figura 25. Diagrama QAPF en donde se muestran las clasificaciones de las cinco rocas ígneas.

39

Al ver los resultados de la figura 25, vemos que la clasificación para las muestras 16-13C,

16-13D, 16-14B y 16-14C corresponden a granodioritas, mientras que la muestra 16-13E se

clasificó como un sienogranito/leucogranito. Con estos resultados se reafirma la clasificación

dada en campo.

Microscopio electrónico de barrido (SEM):

Mediante el microscopio electrónico de barrido se pudo obtener la composición química de

fases minerales de dos muestras; la primera fue la granodiorita correspondiente a la 16-14B

y la otra a la anfibolita correspondiente a la 16-15D, permitiendo analizar la asociación

mineral de las dos muestras. Estas muestras fueron escogidas por que su composición y

texturas podrían ayudar a un mejor entendimiento del ambiente en el cual se formó el batolito.

Mediante el porcentaje en peso de cada elemento encontrado en cada uno de los espectros

tomados y haciendo las normalizaciones correspondientes para poder tener el porcentaje en

peso correcto para cada oxido, se pudo calcular la formula química de los minerales

principales en cada una de las rocas.

Tabla 7. Tabla donde se muestran los datos para los datos normalizados y en óxidos para los espectros

seleccionados para la muestra 16-14B.

Espectro 𝐍𝐚𝟐𝐎 𝐀𝐥𝟐𝐎𝟑 𝐒𝐢𝐎𝟐 𝐂𝐚𝐎 𝐌𝐠𝐎 𝐅𝐞𝐎 𝐊𝟐𝐎 𝐓𝐢𝐎𝟐 𝐌𝐧𝐎

2 5,5 25,2 59,2 10,1 0 0 0 0 0

4 0 15,6 37,6 0 7,8 27,3 9,0 2,7 0

11 0 15,1 36,8 0 7,2 27,9 10,1 3,0 0

14 0 16,3 36,5 0 6,7 28,7 8,9 2,8 0

16 0 21,3 39,6 24,5 0 14,5 0 0 0

26 0 15,7 38,0 0 7,6 26,8 10,2 1,7 0

36 0 24,9 40,4 25,1 0 9,6 0 0 0

37 6,7 23,6 63,2 6,5 0 0 0 0 0

44 5,8 24,6 59,3 9,4 0 0,9 0 0 0

55 0 26,4 50,8 0 2,8 8,2 11,8 0 0

60 0 15,9 37,1 0 6,5 27,5 10,2 2,8 0

64 6,6 23,0 64,1 6,3 0 0 0 0 0

74 0 14,3 41,5 0 2,5 29,1 9,0 3,6 0

27 0 16,5 36,7 0 8,4 28,8 7,5 2,2 0

28 0 16,0 36,2 0 6,5 28,2 10,2 3,0 0

33 0 30,2 51,4 0 1,1 5,2 12,1 0 0

40

En los espectros obtenidos para la muestra 16-14B, los minerales analizados corresponden a

cuarzo (6 espectros) y óxidos de hierro (8 espectros). La muestra al pertenecer a una

granodiorita, era esperado encontrar una gran cantidad de feldespatos y de biotita; de los

espectros mostrados en la tabla 7, los que corresponden al grupo de los feldespatos son el 2,

37, 44, 55, 64 y 33 y al grupo de las biotitas son el 4, 11, 14, 26, 60, 62, 74, 27 y 28 y sus

fórmulas se representan en la tabla 8 y tabla 10 respectivamente. Además, se encontraron

algunos espectros cuya composición pertenece a epidota.

Tabla 8. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para los feldespatos encontrados y la

clase a la cual pertenece según su fórmula.

Feldespato

Espectro Fórmula Clase Tipo de Pl

2 (𝑁𝑎0,48 𝐶𝑎0,48)(𝑆𝑖2,64 𝐴𝑙1,33 )𝑂8 Plagioclasa Labradorita

37 (𝑁𝑎0,58 𝐶𝑎0,31)(𝑆𝑖2,79 𝐴𝑙1,22)𝑂8 Plagioclasa Albita

44 (𝑁𝑎0,51 𝐶𝑎0,45)(𝑆𝑖2,66 𝐴𝑙1,30 𝐹𝑒0,03)𝑂8 Plagioclasa Labradorita

55 (𝐾0,72)(𝑆𝑖2,44 𝐴𝑙1,49 𝐹𝑒0,33)𝑂8 Ortoclasa -

64 (𝑁𝑎0,57 𝐶𝑎0,30)(𝑆𝑖2,82 𝐴𝑙1,19)𝑂8 Plagioclasa Albita

33 (𝐾0,73)(𝑆𝑖2,42 𝐴𝑙1,68 𝐹𝑒0,20)𝑂8 Ortoclasa -

Tabla 9. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las epidotas encontradas.

Epidota

Espectro Fórmula

16 𝐶𝑎2,2 𝐴𝑙2,1 𝐹𝑒1,02(𝑆𝑖3,31𝑂12)(𝑂𝐻)

36 𝐶𝑎2,19 𝐴𝑙2,2 𝐹𝑒0,75(𝑆𝑖3,29𝑂12)(𝑂𝐻)

Para poder determinar la clase de plagioclasa la cual tenemos usamos como referencia el

sistema ternario, en el cual dependiendo de la proporción entre Na y Ca podemos saber si la

plagioclasa es albita, oligoclasa, andesina, labradorita, bytownita o anortita, sabiendo que la

albita es el extremo rico en Na y la anortita el extremo rico en Ca. Obteniendo que la mayoría

están divididas entre albita y labradorita.

41

Tabla 10. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las biotitas encontradas.

Biotita

Espectro Fórmula

4 (𝐾0,86)(𝑀𝑔0,87 𝐹𝑒1,70 𝑇𝑖0,15 )(𝑆𝑖2,81 𝐴𝑙1,37)𝑂10(𝑂𝐻)2

11 (𝐾0,98)(𝑀𝑔0,81 𝐹𝑒1,77𝑇𝑖0,17 )(𝑆𝑖2,79 𝐴𝑙1,35)𝑂10(𝑂𝐻)2

14 (𝐾0,86)(𝑀𝑔0,76 𝐹𝑒1,81 𝑇𝑖0,16 )(𝑆𝑖2,75 𝐴𝑙1,45)𝑂10(𝑂𝐻)2

26 (𝐾0,98)(𝑀𝑔0,85 𝐹𝑒1,68 𝑇𝑖0,10 )(𝑆𝑖2,85 𝐴𝑙1,39)𝑂10(𝑂𝐻)2

60 (𝐾0,99)(𝑀𝑔0,73 𝐹𝑒1,74 𝑇𝑖0,16 )(𝑆𝑖2,80 𝐴𝑙1,41)𝑂10(𝑂𝐻)2

74 (𝐾0,85)(𝑀𝑔0,28 𝐹𝑒1,81𝑇𝑖0,20 )(𝑆𝑖3,09 𝐴𝑙1,26)𝑂10(𝑂𝐻)2

27 (𝐾0,72)(𝑀𝑔0,93 𝐹𝑒1,80 𝑇𝑖0,12 )(𝑆𝑖2,74 𝐴𝑙1,45)𝑂10(𝑂𝐻)2

28 (𝐾0,99 )(𝑀𝑔0,73 𝐹𝑒1,79 𝑇𝑖0,17 )(𝑆𝑖2,75 𝐴𝑙1,43)𝑂10(𝑂𝐻)2

Tabla 11. Tabla donde se muestran los datos para los datos normalizados y en óxidos para los

espectros seleccionados para la muestra 16-15D.

Espectro 𝐍𝐚𝟐𝐎 𝐀𝐥𝟐𝐎𝟑 𝐒𝐢𝐎𝟐 𝐂𝐚𝐎 𝐌𝐠𝐎 𝐅𝐞𝐎 𝐊𝟐𝐎 𝐓𝐢𝐎𝟐 𝐌𝐧𝐎

2 0 8,2 50,7 12,4 10,7 15,9 0,7 0 1,4

4 5,0 25,0 61,3 8,6 0 0 0 0 0

10 0 8,3 48,6 13,1 10,8 18,6 0,5 0 0

22 6,7 24,5 60,6 8,2 0 0 0 0 0

27 1,1 8,3 48,6 12,6 10,8 17,8 0,8 0 0

33 5,1 25,7 57,9 11,2 0 0 0 0 0

34 0 8,6 47,4 12,2 9,4 19,8 1,0 1,6 0

42 0 8,5 46,2 13,8 10,3 19,0 0,7 1,5 0

55 0 8,0 48,8 12,8 10,1 19,3 1,0 0 0

68 4,9 26,3 58,7 10,1 0 0 0 0 0

8 5,9 24,8 59,2 10,1 0 0 0 0 0

En los espectros obtenidos para la muestra 16-15D, los minerales analizados corresponden a

varias fracciones de cuarzo, óxidos de hierro y varios fragmentos pequeños de que contenían

sulfuro y bario. Dentro de los espectros mostrados en la tabla 11 se encontraron minerales de

anfíbol y plagioclasa en su mayoría, lo cual es el componente principal de este tipo de rocas,

pero además se encontraron minerales secundarios de anfibolitas como clorita y titanita.

42

Tabla 12. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las plagioclasas encontradas.

Plagioclasa

Espectro Fórmula Tipo de Pl

4 (𝑁𝑎0,44 𝐶𝑎0,42)(𝑆𝑖2,79 𝐴𝑙1,34)𝑂8 Andesina





Tabla 13. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para los anfíboles encontrados.

Anfíbol

Espectro Fórmula

2 (𝐾0,12)(𝐶𝑎1,92)( 𝐴𝑙1,39 𝐹𝑒1,91𝑀𝑔2,29 𝑀𝑛0,17 )(𝑆𝑖7,28)𝑂22(𝑂𝐻)2

10 (𝐾0,09)(𝐶𝑎2,04)(𝑀𝑔2,35 𝐹𝑒2,27 )(𝑆𝑖7,08 𝐴𝑙1,42)𝑂22(𝑂𝐻)2

27 (𝐾0,15)(𝐶𝑎1,98)( 𝑀𝑔2,35 𝐹𝑒2,18 )(𝑆𝑖7,13 𝐴𝑙1,44)𝑂22(𝑂𝐻)2

34 (𝐾0,19)(𝐶𝑎1,95)( 𝑀𝑔2,09 𝐹𝑒2,47 𝑇𝑖0,18 )(𝑆𝑖7,06 𝐴𝑙1,51)𝑂22(𝑂𝐻)2

42 (𝐾0,13)(𝐶𝑎2,21)( 𝑀𝑔2,29 𝐹𝑒2,38 𝑇𝑖0,17 )(𝑆𝑖6,91 𝐴𝑙1,50)𝑂22(𝑂𝐻)2

55 (𝐾0,19)(𝐶𝑎2,00)( 𝑀𝑔2,21 𝐹𝑒2,36 )(𝑆𝑖7,13 𝐴𝑙1,38)𝑂22(𝑂𝐻)2

Para poder determinar la clase de plagioclasa la cual tenemos usamos como referencia el

sistema ternario, en el cual dependiendo de la proporción entre Na y Ca podemos saber si la

plagioclasa es albita, oligoclasa, andesina, labradorita, bytownita o anortita, sabiendo que la

albita es el extremo rico en Na y la anortita el extremo rico en Ca. Obteniendo que todas son

Andesina. El anfíbol fue catalogado como hornblenda o actinolita por su alto contenido de

Ca2.

43

Discusión

A continuación, se analizarán los resultados de las muestras estudiadas en orden cronológico

para poder entender el desarrollo que ha tenido no solo el Batolito de Buga, si no las

condiciones previas y posteriores a su emplazamiento.

La asociación mineral de anfíbol (hornblenda) + plagioclasa, que encontramos en las

muestras 16-15A, 16-15B, 16-15C y 16-15D, corresponden a una anfibolita hornbléndica.

Estas muestras presentan una textura granoblástica (Fig. 21), ya que no presentan foliación

definida y en cambio, los minerales se disponen en arreglos granulares, sin una orientación

preferencial, lo cual podría ser porque su metamorfismo es de tipo térmico y no dinámico, es

decir que se dio cuando el batolito intruyo y su aureola de contacto cambio la composición

de la roca que se encontraba. Las muestras están parcialmente retrograda a clorita.

Las anfibolitas son el resultado del metamorfismo de una roca de composición básica y

pueden considerarse por su paragénesis, según Eskola (1939) y Winkler (1979), como el

producto de un metamorfismo de grado medio y, aunque es difícil poder determinar un rango

aproximado de las temperaturas y presiones a las cuales se dio el metamorfismo que generó

las anfibolitas, se puede aproximar a una presión entre media-baja y una temperatura de

aproximadamente 550 a 650 °C (Spear, 1993).

Teniendo en cuanta lo dicho anteriormente y el carácter regional del metamorfismo, se podría

decir que las anfibolitas del Macizo Ofiolítico de Ginebra se originaron en régimen térmico.

Como se evidenció en la descripción de sección delgadas, algunas anfibolitas presentan una

textura granoblástica (Fig. 23) sin tener evidencia de deformación y no dando una textura

con foliación, esto se dio, posiblemente, por la aureola de contacto que genero el batolito al

intruir el macizo.

Teniendo en cuenta lo investigado, el Batolito de Buga intruye al Macizo Ofilítico de

Ginebra. Esto fue evidenciado en campo por la presencia de un leucogranito con algunos

xenolitos de anfibolita (Fig. 10). Estos enclaves pudieron haber llegado al granito en el

momento en que este intruyo al macizo, al fracturar las rocas pertenecientes al macizo,

muchos fragmentos quedaron atrapados dentro del magma y, al enfriarse, los fragmentos de

anfíbol que quedaron flotando sobre el magma quedan emplazados dentro de la roca

cristalizada.

Por otro lado, en las rocas graníticas, las texturas presentes dan una idea del modo en el cual

se formó dicha roca y su relación con el entorno; por este motivo, un apropiado estudio de la

petrografía de las rocas y sus texturas podrían dar una idea de la formación del Batolito de

Buga. La presencia de biotita en las rocas del batolito es un factor importante para tener en

cuenta ya que estas necesitan de agua para formarse. En las muestras pertenecientes al cuerpo

del batolito (16-13C, 16-13D, 16-13E, 16-14B y 16-14C), la textura común con respecto al

total de los cristales es la fanerítica. Esta textura se da por una cristalización lenta a

profundidad la cual genera una tasa de nucleación baja con respecto a la tasa de crecimiento

de los cristales, permitiendo también que algunos de los minerales presentes en la roca como

la plagioclasa y la ortoclasa forme hábitos tabulares (MacKenzie et al., 1996).

44

También se presenta una alteración en las cinco muestras del batolito. La sericitización de la

plagioclasa, Esta es una alteración hidrotermal, es decir, que se da como respuesta a un

cambio químico y de temperatura debido a la presencia de un fluido; este fluido puede tener

varios orígenes, pero el grado de alteración dependerá de su temperatura y pH. Según Corbett

& Leach (1997) esta textura se evidencia al ver como los feldespatos se transforman en

sericita y cuarzo secundario y es el resultado de una hidrólisis moderada en los feldespatos a

una temperatura aproximada de 300°C a 400°C y un pH entre 5 y 6.

La textura mirmequítica de intercrecimiento del cuarzo en cristales de plagioclasa ácida (rica

en albita), se puede observar en el contacto entre plagioclasa y ortoclasa. Su origen se da por

el remplazamiento de la ortoclasa por plagioclasa. Esta textura suele ser asociada con la

deformación de los granitos con un origen en el subsolidus (por debajo del solidus de magma)

y como una reacción postmágmatica, ya sea por en el enfriamiento del cuerpo o por una

posterior deformación. Este intercrecimiento se da a nivel local en los límites de los granos

de rocas graníticas que provienen de magmas con una gran cantidad de agua disuelta

inicialmente.

A lo largo de la lámina se logran distinguir varias plagioclasas con claras zonaciones las

cuales se notan por lo cambios en el color de interferencia que se dan desde el centro del

cristal hasta los bordes y da razón de que el equilibrio cristal-liquido no fue alcanzado. Las

composiciones de estos cristales son sensibles a la temperatura, presión y contenido de agua

en el magma (MacKenzie et al., 1996). La zonación vista en este caso es normal, es decir que

la composición varia por una alta temperatura en el centro y menor temperatura a medida que

se acerca al borde.

Continuando con la evolución del Batolito de Buga, se ha reportado que este cuerpo es

cortado por varios diques (Fig. 8). Las muestras 16-13A, 16-13B y 16-14A pertenecen a estos

diques y su composición corresponde a una diabasa. Esta roca se caracteriza por estar

compuesta de cristales de color gris oscuro y su textura ofítica con cristales alargados de

plagioclasa. El origen de esta roca está relacionado al ascenso de magmas básicos,

posiblemente procedentes de la corteza oceánica o la parte inferior de la corteza continental.

Teniendo en cuenta lo estudios de referencias (Aspden, 1987; Álvarez, 1983) el cual afirma

que el Batolito de Buga se generó en un ambiente de subducción de un ángulo lo

suficientemente alto como para permitir la hidratación del manto. Junto con la subducción,

se dio lugar a la orogénesis de la proto-cordillera central en el Mioceno, tal como ha sido

propuesto por (Aspden, 1987). A su vez, la orogénesis pudo permitir el engrosamiento de la

corteza continental, lo cual generaría las condiciones adecuadas para poder obtener el magma

de composición félsica que compondría el batolito.

Un factor que apoya el origen del batolito en un ambiente de subducción, es que varios

autores afirman que la composición del batolito es calco-alcalina y este tipo de interacción

entre placas genera fusión a altas profundidades y crea un magmatismo calco-alcalino con

composición de sílice entre 40% - 60% y altos contenidos de calcio, apoyando lo dicho por

(Aspden, 1987). Continuando con la idea de Aspden (1987) el cual dice que el Batolito de

Buga corresponde a un granito tipo I, se afirma el ambiente de subducción. Según Pitcher

45

(1983), los granitos tipo I, se da por un plutonismo de corta duración a partir de magmas

originados en el manto, este fundido al ascender por diferencia de densidades se vio obstruido

a nivel de la corteza, ya que la composición principal del batolito es félsica, el magma máfico

del manto se vio obstruido a niveles de la corteza y la difusión de calor de este fundido origino

que fragmentos de corteza sobre este se fundieran, generando el magma félsico que originó

rocas como las granodioritas y dioritas propias del batolito de composición calco-alcalina.

Lo contrario ocurrió en el momento en que ascendió el magma que constituiría las diabasas.

Las diabasas tienen una composición máfica, propia del magma primario que asciende

directamente del manto, esta nueva fusión debió ocurrir mucho tiempo después del ascenso

del magma del batolito, es decir que se dio en dos cámaras diferentes, pero en este caso el

magma proveniente del manto si logro llegar a profundidades menores, pero sin llegar a la

superficie (nivel subvolcánico), evidenciado en la matriz cristalina y no vítrea, e intruyo al

batolito por sus grietas.

En cuanto a los resultados obtenidos por el SEM para la muestra 16-14B, se puede concluir

que de los espectros tomados que corresponden a los feldespatos son congruentes con la

composición descrita de una granodiorita, ya que se debe obtener plagioclasa en mayor

cantidad seguida de cuarzo y ortoclasa con la menor cantidad. Además de los feldespatos se

encontraron espectros cuyas fórmulas corresponden a biotitas, siendo este uno de los

minerales secundarios típicos de granodioritas.

Con respecto a los óxidos de hierro encontrados, estos se presentan en un tamaño muy

pequeño y usualmente se encuentra dentro de los cristales de biotita en una forma

subredondeada.

En cuanto a los resultados obtenidos para la muestra 16-15D, se corrobora la facie de

anfibolita hornblenditica, ya que las fórmulas de los anfíboles encontrados corresponden a

hornblenda o actinolita por su alto contenido de Ca2.

Estos resultados soportan la teoría de la formación del batolito en un ambiente de subducción,

como se mencionó anteriormente, el magma calco-alcalino que se origina en los ambientes

de subducción de alto ángulo tienen un porcentaje en sílice entre 40% - 60%, altos contenidos

de calcio y suele originar algunos minerales ferromagnesianos, esto se relaciona con lo

mostrado en la tabla 7, en donde los porcentajes en sílice de cada espectro son bastante altos,

al igual que los porcentajes de hierro y magnesio.

46

Conclusiones

• El batolito es un cuerpo ígneo compuesto de granodiorita y leucogranito, con una

asociación mineral de Pl+Qz+KFds± Bt, estos cristales muestran texturas como

zonaciones, mirmequítica y alteraciones como sericitización.

• En el desarrollo del batolito se lo gran distinguir tres eventos principales. Primero la

anfibolita, la cual se formó al momento del magma félsico intruir y generar una

aureola de contacto, que provocaría un metamorfismo de tipo térmico, evidenciable

en la textura granoblástica presente en la anfibolita. Segundo, emplazamiento y

enfriamiento del magma félsico que componen al batolito y tercero, las diabasas de

composición máfica que ascienden directo del manto e intruyen el btolito por sus

fracturas.

• El magma que formó el batolito debe provenir de la corteza por sus características

félsicas. La diferenciación magmática de magmas máficos se descarta por el alto

contenido en sílice, se propone un modelo en el que un magma máfico queda

emplazado a niveles de corteza y el calor que este genera, provoca una fusión en la

corteza que si compondría las rocas del batolito.

• Una composición calco-alcalina es justificada por lo porcentajes obtenidos en el SEM

para la muestra 16-14D, en donde se encontraron porcentajes altos en sílice, hierro y

magnesio.

• Se recomienda realizar un estudio geoquímico a las rocas del Batolito de Buga para

poder tener una mayor y más clara aproximación del magma del cual provino en la

Batolito de Buga.

47

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