estratigrafía del miembro galembo de la formación la luna
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Estratigrafía del miembro Galembo de la Formación La Luna en el flanco oriental del
sinclinal de Nuevo Mundo en el sector de Montebello, Santander
Daniel Santiago Rodríguez Gómez
Director:
Jorge Vicente Esteve Serrano
Universidad de los Andes
Facultad de Ciencias – Departamento de Geociencias
Bogotá, Colombia
2019
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Resumen
Se realizó análisis sedimentológico y petrográfico en más de 80 metros estratigráficos a depósitos
cretácicos aflorando en el flanco oriental del sinclinal de Nuevo Mundo en el sector de Montebello,
Santander, contribuyendo al desarrollo estratigráfico de la Cuenca del Valle Medio del Magdalena.
El análisis sedimentológico sugiere un ambiente de plataforma carbonatada externa,
correspondiente al miembro superior, Galembo, de la Formación La Luna. El análisis petrográfico
consistió en el conteo sistemático de 300 puntos en 9 muestras de sección delgada, arrojando
principalmente biomicritas con texturas wackestone-packstone de foraminíferos. Se comparan los
depósitos analizados con ambientes actuales similares en las costas peruanas enfatizando en
procesos y características como la naturaleza de las corrientes, surgencia, temperatura,
composición del agua entre otros, que influirán en las características de los sedimentos resultantes.
Finalmente, se resalta la importancia del Miembro Galembo como Yacimiento de Roca Generadora
para posibles proyectos exploratorios en no convencionales.
Abstract
Sedimentological and petrographic analyses were done on more than 80 stratigraphic meters for
the sediments and rocks outcropping the eastern flank of the Nuevo Mundo syncline in Montebello,
Santander, contributing to the stratigraphic development on the Middle Magdalena Basin.
Sedimentological analysis proposes a deep-marine carbonated platform, corresponding to the upper
member, Galembo, of the La Luna Formation. Petrographic analysis consisted on the systematic
counting of 300 points in 9 thin section samples, mainly showing biomicrites with wackestone-
packestone textures. Analyzed deposits are compared to actual depositional environments like
those ones in Peruvians coasts emphasizing features such as currents nature, upwelling, water
temperature, water composition and organic material that will influence the characteristics of the
resulting deposits. Finally, the importance of the Galembo Member as a generating rock reservoir
for possible exploratory non-conventional hydrocarbon projects is highlighted.
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Índice
1. Introducción ……………………………………………………………………… 4
2. Objetivos …………………………………………………………………………. 5
3. Marco geológico …………………………………………………………………. 5
3.1 Formación La Luna …………………………………………………………. 8
3.2 Miembro Galembo ………………………………………………………….. 9
4. Métodos …………………………………………………………………………... 12
4.1 Trabajo de campo …………………………………………………………… 12
4.2 Digitalización ………………………………………………………………… 14
4.3 Registro fotográfico …………………………………………………………. 14
4.4 Petrografía …………………………………………………………………… 14
4.5 Análisis de facies …………………………………………………………….. 16
5. Resultados………………………………………………………………………… 17
5.1 Datos estratigráficos, sedimentológicos y petrográficos ………………….. 17
5.2 Asociaciones de facies ………………………………………………………. 20
6. Discusión…………………………………………………………………………. 27
6.1 Ambientes actuales similares ………………………………………………. 27
6.2 Estratigrafía de secuencias …………………………………………………. 31
7. Conclusiones …………………………………………………………………….. 33
8. Agradecimientos ………………………………………………………………… 33
9. Bibliografía ……………………………………………………………………… 33
Apéndice A ……………………………………………………………………… 37
Apéndice B ………………………………………………………………………. 41
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1. Introducción
Los niveles que afloran en el flanco oriental del sinclinal de Nuevo Mundo en el sector de
Montebello, Santander, son parte de la cuenca del Valle Medio del Magdalena de la Formación La
Luna. La exploración petrolera en la cuenca del Valle Medio del Magdalena empezó hacia el año
1916, siendo la empresa Tropical Oil Company la primera en perforar el pozo Infantas-1 (Mojica
& Franco, 1990). La Formación La Luna posee un potencial altísimo como Yacimiento de Roca
Generadora asociado a hidrocarburos retenidos libres (Mora et al., 2018). El potencial generador
más alto se concentra en los intervalos más calcáreos de los miembros Galembo y Salada gracias
a sus excelentes cualidades en términos de materia orgánica, tipo de querógeno y potencial
generador (Mora et al., 2018). Para la Formación La Luna se estima un potencial de 8293 millones
de barriles de petróleo (mbpe), siendo el Miembro Galembo la unidad más prolífica de la cuenca
para proyectos de exploración de yacimientos no convencionales en roca generadora con 3971
mbpe (Mora et al., 2018). Este estudio contribuye al conocimiento estratigráfico de las facies de
roca generadora más prolífica de los sistemas petrolíferos de varios campos productores en la
cuenca.
Durante el Cenomaniano tardío, el Turoniano inferior, hubo un aumento en el nivel tectono-
eustático del océano, alcanzando su máximo para la era Mesozoica e inundando el noroeste de
Suramérica, propiciando la sedimentación de materiales marinos desde la actual Venezuela hasta
el noroccidente peruano (Sarmiento, 2011). Por otro lado, gracias a enfriamiento de la corteza se
genera subsidencia leve en la gran cuenca Cretácica (Sarmiento-Rojas, 2001) y un decrecimiento
en el aporte detrítico, además de inducir una depositación lenta de shales y depósitos pelágicos de
calizas micriticas en las partes más distales, sedimentando la secuencia de la Formación La Luna
y sus tres miembros; Salada, Pujamana y Galembo (Villamil, 1993). Finalmente, a finales del
Cretácico e inicios del Paleógeno ocurre una regresión marina registrada, entre otros, en el miembro
superior de la Formación La Luna; Galembo (Föllmi, Garrison, Ramirez, Zabrano, Kennedy &
Lehner; en Sarmiento, 2011). Finalmente, durante el Campaniano ocurre retrabajamiento de
sedimentos en la cuenca, formando una capa de condenzacion que se evidencia en niveles
Glauconíticos suprayacidos por una sucesión de Shales siliciclasticos en la Formacion Umir, del
Maastritchtiano (Romero et al., 2019).
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En el presente estudio se presenta la estratigrafía de un segmento medio del Miembro Galembo
de la Formación La Luna que aflora en el flanco oriental del sinclinal de Nuevo Mundo, las
características texturales y composicionales, definición de litofacies y asociación de facies
atribuibles a diferentes procesos sedimentarios. Si bien un proceso sedimentario no es atribuible a
un ambiente en particular, las asociaciones de facies pueden ser restringidas a ambientes
sedimentarios específicos.
2. Objetivos
El objetivo general de este trabajo es caracterizar estratigráficamente un segmento del Miembro
Galembo de la Formación La Luna en el flanco oriental del sinclinal de Nuevo Mundo en el sector
de Montebello, Santander. Se levantó una columna estratigráfica a escala 1:100 de 80 metros
aproximadamente en donde se caracterizará textural y composicionalmente a partir de datos
petrográficos. Se realizará un análisis facial, definiendo litofacies y asociaciones de facies
atribuibles a diferentes procesos sedimentarios con el fin de determinar un paleo ambiente
sedimentario.
3. Marco geológico
El área de estudio está localizada en la parte central de Colombia, específicamente en el área
aledaña al embalse de Hidrosogamoso, donde afloran niveles de rocas calizas pertenecientes a la
cuenca del Valle Medio del Magdalena. Esta cuenca se localiza al oriente de la Cordillera Central
entre las latitudes de Bogotá y al norte de Bucaramanga (Figura 1). La cuenca sufrió transiciones
ambientales drásticas, depositando sedimentos marinos durante el Mesozoico y volviendo a
continentales durante el Cenozoico inferior (Sarmiento, 2011). Esto permitió la sedimentación de
estratos en condiciones favorables para la acumulación de rocas fuente y reservorio apropiadas
para la generación de hidrocarburos (Sarmiento, 2011). La cuenca está limitada al norte por la falla
Espíritu Santo, al nororiente por el sistema de fallas Bucaramanga-Santa Marta y al suroriente por
el sistema de fallas de Bituima y La Salina (Agencia Nacional de Hidrocarburos, 2007).
Durante el Triásico hasta el Cretácico Inferior, Colombia se vio afectada por rifting relacionado
con la eventual separación de Sur y Norte-América (Cooper et al., 1995). Gracias a esto, se
desarrollaron dos cuencas de rift en la Cordillera Oriental que están separadas por el macizo de
Santander; la cuenca del Cocuy y la del Tablazo-Magdalena en la parte oriental y occidental
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respectivamente (Figura 3) (Cooper et al., 1995). Los primeros sedimentos sin-rift fueron
sedimentos continentales en las formaciones Bocas, Jordán, Girón y Los Santos a lo largo del
Jurásico (Mojica & Franco, 1990).
Por otro lado, los primeros sedimentos cretácicos, también influenciados por la evolución del
rift (Morales, 1956) y favorecidos por una considerable apertura de espacio en la Cordillera
Oriental (Cooper et al., 1995), son primordialmente continentales de ambientes fluviales (Morales,
1956) registrados en la Formación Tambor (Julivert, Barrero & Navas, 1964) y depositados en la
cuenca Tablazo-Magdalena (Cooper et al., 1995). Suprayacente a estos depósitos, el ambiente
sedimentario cambió de continental a marino-somero (Cooper et al., 1995), registrando depósitos
de calizas en la Formación Rosablanca. Por su parte, el Escudo Guyanés aportó constantemente
sedimento clástico y se sedimentó hacia el suroccidente de la cuenca del Cocuy, sugiriendo entrada
de sedimento hacia la parte norte del rift en la cuenca Tablazo-Magdalena (Figura 3) (Cooper et
al., 1995). Sin embargo, gracias a la poca profundidad del agua y un limitado aporte clástico en el
margen oriental del Macizo de Santander, se propició la acumulación de lodolitas en un ambiente
marino marginal-restringido en la Formación Paja en la Cuenca del Cocuy (Morales, 1956). Hacia
el nororiente en la cuenca Tablazo-Magdalena, esta sucesión está representada por lodolitas ricas
en materia orgánica(Cooper et al., 1995). Cabe resaltar la influencia, actuando como barrera para
los sedimentos, del Macizo de Santander durante el Barremiano-Cenomaniano (Macellari, 1988)
para la distribución de las facies pertenecientes tanto a la Cuenca del Cocuy como a la Tablazo-
Magdalena (Cooper et al., 1995) (Figura 3).
Por otro lado, durante el Aptiano tardío – Albiano una porción del margen continental fue
cubierto por cuarzo-arenitas provenientes del Escudo Guyanés, siendo depositadas en un ambiente
entre deltaico a marino somero, cubriendo entre otras cosas al Macizo de Santander (Maceralli,
1983). Hacia el occidente, estos depósitos fueron más finos, incluyendo intercalaciones de
carbonatos en la Formación Simití (Maceralli, 1983). Además, gracias a una transgresión marina
ocurrida a finales del Cretácico Inferior (Villamil, 1993), se favoreció la evolución de ambientes
marinos en la esquina noroeste suramericana, sedimentando calizas y arenitas en la Formación
Simití, las Calizas del Tablazo, las Calizas del Salto entre otras (Mojica & Franco, 1990) en la
cuenca Tablazo-Magdalena en una configuración de retro-arco (Cooper et al., 1995). Se asume un
ambiente marino-profundo para estos depósitos, sin embargo, modelos alternativos argumentan
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que la cuenca estuvo restringida y en condiciones anóxicas (Cooper et al., 1995) gracias al aporte
de sedimento clástico de gran tamaño proveniente, seguramente, del Escudo Guyanés (Maceralli,
1983). Otra posible fuente para estos sedimentos clásticos en la cuenca Tablazo-Magdalena durante
el Cretácico Inferior pudo haber sido el Valle Alto del Magdalena gracias a sus depósitos
continentales de la Formación Yavi (Cooper et al., 1995).
Figura 1: Localización cuenca Valle Medio del Magdalena (CVMM) limitada al suroriente por
el sistema de fallas de Bituima y La Salina (SFBS), al nororiente por el sistema de fallas
Bucaramanga-Santa Marta y al norte por la falla espíritu Santo. Modificado de (Agencia
Nacional de Hidrocarburos, 2007)
Durante el Albiano-Cenomaniano prevalecieron los sedimentos marinos, continuando a lo
largo de todo el Cretácico con espacio de acomodación producido continuamente por la extensión
de la configuración de retro-arco (Cooper et al., 1995).
Durante el Turoniano – Coniaciano el nivel eustático del océano aumentó (Haq et al., 1987; en
Cooper et al., 1995), propiciando la máxima transgresión cretácica (Maceralli, 1983) y, combinado
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con surgencia anóxica (Villamil, 1993) la sedimentación de shales, cherts, fosforitas y sedimentos
pelágicos de calizas micriticas laminadas en la Formación La Luna y sus tres miembros; Salada,
Pujamana y Galembo en un ambiente marino-profundo de baja energía (Villamil, 1993). El
levantamiento de la Cordillera Central también ocurrió en este intervalo de tiempo, propiciando
tres provincias depositacionales en la zona de influencia de la cordillera: Área Costera de facies
clásticas proximales hacia el oriente, un shelf-belt compuesto de intercalaciones de arenitas, shales
y fosforitas, y un cinturón pelágico caracterizado por shales ricos en materia orgánica, micrita
bituminosa y chert en condiciones anóxicas en las formaciones Villeta, La Luna, entre otras
(Maceralli, 1983). Estas condiciones anóxicas terminaron con la caída del nivel eustático del
océano hacia el Coniaciano-Santoniano temprano, produciendo una regresión marina (Maceralli,
1983) junto con un cambio en la sedimentación de los sedimentos a un sistema de cuenca con
tendencia al nororiente en la Cordillera Oriental, extendiéndose incluso hasta Venezuela en la
cuenca de Maracaibo y sedimentando secuencias de barrera en ambiente marino somero en la
Formación Umir (Cooper et al., 1995).
Durante el Cretácico tardío – Paleoceno temprano finalizó la acreción de la Cordillera Oriental,
marcando un cambio importante en los ambientes sedimentarios transformándolos de marinos a
continentales (Cooper et al., 1995). Además, durante este intervalo de tiempo se levantó una
porción más de la Cordillera Central, emergiendo así la segunda fuente más importante de
sedimentos después del Escudo Guyanés (Maceralli, 1983). Se presenta la secuencia estratigráfica
generalizada y compuesta (Figura 2) de la cuenca del Valle Medio del Magdalena de los depósitos
Jurásicos y Cretácicos.
Finalmente, a mediados del Mioceno se dio la primera deformación significativa de la cordillera
Oriental, asolando el Valle Medio del Magdalena como se conoce hoy en día (Cooper et al., 1995).
3.1 Formación La Luna
Los miembros de la Formación La Luna fueron descritos por primera vez por (Wheeler, 1929);
miembros Salada, Pujamana y Galembo. Su localidad tipo se encuentra en el distrito de Perijá,
Venezuela (Hedberg & Sass, 1937; en Morales 1956) sin embargo, al haber marcadas similitudes
en secuencias estratigrafías en inmediaciones del río Sogamoso en Colombia, (Morales, 1958)
retiene el nombre de La Luna para los niveles que afloran a los alrededores de dicho rio. En
términos generales, la Formación La Luna se sedimentó durante el Cretácico Superior, exactamente
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entre el Turoniano-Campaniano temprano (Ballesteros-Torres et al., 2013), (Wheeler, 1929) y
(Morales, 1958). Infrayacente se encuentra la Formación Umir concordantemente y suprayacente
las calizas de conchas de la Formación El Salto.
El Miembro Salada consiste en Shales finamente laminados y negros con intercalaciones de
capas finas de calizas con abundantes microfósiles (Wheeler, 1929). Su espesor oscila entre 50 y
100 metros, aflorando en el banco norte del río Sogamoso (Wheeler, 1929). Es común encontrar
concreciones completas y parciales de pirita, siendo estas un factor diferencial con la unidad
inferior. Suprayace concordantemente las Calizas de la Formación El Salto (Figura 2) y se
interpreta como un ambiente depositacional marino con condiciones anóxicas y poca ventilación,
perjudicando el desarrollo de fauna béntica (Morales, 1956). Gracias a diferentes muestras de
microfauna como Inoceramus labiatus, Fagesia, Mammites (Morales, 1956) y Heterohelix sp.
(Ballesteros-Torres et al., 2013) entre otros bivalvos, amonitas y foraminíferos respectivamente, se
asigna edad Turoniano inferior.
El Miembro Pujamana ocupa la parte intermedia de la Formación La Luna, infrayaciente el
Miembro Galembo y suprayaciente el Miembro Salada concordantemente. Fue descrito por
primera vez hacia el costado Occidental de Sogamoso, donde la litología consiste en capas delgadas
de Shale gris/negro calcáreo, sin embargo, su localidad tipo se encuentra sobre la Quebrada
Pujamana, afluente del Rio Sogamoso (Wheeler, 1929). El espesor dado por (Wheeler, 1929) es de
325 metros, correspondiente al intervalo entre los miembros adyacentes. Sin embargo, Ballesteros-
Torres et al. (2013) siguiendo a Morales (1956) asigna un espesor variable entre 50-225 metros.
Este miembro se interpreta como un ambiente marino profundo con posibles eventos anóxicos
(Wheeler, 1929) y con una edad de Turoniano tardío- Coniaciano temprano gracias a diferentes
especies de foraminíferos y radiolarios (Morales, 1956). Por su parte, Ballesteros-Torres et al.
(2013) reafirman esta edad con la presencia de Ephedripites ambiguus y Psilatriletes guadensi..
3.2 Miembro Galembo
El Miembro Galembo representa la sucesión más reciente de la Formación La Luna, supra yaciendo
concordantemente el Miembro Pujamana. Esta típicamente expuesta hacia la parte oriental de la
Quebrada Pujamana cerca de su desembocadura en los alrededores de la hacienda Capitancito
(Wheeler, 1929). Sin embargo, su localidad tipo se encuentra en inmediaciones del río Sogamoso,
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aunque también aflora hacia el costado occidental de la quebrada Pujamana, cerca de la
desembocadura con el río Sogamoso (Morales, 1956, Wheeler, 1929).
Figura 2: Columna estratigráfica generalizada de la cuenca del Valle Medio del Magdalena hasta
el Cretácico superior (izquierda) modificado de (Mojica & Franco, 1990). Columna compuesta
Formación La Luna en el sector de Hidrosogamoso (derecha) modificado de (Quiroz, Romero &
Delgado, 2018).
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En la Figura 2, derecha se muestra la columna estratigráfica compuesta de la Formación La Luna,
levantada en el Cerro Galembo en las inmediaciones de Cúcuta (Quiroz et al., 2018).
Es predominantemente shale calcáreo duro, negro, bituminoso, finamente laminado, con
concreciones e intercalaciones de capas delgadas de caliza arcillosa y chert (Wheeler, 1929). Su
grosor oscila alrededor de los 180-350 m y posee restos de peces, fragmentos, dientes e incluso
vertebrados bien preservados hacia el techo (Wheeler, 1929). El ambiente sedimentario es similar
a los miembros previamente descritos, sin embargo, la parte superior de la sucesión se sedimentó
en un ambiente marino por debajo del nivel base de oleaje y en condiciones anóxicas (Morales,
1956). Se asocia con el Turoniano y el Coniaciano gracias al hallazgo de amonitas Metoicoceras y
Peroniceras respectivamente, aunque no se descarta la posibilidad que una pequeña porción del
Galembo superior pertenezca al Campaniano temprano (Ballesteros-Torres et al., 2013).
Figura 3. Bloque diagrama ilustrando la inundación Cretácica iniciada en el Albiano tardío,
sumergiendo gran parte del Macizo de Santander y depositando sedimentos marinos en la gran
cuenca cretácica. Tomada y modificada de Cooper et al., (1995)
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Mora et al., (2018) proponen a los miembros Salada y Galembo como potencial relevante
en términos de Yacimiento de Roca Generadora gracias a sus excelentes características en
propiedades como contenido en materia orgánica, querógeno y potencial generador de
hidrocarburos localizado preferentemente hacia las intercalaciones de facies calcáreas, típicas del
Galembo y Salada. Se estima un volumen total de petróleo original en sitio (OOIP) de 56.725 mbpe
en el Miembro Galembo y un total de 118.475 mbpe de OOIP en toda la Formación La Luna (Mora
et al., 2018), volviéndola un Yacimiento de Roca Generadora bastante atractiva
4. Métodos
Por medio de una salida de campo de cinco días, se realiza el levantamiento de una columna
estratigráfica con el objetivo de recolectar muestras suficientes para realizar análisis facial y
petrográfico.
4.1 Trabajo de Campo
Más de 80 metros estratigráficos fueron levantados en el área de estudio (Figura 6). Se llevó a
cabo en el transcurso del curso “Proyecto de Grado” durante el segundo semestre del año 2019 en
la Universidad de los Andes. Se escogió esta localidad para hacer el levantamiento basándose en
buena exposición de los afloramientos, fácil acceso y el contacto entre los Miembros Pujamana y
Galembo, encontrado aproximadamente 80 metros debajo del intervalo estratigráfico estudiado
(Figura 6). La sucesión no era 100% continua ya que se encontraron algunos tramos cubiertos a lo
largo del afloramiento, sin embargo, en términos generales la calidad era muy buena (Figura 4).
Una vez definido el afloramiento y el punto de partida, se procedió a levantar la columna
en escala 1:100. Se utilizó el Bastón de Jacob de longitud 1.5 metros para medir el grosor de las
capas, calculando constantemente datos estructurales y así corregir la posición del clinómetro y la
dirección de buzamiento. Se empezó desde el bastón 90 y para cada nuevo bastón se marcó con
una línea roja en el afloramiento, señalando también el número del bastón cada 3 bastoneos (Figura
5, B, C).
El análisis de la roca en muestra de mano se realizó describiendo primero características
generales y luego particulares; grosor de las capas, geometría, contactos, fisilidad, tamaño y
características de los granos, composición con ayuda de reactivos, estructuras sedimentarias, matriz
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y contenido fósil. Fue necesario utilizar cinta métrica, GPS y brújula con el objetivo de realizar una
poligonal y medir el espesor cubierto por vegetación entre los bastones 92 y 98; 13.5 metros.
Se levantó la columna muestreando sistemáticamente cada bastón y medio, marcando con
un punto de color azul (Figura 5A) para después extraer una muestra de tamaño adecuado y
realizarle petrografía. Una vez obtenida la muestra del afloramiento se marcó el techo (Figura 5D),
se empacó y se anotó el número de bastón donde se recogió la muestra sumándole la distancia al
siguiente bastón (Figura 5B, C).
La Figura 6 muestra el intervalo estratigráfico levantado junto con el control de campo.
Figura 6. Intervalo de estudio en el registro estratigráfico (izquierda) y control de campo
(derecha). Tomado y modificado de Wart et al., (1977)
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4.2 Digitalización
La columna estratigráfica y todas las figuras en este trabajo se digitalizaron utilizando Corel Draw
2019. Con este programa cada característica de la columna estratigráfica se digitalizó utilizando
diferentes capas para realizar modificaciones fácilmente. Se utilizaron cuatro capas: formato,
litología, tamaño de grano e información restante de la columna como fisilidad, grado de
bioturbación, estructuras sedimentarias, geometría externa, contacto de las capas, y color.
Una vez digitalizada toda la información, se realizó un estudio petrográfico para nueve
secciones delgadas y un análisis sedimentológico con el objetivo de interpretar un paleo ambiente
sedimentario.
4.3 Registro fotográfico
Cada bastón medido fue fotografiado con el fin de tener absolutamente toda la columna registrada
fotográficamente, esto con el objetivo de revisar las fotografías al momento de digitalizar la
columna y realizar el análisis de facies.
4.4 Petrografía
Las muestras de las capas más recurrentes se seleccionaron para preparar secciones delgadas para
análisis petrográfico. El primero paso para realizar las secciones delgadas fue cortar la muestra en
un cubo rectangular, marcando el techo y asegurándose que el cubo fuera roca fresca y no
presentara rasgos de meteorización. Estos cortes se realizaron con ayuda de diferentes máquinas
de corte y pulido en el laboratorio de Geociencias de la Universidad de los Andes. Una vez obtenido
el cubo, se pegó a un cristal de tamaño estándar para microscopios y se redujo su grosor hasta
alcanzar 30 µm. Teniendo en cuenta que las muestras eran bituminosas y poseían bastante materia
orgánica, se tuvo que utilizar polvo de carburo de silicio calibre 1000 para obtener un grosor
adecuado.
Una vez realizadas las secciones delgadas, se identificaron los minerales principales y se
definió la matriz de cada una de las secciones para después realizar un conteo sistemático de
trescientos puntos teniendo en cuenta ortoquimicos, aloquímicos, materia orgánica y minerales
accesorios. Se clasificó textural y composicionalmente con base a Dunham, (1962) y Folk, (1962)
respectivamente.
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Figura 4. Afloramiento en la localidad de Montebello, Santander.
Figura 5. Marca azul para muestra petrográfica (A). Líneas rojas marcando bastón 120, 121 y
una muestra empacada (120 + 1.4) (B). Líneas rojas marcando bastón 124,125 y una muestra
empacada (125) (C). Muestra con el techo señalado para análisis petrográfico (D)
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4.5 Análisis de facies
El análisis de facies consiste en la descripción e interpretación de atributos de facies en rocas
sedimentarias, asociaciones de facies y sucesiones de facies en términos de los procesos
responsables para su génesis, seguido de una deducción del ambiente depositacional más acertado
en donde los procesos sedimentarios inferidos pudieron haber ocurrido (James & Dalrymple,
2010).
El primer paso es entender la relación proceso-respuesta donde, el proceso, ya sea químico,
físico o biológico, opera dentro de un ambiente depositacional con cierta intensidad, generando un
rango limitado de respuestas, o estructuras físicas que se registrarán en el depósito resultante.
Cuando se logra entender el ensamblaje de todos los procesos, se puede definir el ambiente
sedimentario. El ambiente sedimentario básicamente determina los procesos que operan y de esta
manera, definirá la naturaleza de sus sedimentos (James & Dalrymple, 2010)
Para lograr interpretar los procesos de forma adecuada, se debe hacer una diferenciación e
interpretación de cuerpos sucesivamente más grandes de rocas. Esto se hace por medio de
interpretación de facies en el registro estratigráfico. Una facies es el cuerpo de una roca
caracterizado, particularmente, por una combinación de litología y estructuras físico/biológicas que
otorgan un aspecto facial que se diferencia a los cuerpos de roca arriba, abajo y lateralmente a él.
Las características usadas para definir facies son generalmente esas que tienen significancia
genética, es decir, en el origen de la roca (James & Dalrymple, 2010).
Una vez definidas las facies en el registro estratigráfico, se procede a hacer asociaciones de
facies, es decir, agrupar facies genéticamente relacionadas que tienen significancia en el ambiente
sedimentario (James & Dalrymple, 2010). Una sola facies puede tener una interpretación ambiental
ambigua, es decir, la misma facies puede haberse formado en distintos ambientes depositacionales.
Entonces, las facies definidas descriptivamente con información de campo y análisis petrográfico,
no se interpretaron individualmente. La clave de la interpretación ambiental radica en analizar todas
las facies conjuntamente, de tal manera que se pueda obtener información que una facies individual
no podría dar. Por lo tanto, una facies individual no se asocia con un ambiente depositacional sino
con un proceso de acumulación (James & Dalrymple, 2010).
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Las asociaciones de facies se realizaron con similitudes físicas entre ellas, sin embargo, no
necesariamente todas las características faciales son compartidas entre las facies asociadas. Esto se
debe al hecho de que cada asociación de facies corresponde a un único ambiente sedimentario,
mientras que la facies individual corresponde a limitadas características del ambiente sedimentario.
Para la identificación de las facies y asociaciones se utilizó absolutamente toda la información
recopilada en la columna estratigráfica junto con el análisis petrográfico de nueve secciones
delgadas (Apéndice A y B respectivamente). Una vez definidas las facies y las asociaciones, se
procedió a describir las similitudes genéticas entre ellas y la interpretación de un sub-ambiente para
cada grupo. Por último, se interpreta el ambiente sedimentario de la secuencia estratigráfica con
base a los sub-ambientes ya establecidos.
5. Resultados
El primer resultado del análisis sedimentológico consistió en la identificación de siete diferentes
litofacies (Tabla 1) con ayuda de su descripción en muestra de mano y petrográfica.
5.1 Datos estratigráficos, sedimentológicos y petrográficos
Código Litofacies Descripción Proceso de acumulación
Sf
Shale fosilífero
con laminación
plano-paralela
Capas delgadas y tabulares de
biomicritas de color (N2-N3)
con textura wackestone con
láminas de packstone de
foraminíferos que siguen la
laminación (<1mm)
Decantación de material
detrítico y biogénico en
escenario de baja energía.
Mfw
Marga
laminada de
foraminíferos
de wackestone
silíceo/calcáreo
Capas gruesas tabulares de
marga con textura wackestone de
color (N3-N4) con abundantes
foraminíferos, concreciones
entre 5-60 cm de diámetro y
silificación parcial en forma de
calcedonia. Fisilidad intermedia
(5 mm)
Decantación de material
calcáreo en suspensión con
relativo aporte terrígeno en
escenario de baja energía.
Tabla 1. Identificación de Facies.
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Código Litofacies Descripción Proceso de acumulación
Mw
Marga
wackestone
silíceo/calcáreo
Capas gruesas tabulares de
marga de color (N2-N1) con
pocos foraminíferos y
silificación parcial que se
representa en forma de
calcedonia. Fisilidad intermedia
(5mm)
Decantación de material
calcáreo en suspensión con
poco aporte terrígeno en
fondo anóxico.
Llw
Biomicrita
Laminada
Capas gruesas a muy gruesas
tabulares de biomicrita con
textura wackestone de color (N3-
N2) con laminación plano-
paralela de foraminíferos en
matriz micriticas y fisilidad
(>3cm)
Suspensión y decantación de
sedimentos calcáreos en
escenario de baja energía sin
aporte terrígeno.
Cwt
Biomicrita de
bioclastos
calcíticos
wackestone
bituminosa
Capas gruesas a muy gruesas
tabulares de biomicrita
wackestone de color (N1) con
laminación plano-paralela de
foraminíferos, restos de conchas
de bivalvos, restos de peces y
concreciones de hasta 40 cm de
diámetro. Fisilidad intermedia-
alta (5 mm-1 cm)
Suspensión, decantación y
leve retrabajamiento de
sedimentos calcáreos y
biogénicos en escenario de
baja a media energía.
T
Toba volcánica
Capas muy delgadas de tobas
volcánicas con alto contenido de
silíceo
Depósitos de cenizas por
actividad volcánica cercana
Tabla 1. Identificación de Facies
19
Código Litofacies Descripción Proceso de acumulación
CHwf
Wackestone
de
foraminíferos
silíceos
Capas delgadas, duras y tabulares de
chert y calizas silicificadas con
relictos de laminación plano-paralela
con textura wackestone de color (N3)
de foraminíferos y concreciones
menores a 10 cm de diámetro con
reemplazamiento y bandas con
silicificación parcial y fractura
concoide.
Decantación de
sedimentos calcáreos en
escenario de baja energía y
silificación por alta
producción biológica y/o
aporte volcánico.
Tabla 1. Identificación de Facies.
La facies Sf se diferenció rápidamente en trabajo de campo gracias a su no-reacción con
reactivos en muestra de mano. El análisis petrográfico para la muestra 98+1.3 (Apéndice B) arrojó
una clasificación textural Wackestone de foraminíferos con láminas de Packestone y relativamente
alto contenido terrígeno en el conteo de puntos. Además, su clasificación composicional arroja
Biomicrita, pues su contenido biogénico fue bastante alto; 35% de los puntos contados junto con
un 55% de ortoquimicos, entre ellos matriz micritica.
Se identificaron dos tipos de Marga (Mfw) y (Mw), ambas con textura Wackestone de
foraminíferos. Mfw se diferencia por tener más cantidad de contenido biogénico según el análisis
petrográfico (Apéndice B). Por otro lado, a pesar de presentar contenido terrígeno similar en sus
respectivas secciones delgadas, Mfw se caracterizó por poseer fisilidad más delgada (1 mm - 5
mm), silificación parcial en forma de Calcedonia y concreciones > 40 cm, indicando seguramente
más ocurrencia biológica. Por su parte, Mw tiene fisilidad intermedia-alta (> 5 mm), colores N1-
N2 en muestra de mano y menos productividad biológica, indicando un posible escenario anóxico.
También se identificaron dos facies de calizas (Llw) y (Cwt), ambas clasificadas con sus
respectivas secciones delgadas como biomicritas con textura wackestone. Su principal diferencia
radica en el medio-a-bajo contenido terrígeno donde, Cwt tiene relativamente más aporte clástico
y presencia de bioclastos calcíticos con leve retrabajamiento; restos de peces y fragmentos de
microfósiles. El bajo aporte terrígeno de Llw se evidencia en el análisis petrográfico de las muestras
20
121 y 121+1.3. Por su parte, las secciones petrográficas 130+0.4 y 105 ayudaron a la identificación
de Cwt y presencia de bioclastos calcíticos con leve retrabajamiento (restos de peces y fragmentos
de microfósiles) en Cwt en la sección delgada 130+0.4 y 105. Por su parte, Llw no tiene aporte
terrígeno, reflejado en su alta fisilidad en muestra de mano y en el bajo contenido de material
terrígeno en las secciones delgadas 121 y 121+1.3.
Finalmente, se identifican en menor proporción las facies (T) y (CHwf), siendo estas tobas
volcánicas y cherts respectivamente. La facies CHwf contiene un alto contenido terrígeno (14%)
en la sección delgada 130+0.7, seguramente proveniente del aporte volcánico, representado en la
facies T. CHwf fue identificada en campo gracias a su fractura concoide.
5.2 Asociaciones de facies
Una vez identificadas las litofacies y su respectivo proceso de acumulación, se agruparon diferentes
secciones de la columna estratigráfica donde las facies se relacionaban genéticamente con el fin de
interpretar sub-ambientes sedimentarios. A continuación, en la Tabla 2 se muestran las
asociaciones de las facies identificadas.
La primera asociación relaciona las facies Llw, Sf, CHwf y T. Predomina Llw y se
caracteriza por no tener aporte terrígeno y por presentar intercalaciones de Sf, sugiriendo efecto de
tormentas distales que alcanzaron a depositar láminas de shale. Sin embargo, el aporte terrígeno en
términos generales es nulo Figura 7, A.
La segunda asociación relaciona las facies Llw, Cwt y Sf. Se diferencia de la primera
asociación por presentar relativo aporte terrígeno constante registrado en Cwt y no tener efecto de
tormentas distales Figura 7, B.
La tercera asociación consiste en intercalaciones de Sf y CHwf en una secuencia de Mfw. Esta
asociación se caracteriza por tener alta productividad biogénica, reflejada en el contenido biogénico
en las secciones delgadas 98+1.3 y 110 Apéndice B. Junto a esto, su relativo alto contenido
terrigeno sugiere un constante aporte continental junto con el efecto de tormentas distales
representadas en la facies Sf. En la Figura 7, C se observa el cambio litológico entre las litofacies
Mfw y Cwt, pertenecientes a la asociación 3 y 5 respectivamente.
21
Abreviación Asociación Descripción Interpretación
AS1
Plataforma externa de
carbonatos con
eventual efecto de
tormentas distales.
La facies LLw predomina
y se encuentra asociada
comúnmente con
intercalaciones de las
facies Sf, CHwf y T en
contacto neto
Ambiente marino
profundo de baja energía
con eventual efecto de
tormentas distales
AS2
Plataforma externa de
carbonatos con relativo
aporte terrígeno
La facies (Llw) predomina
y se asocia con
intercalaciones de la
facies (Cwt) y en menor
medida (Sf) en contacto
neto.
Ambiente marino
profundo de baja-media
energía y leve aporte
continental hacia la parte
más proximal de la rampa
externa
AS3
Plataforma externa-
interna de carbonatos
con eventual efecto de
tormentas distales y
aporte continental
La facies Mfw predomina
y se encuentra asociada
con intercalaciones de la
facies Sf y en menor
medida chWF
Ambiente marino
profundo de baja-media
energía con aporte
continental y efecto de
tormentas distales
AS4
Plataforma de
carbonatos con variable
aporte terrígeno
La facies Mw predomina
y se asocia con
intercalaciones de las
facies Cwt y CHwf
Ambiente marino
profundo de baja energía
con aporte continental y
condiciones anóxicas
AS5
Plataforma externa-
interna de carbonatos
con limitado aporte
terrígeno y efecto de
tormentas distales
La facies Cwt predomina
y se asocia con
intercalaciones de la
facies Sf en contacto neto.
Ambiente marino
profundo de baja energía
con mínimo aporte
continental y efecto de
tormentas.
Tabla 2. Tabla de asociaciones de facies
La cuarta asociación consiste predominantemente por Mw y leves intercalaciones de Cwt y
CHwf. En esta asociación es característica la poca productividad biológica, sugiriendo condiciones
anóxicas.
22
Figura 7: Fotografías en afloramiento mostrando asociaciones 1 (A), 2 (B), 3 y 5 (C)
discriminando sus respectivas litofacies identificadas.
En la quinta asociación predomina la facies Cwt sobre intercalaciones de Sf. Es bastante
similar con la primera asociación, pero, su diferencia radica en el constante aporte terrígeno junto
con un eventual efecto de tormentas distales. Además, se interpreta como un ambiente de rampa
externa-interna con un relativo incremento de energía en comparación a las otras asociaciones,
teniendo en cuenta los fragmentos de peces y microfósiles retrabajados en Cwt. En la Figura 8 se
observa el cambio litológico entre Cwt y Mw pertenecientes a la asociación 5 y 4 respectivamente.
23
Figura 8: Fotografía en afloramiento mostrando asociación 5 y 4 con sus respectivas litofacies.
A continuación, se presenta la columna estratigráfica generalizada con las respectivas
asociaciones de facies definidas y su interpretación Figuras 9,10 y 11.
24
Figura 9. Asociaciones de facies 1 y 2
25
Figura 10. Asociación de facies 4
26
Figura 11. Asociaciones de facies 3 y 4
27
6. Discusión
La discusión de resultados consiste en analizar ambientes actuales similares con el objetivo de
entender parámetros, características y procesos de los ambientes sedimentarios que influirán en las
características de los depósitos resultantes. También se analizará estratigrafía de secuencias
teniendo en cuenta porcentaje de aporte terrígeno.
6.1 Ambientes actuales similares
Los sedimentos carbonaticos de plataforma en la costa peruana se sedimentan en un ambiente
análogo al paleoambiente que sedimentó la Formación La Luna. (Delgado & Gomero, 1988)
presentan dos provincias sedimentarias distinguibles en las costas peruanas; una al sur y otra al
norte del país Figura 12, ambas caracterizadas por abundantes sedimentos finos, no obstante, la
provincia ubicada al sur se diferencia por tener bastante materia orgánica y bajo contenido calcáreo.
Por otro lado, la provincia al norte posee cierta distribución de sedimentos arenosos y una
disminución general del contenido de materia orgánica, aunque, con alto contenido carbonatico
hacia la plataforma externa (Delgado & Gomero, 1988).
Figura 12. Localización costa peruana y perfiles frente a Pisco, Chimbote y Tumbes que se
pueden ver en la figura 13. Tomado y modificado de Delgado et al., (1988)
28
Hacia el sur del país, predominan sedimentos finos por todo el perfil costero, mientras que
hacia el norte hay un incremento en arenas con distribución irregular de sedimento fino (Delgado
& Gomero, 1988). Esta distribución particular ocurre gracias al aporte terrígeno provocado por la
alta frecuencia de lluvias y la descarga fluvial proveniente del continente que se sedimenta en la
zona norte y se disipa hacia el sur (Delgado & Gomero, 1988). La materia orgánica es comúnmente
representada por carbón orgánico, habiendo mayor abundancia en la zona de Pisco y mostrando
una disminución significativa hacia el norte Figura 12. En la plataforma exterior se encontraron
altos contenidos carbonaticos en las latitudes de Chimbote, Pimentel y Tumbes (Delgado &
Gomero, 1988).
Las aguas superficiales del margen costero peruano son distinguibles por su alta
productividad biológica y su alto contenido de oxígeno, permitiendo la acumulación y
sedimentación, determinada por factores como corrientes, morfología, tasa de sedimentación entre
otros. Cabe aclarar que, hacia la región sur, toda la plataforma y el talud superior (50-800 metros)
están cubiertas por una capa de oxígeno (Zuta & Guillen; en Delgado et al., 1988) junto con un
ambiente anóxico en el fondo favoreciendo la acumulación de materia orgánica. Este fondo anóxico
es seguramente producto de la estratificación del agua (Brink et al., 1983). Por otro lado, hacia el
norte, la capa de oxígeno es más profunda, oxigenando las aguas de la plataforma y parte del talud
superior, evitando la acumulación de materia orgánica. (Delgado & Gomero, 1988) enfatizan en la
relación directamente proporcional entre el tamaño de los sedimentos y el contenido de materia
orgánica donde, entre más fino es el sedimento, más rico en materia orgánica será, constituyendo
“fangos diatoméicos” de material silíceo donde probablemente se forme chert en la diagénesis
temprana.
Por otro lado, la hidrodinámica de la plataforma se caracteriza por presentar corrientes de
fondo más activas en el norte que en el sur (Delgado & Gomero, 1988). Además, se debe tener en
cuenta la Corriente de Humbolt, también conocida como corriente del Perú o surgencia, producida
por el ascenso de columnas de agua fría provenientes del sur del continente. (Brink et al., 1983)
proponen dos tipos de surgencia; uno producido por el viento y otro por corrientes subterráneas.
La surgencia provocada por vientos es sencillamente la respuesta del océano ante fuertes vientos
que transportan la columna superficial del agua mar adentro y, es reemplazada gracias a la
surgencia de aguas más profundas y cercanas a la costa (Brink et al., 1983). Estas aguas profundas
29
son generalmente más frías, ricas en nutrientes, especialmente nitratos, y con poco contenido en
fitoplancton. Por otro lado, la surgencia provocada por corrientes subterráneas consiste en flujo de
agua profunda en contra del viento y el flujo de agua en superficie (Brink et al., 1983). Este tipo
de surgencia es justificada gracias a las distribuciones meridionales de temperatura, salinidad y
oxígeno disuelto. (Brink et al., 1983) sugieren que las corrientes subterráneas son continuas a lo
largo de la costa peruana y su velocidad máxima ocurre en la pendiente superior de la rampa, a
profundidades entre 50 a 100 metros y con temperaturas entre 13° a 16°C. Finalmente, estos flujos
de agua a lo largo de la plataforma y la costa Peruana permiten reciclar nutrientes y grandes
poblaciones de fitoplancton (Brink et al., 1983), propiciando el alto contenido en materia orgánica
teniendo en cuenta la importancia del fitoplancton en la cadena alimenticia marina.
Se debe tener en cuenta la estratificación del agua en zonas de surgencia ya que, al
aplicársele turbulencia a través del viento o enfriamiento en la superficie, se desestabilizará la
columna de agua y se generará lo que se conoce como capa mixta de superficie. Siempre y cuando
esta mezcla continúe, la capa superficial isotérmica del agua se profundiza hacia aguas más densas
y frías, agudizando las corrientes marinas (Brink et al., 1983). Sí las fuentes de turbulencia cesan
(vientos o enfriamiento de la superficie de agua), esta mezcla se detiene y la capa mixta de
superficie para su descenso. Además, el calor solar estratificará nuevamente la capa mixta de
superficie. (Brink et al., 1983) propone que cuando el viento es débil, el calentamiento de la
superficie del agua por acción solar mantiene el agua estratificada. En la zona de surgencia en la
costa peruana la capa mixta de superficie no supera los 20 metros de profundidad (Brink et al.,
1983). Lo anterior permite suponer que la profundidad de la capa mixta de superficie es usualmente
menor que la profundidad fótica, de modo que la productividad generalmente no está limitada por
la luz (Brink et al., 1983).
En términos composicionales, la costa sur peruana se caracteriza por tener entre 5% y 20%
de carbono orgánico (C-org). La costa de Chimbote y Pimentel (Figura 12) presentan valores más
reducidos y menores a 2% de C-org, mientras que, la zona norte en latitudes menores a 6º el
contenido orgánico se reduce a menos de 1% (Delgado & Gomero, 1988). Por otro lado, las costas
de Chimbote, Pimentel y Tumbes presentan alto contenido carbonatico, superando el 30% en
composición de carbonato de calcio, mientras que, las zonas al sur tienen valores menores a 30%
de carbonatos (Delgado & Gomero, 1988). Este contenido carbonatico se asocia a la alta presencia
30
de sedimento biogénico carbonatado, especialmente arenas de foraminíferos, propiciados por aguas
cálidas y la poca dilución de material terrígeno (Delgado & Gomero, 1988).
Figura 13. Perfil de sedimentación de la costa peruana frente a Pisco, Chimbote y Tumbes (ver
figura 9). Tomado y modificado de Delgado et al., (1988)
Es estrecha la relación entre los depósitos encontrados en la Formación La Luna,
especialmente en el Miembro Galembo, y el ambiente sedimentario en las costas peruanas donde
se encuentra un ambiente de plataforma carbónática con relativo aporte terrígeno y condiciones
anóxicas al fondo, permitiendo la acumulación de materia orgánica y sedimento fino calcáreo con
una tasa alta de productividad biológica. La Figura 13 muestra los perfiles de sedimentación en la
31
costa peruana, mostrando un patrón de sedimentación similar a los encontrados en la Formación
La Luna, especialmente por los depósitos carbonaticos, shales y cherts ricos en materia orgánica.
6.2 Estratigrafía de secuencias
La estratigrafía de secuencias supone que a través del tiempo geológico, el nivel de agua en los
océanos repite un comportamiento cíclico, ya sea subiendo o bajando su nivel relativo gracias a
diferentes factores eustáticos, climáticos e incluso tectónicos (Slatt & Rodriguez, 2012). Cuando
el nivel del océano cae, se produce un Lowstand System Tract (LST) donde la línea de costa se
moverá hacia el océano, exponiendo superficie antes sumergida y formando superficies de erosión
y límites de secuencias. Cuando el nivel del océano aumenta drásticamente, la línea de costa se
traslada hacia el continente, produciendo una transgresión marina (TST) y sedimentando secciones
condensadas ricas en materia orgánica (Slatt & Rodriguez, 2012). Finalmente, cuando el nivel del
océano está en ascenso lento pero el aporte de sedimento es mayor al espacio generado, la línea de
costa se moverá hacia el océano con un efecto progradante en los sedimentos provenientes del
continente, produciendo un High stand system tract (HST) (Slatt & Rodriguez, 2012).
Entonces, un HST sucede cuando la generación de espacio ocurre a una tasa menor que el
aporte de sedimento, produciendo progradación de clásticos y material terrígeno hacia la cuenca o
el océano. Esto es evidente a lo largo de la sección levantada en el sector de Montebello, Santander,
considerando el conteo de puntos del análisis petrográfico donde, la parte inferior de la columna
(secciones 98+0.3, 105, 110 y 119+0.3) tienen un porcentaje cercano al 10% de material terrígeno,
mientras que el análisis petrográfico para las muestras en la parte superior de la columna, en su
mayoría, mostraban casi nulo contenido terrígeno. Lo anterior sugiere un HST al inicio de la
sección levantada, transicionando a un TST y depositando una sección condensada, compuesta por
sedimentos pelágicos y poca influencia terrígena, típica de un periodo de aumento en el nivel
relativo del océano y una transgresión marina. Ahora bien, el Miembro Galembo suele estar
limitado al techo por una capa Glauconitica Figura 2, B indicando, una pausa en la sedimentación
y formando una costra mineralizada (glauconita) que después se verá cubierta cuando la
sedimentación vuelva. Esta pausa en la sedimentación seguramente sucedió durante la regresión
marina en el Cretácico Superior (Sarmiento, 2011) registrada, entre otros, por el Miembro Galembo
de la Formación La Luna.
32
La Figura 14 relaciona las asociaciones de facies mostradas en las figuras 9, 10 y 11 y la
estratigrafía de secuencias donde, las asociaciones 1 y 2 representan un periodo de TST
evidenciando casi nulo aporte terrígeno y alta cantidad de materia orgánica. Por su parte, las
asociaciones 3, 4 y 5 corresponden a un periodo de HST evidenciado gracias a su significativo
aporte terrígeno. Para los periodos de estas tres asociaciones, el espacio generado en la cuenca no
era suficiente para sedimentar la alta tasa de aporte terrígeno proveniente del continente. Generando
regresión marina y progradación de sedimentos.
Figura 14. Estratigrafía de secuencias y asociaciones de facies
33
7. Conclusiones
La sección aflorando en el flanco oriental del sinclinal de Nuevo Mundo en el sector de
Montebello, Santander corresponde al Miembro Galembo el cual corresponde con el techo
de la Formación La Luna.
La sección indica un ambiente sedimentario marino-profundo típico de plataforma externa
con aporte terrígeno relativo, efecto de tormentas distales y abundante materia orgánica.
Las facies sedimentarias de la costa peruana actual son homologas a los sedimentos del
Miembro Galembo y depositados en condiciones similares.
El decrecimiento de contenido terrígeno de base a techo en la columna indica un cambio
transicional de un HST a un TST.
8. Agradecimientos
Me gustaría agradecer a distintas personas quienes, sin su colaboración, no hubiera sido posible el
desarrollo de este proyecto.
Msc. Oscar Romero Ballén por toda la paciencia y el conocimiento transmitido junto con su
inmensurable amor por las geociencias.
Dr. Jorge Vicente Esteve Serrano y Jaime Reyes por hacer este proyecto posible. Alexandra Patricia
Delgado Álvarez y Laura Sofia Salamanca Morales por su apoyo y colaboración en la preparación
y análisis de muestras petrográficas.
Un agradecimiento especial a María Becerra Tautiva por su incondicional apoyo a lo largo del
desarrollo del proyecto, incluso antes.
Finalmente, y más importante, a mis padres y hermanos por su infinito apoyo y amor que me han
dado a lo largo de mi vida.
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