Carmen E. Roa RojasJ. Alexander Z. Carvajal

La Cordillera Occidental comprende secuencias oceánicas alóctonas de

rocas volcánicas básicas y sedimentos marinos de edad Cretáceo Superior y Cenozoico, intruidas y cubiertas por

rocas ígneas cenozoicas y secuencias volcánicas

La Cordillera Oriental consiste de rocas ígneas y metamórficas paleozoicasy precámbricas continentales polideformadas, cubiertas por secuencias sedimentarias Paleozoicas a Mesozoicas

La Cordillera Central en contraste, comprende un complejo núcleo

Polimetamórfico pre-Mesozoico-Mesozoico

Stock de Amagá - Monzogranito de Amagá (Tmga) - (TRga)

Grosse (1926) describe algunas rocas graníticas en los alrededores de la población de Amagá, en el flanco occidental de la Cordillera Central, unos 40 km al sur de Medellín, en el Departamento de Antioquia con el nombre de “granitos tipo Amagá”

Litología: predominan monzogranitos aunque presentan variaciones locales a granitos – cuarzomonzonitas como facies más sódicas y a cuarzodioritas – dioritas en facies básicas. La textura predominante es hipidiomórfica, que varía de equigranular a inequigranular oporfídica.

Grosse (1926) describió con el nombre de “granitos tipo Amagá” a una serie de pequeños plutones situados en la vertiente occidental de la Cordillera Central; el principal al este de la población de Amagá, por su litología, contactos y extensión lo denomina “Stock de Amagá”

Edad: Las edades radiométricas obtenidas para este cuerpo (Pérez, 1967; Restrepo et al., 1991) muestran la existencia de un evento magmático permo – triásico en el flanco occidental de la Cordillera Central.

(1) Restrepo et al. (1991)(2) Pérez (1967)

Qué se concluye?: La edad mas antigua, se considera como la de la intrusión del stock, mientras que las de K/Ar pueden corresponder al levantamiento y erosión de la zona.

También, por K/Ar, las muestras de aplita dan más jóvenes con edades de 92+3,6 y 79+2,7 Ma; en este caso, teniendo en cuenta que fueron obtenidas en ortosa, podrían no ser muy significativas, aunque probablemente reflejan un evento térmico del Cretácico (Restrepo et al., 1991).

Posición Estratigráfica: Intrusivo con metamorfitas de muy bajo grado y fallado con el Complejo Quebradagrande.

Génesis: La textura hipidiomórfica muestra relaciones intercristalinasacordes con las series de reacción y cristalización de magmas silicatados a alta presión y, además, la presencia de facies de bordes y autolitos son también evidencia de un origen magmático.

Stock La Honda (TRah) - (Tmgh)

El nombre geográfico proviene de la quebrada La Honda, 2 Km al oeste de Montebello en el Departamento de Antioquia

Predominan rocas de composición modal monzogranítica (adamelita), con variaciones a granodiorita, cuarzomonzonita y alaskita, variedad leucocrática de granito representado en un cuerpo elongado. Textura es hipidiomórfica granular, localmente pertítica, constituida por cuarzo, feldespato y biotita

Contactos: concordante con las estructuras tectónicas regionales, e intrusivo en las rocas metamórficas del Complejo Cajamarca.

 Adamelita: es una roca ígnea plutónica, ácida, que tiene más del 65% total de sílice y más del 20% de Qz. Contiene una gran cantidad de feldespatos, equitativamente divididos entre los ortoclasa (feldespatos potásicos) y plagioclasa (feldespatos de Ca o Na). La Bt proporcionara la adamelita

su aspecto moteado.

Edad: La edad absoluta de este cuerpo no se ha determinado pero por su composición mineralógica y localización geotectónica se ha correlacionado con el Stock de Amagá (Jaramillo & Ramírez, 1968;González, 1976, 1980), para el cual se Monzogranito Honda tienen edades del Pérmico – Triásico. (Pérez, 1967; Restrepo et al.,, 1991), por lo cual se ha asignado una edad triásica.

Génesis: Magmático, cuyo magma original sería, de acuerdo a la composición litológica predominante, de composición granítica sódica y las variaciones litológicas corresponderían a un proceso de diferenciación en condiciones correspondientes a niveles medios a superiores de la corteza.

MONZOGRANITO DE LABORINA (Tmgl)

Este cuerpo fue descrito inicialmente por González (1976, 1980) como Stock de Quebrada Laborina, teniendo en cuenta su extensión, forma y composición litológica y por su exposición a lo largo de la quebrada Laborina entre los municipios de Santa Bárbara y Abejorral en el Departamento de Antioquia.

El Monzogranito de Laborina constituye un stock de forma ovalada con su dimensión mayor N10ºW y una extensión aproximada de 4 km2.

La textura es hipidiomórfica granular y muestra efectos dinámicos notorios hacia las zonas de borde.

Mineralogía: El cuarzo, feldespato potásico corresponde a ortoclasa el ferromagnesiano característico es biotita en láminas subhedrales parcialmente cloritizada con inclusiones de circón, moscovita es un accesorio primario. Los minerales accesorios son escasos y como minerales secundarios se encuentran sericita y calcita que rellena abundantes microfracturas.

POSICIÓN ESTRATIGRÁFICA: La mayor parte de los contactos de este stock son fallados, al este, los contactos con esquistos cloríticos paleozoicos y con sedimentos cretácicos son fallados.

Edad: No existen dataciones isotópicas para este cuerpo, pero González (1976, 1980) considera que por sus características petrográficas, posición geográfica y tectónica es correlacionable con los stocks de Amagá y de El Buey para los cuales existen dataciones radiométricas en el intervalo Pérmico - Triásico (Pérez, 1967; González, 1980), y le asigna esta edad.

Génesis: El carácter tectónico de los contactos con los diferentes tipos o unidades litológicas que limitan el cuerpo impide determinar su carácter intrusivo, sin embargo, las características texturales, la composición mineralógica y la presencia de una facies o zona de borde de grano más fino son evidencias de un origen magmático para este cuerpo y el cual correspondería a eventos magmáticos relacionados a la Orogenia Hercínica.

Stock El Buey (TRab) - (Tmgb)Este cuerpo toma su nombre del Río El Buey al sur de la población de Montebello.

Descrito inicialmente por González (1976, 1980) como Stock de El Buey; teniendo en cuenta sus características intrusivas, dimensiones y la región geográfica a lo largo del río Buey.

De acuerdo a ISSC, recomienda utilizar el nombre de Monzogranito de El Buey teniendo en cuenta la litologíapredominante y respetando el nombre geográfico utilizado inicialmente.

Litología: La roca predominante tienecomposición monzogranítica pobre enferromagnesianos, con variaciones locales a granodiorita, cuarzomonzonita y tonalita.

El Monzogranito de El Buey constituyeun stock elongado, cuyas relaciones con las rocas metamórficas indican un origen magmático intrusivo con formación de una aureola de contacto.

Contactos: En la parte sur está en contacto con conglomerados cuarzosos de la Formación Abejorral del Cretácico Inferior (González, 1980) que reposa discordante sobre las rocas granitoides.

Edad: Por similitud litológica con las rocas del Stock de Amagá se consideró este cuerpo como del Triásico medio superior (González, 1976, 1980). Una datación K/Ar en biotita de 227±10 Ma (González et al., 1980) corrobora la relación establecida con el Stock de Amagá cuyas edades, 231±12 Ma y 215±7 Ma, ambas K/Ar en biotita, se encuentran en el mismo rango (Restrepo et al., 1991; Pérez, 1967) e indica un plutonismo postectónico relacionado con la orogenia tardihercianiana.

Génesis: Las relaciones con las rocas metamórficas indican que este cuerpo fue emplazado como magma, y desarrolló una aureola de contacto caracterizada por minerales metamórficos de alta temperatura; además, la textura hipidiomórfica granular y su composición mineralógica están acordes con las desarrolladas a partir de mezclas silicatadas fundidas a nivel de laboratorio.

Batolito de Segovia (Jdse)

Álvarez (1983) utiliza por primera vez el término Batolito de Segovia para referirse al cuerpo plutónico localizado al nororiente del Departamento de Antioquia y que se extiende hacia el norte en el Departamento de Bolívar.

Feininger et al. (1972), como “dioritas y cuarzodioritas localizadas principalmente al este de la Falla Otú”.

La parte norte en la serranía de San Lucas fue descrita por Bogotá & Aluja (1981), como dos batolitos independientes denominados “Batolito Oriental” y “Batolito Occidental”, separados entre sí por una franja de neises precámbricos.

El mapa geológico de Bolívar (Ballesteros, 1983) muestra parte de este mismo cuerpo y lo denomina Batolito de Norosí, sin una fundamentación específica para la nomenclatura empleada.

Teniendo en cuenta las recomendaciones de la International Subcommission on Stratigraphic Classification, ISSC (1987, 1994), se sugiere utilizar el nombre de Diorita de Segovia, por la localidad geográfica de Segovia, ya que es el más apropiado y define claramente su localización y, aunque la composición modal presenta variaciones, predominan rocas dioríticas a cuarzodioríticas; además, el término de Batolito de Segovia, no presenta una divulgación tan amplia para que su uso haga difícil validar una nueva nomenclatura.

Es un cuerpo elongado en la dirección norte sur . La composición predominante es diorítica a cuarzodiorítica con variaciones locales a cuarzomonzonitas – granodioritas y a gabros.

Este cuerpo plutónico intruye neises cuarzo – feldespáticos de edad precámbrica (Feininger et al., 1972),aunque con estas rocas la mayoría de los contactos son tectónicos, marcados al oriente por la Falla Palestina y oeste por la de El Bagre, y de dirección norte sur.

La edad de este cuerpo corresponde al principio del Jurásico medio con base en la edad isotópica de 160 ± 7 Ma K/Ar en hornblenda reportada por Feininger et al. (1972).

Batolito de Sonsón (Jts)

Este cuerpo recibe su nombre del Municipio del Sonsón, al suroeste del Departamento de Antioquia. Cubre un área aproximada de 1.160 km2 en la Cordillera Central, entre los departamentos de Antioquia y Caldas.

Su composición es homogénea donde las rocas que lo constituyen son tonalitas (Tabla 1) con algunos cuerpos satélites y facies de dioritas, aplitas y gabros localizadas al occidente del cuerpo principal (González, 1980). Las rocas de la facies predominante son tonalitas y granodioritas de color blanco y negro, moteado.

Contacto: Este cuerpo intruye rocas metamórficas de bajo grado (esquistos micáceos y anfibólicos ycuarcitas) del Complejo Cajamarca. En el extremo suroccidental el contacto con sedimentitas de la Formación Abejorral se caracteriza por la ausencia de una aureola de contacto.

Edades radiométricas K/Ar en biotita de 160+/- 4 y 170 +/- 3 Ma (González, 1980) indican una edad del Jurásico medio, aunque se reporta una edad de 69 +/- 3 Ma (Pérez, 1967) que indica Cretácico tardío. La posición estratigráfica y la ausencia de metamorfismo de contacto en las sedimentitas de la Formación Abejorral del Cretácico Inferior, apoyan la edad pre-cretácica media para este cuerpo (González, 1997) y están más cerca, de las edades Rb/Sr reportadas por Faure (1978) de 190 +/- 10 Ma en roca total.

Génesis: Toussaint (1995) considera estas rocas como parte de un cinturón magmático jurásico colombiano, a ese momento localizado sobre el flanco oriental de la Cordillera Central, y que fue probablemente generado por un proceso de subducción, cuya fosa estaba situada al occidente y noroccidente del cinturón magmático.

DIORITA DE LA TINTA (Jdt)

González (1992) denomina Stock de la Quebrada La Tinta, a un cuerpo de composición predominante diorítica localizado a lo largo de la quebrada La Tinta afluente del río Nechí. En esta publicación se sugiere utilizar el nombre de Diorita de La Tinta, teniendo en cuenta la composición litológica predominante y conservando la localidad geográfica de la descripción original de acuerdo con las recomendaciones de ISSC.

La roca predominante es diorítica con amplias variaciones texturales y composicionales, en especial, a diorita cuarzosa y, localmente, a rocas más básicas y tonalitas Son rocas macizas, faneríticas de grano medio, equigranular, de color gris medio a oscuro, moteada, con índice de color entre 30 y 40

La textura es hipidiomórfica granular media, localmente orbicular con cristales gruesos de ortoclasa rodeados por mosaicos de grano fino de cuarzo y plagioclasa

Mineralogía: El cuarzo es euhedral y varía en su contenido en un amplio rango (2-30%) y es, en gran parte, intersticial entre plagioclasa. Ortoclasa mezclados con la plagioclasa, rara vez pertítica. La plagioclasa en cristales euhedrales a subhedrales de hábito tabular. Hornblenda (5-30%) es el máfico caracterizante, en cristales subhedrales de hábito tabular, pleocroicos

Posición Estratigráfica: El stock diorítico de La Tinta es claramente intrusivo en las rocas metamórficas del flanco oriental de la Cordillera Central.

Edad: No existe una datación radiométrica para este cuerpo, pero por su localización geográfica, tectónica y similitud litológica, se considera relacionado genéticamente al Batolito de Segovia (González, 1997), al cual se ha asignado una edad Jurásica (Feininger et al., 1972; Toussaint, 1995).

Génesis: La textura hipidiomórfica granular, composición granitoide con predominio de rocas dioríticas que hacia la zona de borde se vuelven más básicas y de grano más fino y las relaciones con las rocas metamórficas encajantes con desarrollo de cornubianitas con andalucita en el contacto con metapelitas y brechas intrusivas en el contacto con ortoneises cuarzo feldespáticos, indican un origen magmático para este cuerpo.

BATOLITO DE IBAGUÉ (JBIB)

Nelson (1959, 1962) usó el nombre de Batolito de Ibagué para denominar un cuerpo ígneo intrusivo de composición granodiorítica, de forma elongada en dirección NNE-SSW, expuesto en el flanco oriental de la Cordillera Central de Colombia.

Mineralogía: Está constituida por cuarzo vítreo de color gris, feldespatos blancos a grises, ocasionalmente rosados en el caso de los potásicos, hornblenda verde oscura y biotita parda a negra.

Batolito de Ibagué varía en composición desde cuarzodiorita hasta granito.

Posición Estratigráfica:Por el occidente el Batolito de Ibagué intruye rocas metamórficas precámbricas de las unidades conocidas como Neises y Anfibolitas de Tierradentro, Complejo Icarcó y Neises Biotíticos del Davis (Barrero & Vesga, 1976; Esquivel et al., 1987, 1991; McCourt, 1984; Murillo et al., 1982; Núñez et al., 1982). También intruye rocas metamórficas del llamado Grupo o Complejo Cajamarca (Nelson, 1962; Maya & González, 1995), aunque en muchas ocasiones este contacto es de carácter tectónico. Por el oriente, el batolito intruye las rocas calcáreas de la Formación Payandé y volcano sedimentarias de la Formación Saldaña. Además, es cubierto discordantemente por rocas sedimentarias del Cretácico, en los alrededores de Planadas.

Edad: Las relaciones estratigráficas descritas indican que el plutón se emplazó después del Triásico y antes del Aptiano - Albiano (parte última del Cretácico temprano), tiempo que corresponde al Jurásico. Esta posición estratigráfica está confirmada por varias dataciones isotópicas que indican un rango entre 131 ± 2 y 151 ± 4 Ma que corresponde al lapso Jurásico medio - tardío a Cretácico temprano.

Génesis: Con base en información petrográfica y relaciones de campo, indica que el origen del Batolito de Ibagué concuerda más con la intrusión de un magma.

DIORITA DE PUEBLITO (Kidp)

González (1976), con el nombre de Diorita de Pueblito, nombre geográfico tomado del Corregimiento de Pueblito,Municipio de Heliconia, unos 25 km al occidente de Medellín, en el Departamento de Antioquia , sobre el flancooccidental de la Cordillera Central

La Diorita de Pueblito constituye un cuerpo enlongado en dirección N10°W a norte sur paralelo a las estructuras regionales y cuyos contactos tanto al este y al suroeste con sedimentitas de la Formación Amagá como al oeste con metamorfitas del Complejo Arquía son fallados y están marcados por diferentes fallas menores del Sistemas de fallas Romeral.

El contacto con los cuerpos de gabros localizados hacia ambos bordes de cuerpo no son claros, pues, mientras localmente parece ser transicional, en otros lugares es fallado

Edad: •Restrepo et al. (1991) reportan dos edades K/Ar en plagioclasa con resultados de 580+130 Ma y consideran que el primero es anormalmente viejo por exceso de argón radiogénico combinado con un bajo contenido de potasio.

•El segundo resultado es algo más joven que el obtenido en hornblenda de gabros bandeados 130 ± 12 Ma (Restrepo & Toussaint, 1976), aunque concordante, teniendo en cuenta el error analítico.

•Otra edad de 166 ± 10 Ma (Toussaint & Restrepo, 1978) se obtuvo en un gabro pegmatítico relacionado al cuerpo de diorita, aunque este valor puede estar influenciado por exceso de argón radiogénico.

•Se ha considerado por diversos autores como del Jurásico Superior al Cretácico Inferior.

DIORITA DE HELICONIA (Stock de Heliconia) (K2dh)Radelli (1967), de una manera general dentro del conjunto de Dioritas Andinas, cita un cuerpo específico alrededor de la población de Heliconia, Departamento de Antioquia, como Diorita de Heliconia;posteriormente, con el nombre de Diorita de Heliconia, Mejía et al. (1983a, 1983b) describen un conjunto de cuerpos de composición predominantemente diorítica que afloran unos 1.000 m al este de la población de Heliconia.

La Diorita de Heliconia corresponde a una unidad litológica conformada por una serie de pequeños cuerpos intrusivos que ocupan una extensión de 30 km2 a lo largo del Sistema de Fallas Romeral.

Contactos: Aunque en gran parte los contactos son tectónicos, es claro el contacto intrusivo con el Complejo quebradagrande y se observa lentes de tobas y basaltos incluidos en la masa principal del intrusivo y desarrolla aureola de contacto sobre los Esquistos de Sabaletas.

Este cuerpo se caracteriza por las variaciones texturales y composicionales y se describen variasfacies: normal, ácida y básica con sus variaciones texturales, aunque, en términos generales, la facies normal que caracteriza el cuerpo principal y algunos de las apófisis es diorítica a cuarzodiorítica.

Edad: No existen dataciones radiométricas de este cuerpo, pero por sus características de emplazamiento en el sistema tectónico Cauca – Romeral, podría correlacionarse con el Batolito de Sabanalarga del Cretácico Superior (González et al., 1978), aunque éste muestra una mayor diferenciación.

Al occidente, cerca de Ebéjico, un cuerpo diorítico alargado dentro del Sistema de Fallas Romeral tiene una edad de 82±22 Ma K/Ar en anfíbol (Restrepo et al., 1991) que por su posición tectónica podría correlacionarse con el de Heliconia

Génesis: El desarrollo de la facies básica, especialmente en el borde del cuerpo, puede deberse tanto a diferenciación magmática como a efectos de asimilación, teniendo en cuenta la composición básica de las rocas encajantes, mientras que la facies ácida representaría las etapas finales de la diferenciación inyectada principalmente a través de fracturas para consolidarse como diques.

BATOLITO DE SABANALARGA (K2s)

El nombre asignado a este cuerpo proviene del Municipio de Sabanalarga (Figura 1), localizado unos 130 km al noreste de Medellín, en el Departamento de Antioquia, donde aflora a lo largo del cañón del río delCauca entre las cordilleras Central y Occidental de Los Andes colombianos.

Al contrario de la mayor parte de los batolitos de la Cordillera Central caracterizados por su homogeneidad, el de Sabanalarga presenta una sorprendente heterogeneidad litológica y composicional. La textura característica es hipidiomórfica de grano medio, pero varía desde finogranular hasta pegmatítica

En general, en el Batolito de Sabanalarga pueden diferenciarse tres facies por los contactos, tamaño del grano, índice de color, ubicación con respecto a los bordes del batolito y composición mineralógica.

•Facies máfica – ultramáfica•Facies intermedia•Facies félsica.

Edad: Los trabajos iniciales sobre este cuerpo, le asignan una edad “terciaria” (Hall et al. 1972; Humberto González I. Álvarez & González, 1978), en gran parte en correlación litológica con cuerpos dioríticos descritos por Grosse (1926), a los cuales asignó una edad del “TerciarioInferior”; sin embargo, estos autores no descartan la posibilidad de que sea penecontemporáneo con el Batolito Antioqueño de edad cretácica tardía.

Génesis: El Batolito de Sabanalarga, y los cuerpos correlacionables localizados entre las cordilleras Central y Occidental, han sido considerados como producto de un magmatismo calcoalcalino que generó granitoides tipo I hacia finales del Cretácico temprano y que se suponen generados en márgenes activos a partir de cuñas de manto localizadas por encima de las placas subducentes (Toussaint et al. 1978; Toussaint & Restrepo, 1993).

DIORITA DE CAMBUMBIA (STOCK DE CAMBUMBIA)(K1dc)

Este cuerpo toma el nombre de la quebrada Cambumbia, afluente del río Cauca en su margen oriental entre los Departamentos de Antioquia y Caldas tiene una extensión de 23 km2 y forma elongada en dirección norte sur.

El cuerpo está constituido, principalmente, por una diorita piroxénica con variaciones a tonalita y granodiorita hacia diques pegmatíticos.

Según González (1980), la diorita piroxénica presenta textura hipidiomórfica granular, que varía de equigranular a inequigranular.

Mineralogía: Plagioclasa euhedral a subhedral, con maclas incompletas según Carlsbad, augita - augita diopsídica se presenta como ferromagnesiano predominante, minerales opacos (magnetita), el cuarzo, escaso, se presenta intersticial en estas rocas, feldespato potásico (microclina) y accesorios están biotita, apatito, esfena y circón.

Edad y Posición Estratigráfica: Las relaciones de campo indican que este cuerpo es anterior a la Formación Amagá (Cretáceo Inferior), ya que ésta reposa sobre él en la carretera La Pintada - Arma y sobre el corte del Ferrocarril del Pacífico, y es intruido por los pórfidos andesíticos de La Pintada asignados inicialmente al Paleógeno y correlacionado con el cuerpo diorítico de Támesis

Trabajos posteriores (Restrepo et al., 1982; González & Londoño, 1998) obtuvieron edades radiométricas K/Ar en el intervalo 110-115 Ma que corresponderían a finales del Cretácico temprano, similares a las obtenidas para el Stock de Támesis.

Génesis: Las características texturales y composición mineralógica evidencian un origen magmático: la textura predominante es hipidiomórfica granular hasta porfídica con fases minerales intersticiales que indican un crecimiento a partir de un líquido en un espacio restringido.

DIORITA DE ALTAVISTA (Stock de Altavista) (K1da)

La nominación geográfica se refiere a la quebrada Altavista en el flanco occidental del Valle de Aburrá Departamento de Antioquia, donde se encuentran localizados gran cantidad de tejares y ladrilleras que utilizan las arcillas provenientes de su meteorización para la fabricación de productos de alfarería con destino a la industria de la construcción en esta región.

La Diorita de Altavista constituye un stock de 83 km2 de forma alargada , el cual sobresale por la variedad petrográfica tan amplia, textural y estructural, y por su relación compleja con las rocas encajantes.

Los tipos de roca observados varían desde porfídicos con matriz afanítica y composición intermedia a dioritas, cuarzodioritas y granitos; con textura hipidiomórfica; en los bordes presenta facies gabroides por asimilación de las rocas encajantes y son comunes estructuras brechoides.

Petrografía: Los estudios de campo y petrográficos permiten determinar tres facies petrográficas:

FACIES DIORÍTICA La plagioclasa es el mineral predominante, independientemente de la textura de la roca, el ferromagnesiano predominante en toda la facies es hornblenda, con alteración local a anfíbol fibroso, clorita, epidota y esfena inclusiones de apatito, circón ,opacos y cuarzo.

FACIES FÉLSICA Esta facies está representada por rocas de composición granodiorita – granito hasta cuarzodiorita. Cuarzo se presenta en cristales anhedrales, ortosa en cristales anhedrales con crecimiento pertítico , plagioclasa en cristales euhedrales a subhedrales de hábito tabular, maclados según ley de albita, albita – Carlsbad, Carlsbad y Periclina El ferromagnesiano más abundante es Biotita con inclusiones de circón, apatito y opacos; presenta alteración a clorita con esfena residual a lo largo de los planos de clivaje. El anfíbol, hornblenda o hastingsita, es accesorio. Otros accesorios son magnetita, rutilo, circón y apatito.

FACIES DE DIQUE. Numerosos diques de longitud y espesor variables cortan las dos facies anteriores. Su composición varía de andesítica a riolítica, con texturas porfídicas de matriz afanítica y ocasionalmente, se encuentran diques de microdiorita (Rodríguez & Montoya, 1993).

Posición Estratigráfica:Es claro el carácter intrusivo de la Diorita de Altavista en las rocas metamórficas del flanco occidental de la Cordillera Central, al norte y al sur intruye metasedimentos del Complejo Cajamarca.

Edad: Las edades radiométricas disponibles de este cuerpo, tanto por el método K/Ar como Rb/Sr, varían entre 77 y 151+15 Ma, que caen, predominantemente, en el Cretácico inferior.

Génesis: Las relaciones de campo y las características petrográficas y químicas (Botero, 1963; Mejía, 1984; Rodríguez & Montoya, 1993) indican claramente que este es un cuerpo intrusivo de origen magmático formado por dos pulsos importantes separables en tiempo, espacio y composición

BATOLITO ANTIOQUEÑO (K2ta)

El nombre de este cuerpo proviene del Departamento de Antioquia, donde aflora en la parte axial de la Cordillera Central y cubre un área de 7.800 km2,

Es un cuerpo elongado trapezoidal, con su dimensión mayor norte sur y alcanza 110 km y un ancho máximo de 80 km a lo largo de la línea férrea entre Medellín y Puerto Berrío.

Una de las características fundamentales del Batolito Antioqueño es su homogeneidad litológica, donde cerca del 92% de él está constituido por tonalitas - granodioritas que difieren poco de un lugar a otro tanto en dirección norte sur como este oeste. Estas rocas constituyen la facies denominada normal y dos facies petrográficas subordinadas, una félsica y otra gabroide.

Mineralógicamente:La fase normal constituida por cuarzo, feldespato, hornblenda y biotita; como minerales de alteración, clorita, epidota y calcita. La roca de la facies normal es fanerítica de grano medio a grueso, color moteado, índice de color promedio de 21, sal y pimienta, con textura hipidiomórfica granular y composición tonalita a granodiorita, rara vez cuarzomonzonita.

La fase félsica es más rica en cuarzo y feldespato potásico, la plagioclasa es más sódica y su índice de color es menor. la félsica es más rica en cuarzo y feldespato potásico, la plagioclasa es más sódica y su índice de color es menor. la roca característica es de color crema a gris claro, maciza de grano medio a grueso y composición granodiorítica a cuarzomonzonítica.

La fase gabroide, según Feininger & Botero (1982), es gradacional con la facies normal y está definida por un aumento en el contenido de máficos, piroxeno y olivino a expensas de la disminución en el contenido de cuarzo yfeldespatos, y se hace, además, más cálcica la plagioclasa. La roca característica de esta facies es de color negro a gris oscuro verdoso, de grano medio a grueso y textura hipidiomórfica a idiomórfica equigranular

Posición Estratigráfica: El Batolito Antioqueño intruye la Formación San Pablo y el Gabro de Yarumal del Cretácico Inferior (Hall et al. 1972), las sedimentitas del Aptiano – Albiano en San Luis (Feininger et al., 1972), la Dunita de Medellín del Cretácico Inferior (Toussaint, 1996) y metamorfitas paleozoicas en el flanco este de la Cordillera Central (Feininger et al. 1972) y forma, en la mayoría de los casos, una amplia aureola de contacto.

Edad: La edad del Batolito Antioqueño es conocida a partir de numerosas dataciones en el rango de 90 + 5,6 Ma (Restrepo et al., en publicación, en: Toussaint, 1996) y 56 Ma que corresponde a finales del Cretácico y principiosdel Cenozoico

Génesis: Dos hipótesis se han considerado para explicar el origen del Batolito Antioqueño: por inyección magmática (Botero, 1963; Feininger et al. 1972; Feininger & Botero, 1982; González, 1997) o por reemplazamiento in situ de rocas preexistentes (Radelli, 1965, a, b, c; 1967). Los criterios de campo y laboratorio expresados en los diferentes trabajos de geología regional son mas compatibles con un origen magmático.

GÉNESIS: ORIGEN

MAGMÁTICO

Contactos: contactos agudos y discordantes son producidos por la inyección de un magma.

Aureola de contacto: de altatemperatura, con las rocas encajantes

Textura hipidiomórficagranular, que caracteriza la facies normal puedeexplicarse por la cristalización de unamasa fundida que sigue un ordendeterminado de acuerdo con unatemperatura decreciente y un aumento enel contenido de sílice en las fasesminerales presentes.Plagioclasas zonadas. Son

consistentes con la cristalización en equilibrio de unmagma silíceo y corresponden a la serie continua de reacción de Bowen.

Geochronological, isotopic, and geochemical data from Permo-Triassic granitic gneisses and granitoids of the Colombian Central

AndesC.J. Vinasco a,*, U.G. Cordani b, H. Gonza´lez c, M. Weber a, C. Pelaez

Journal of South American Earth Sciences 21 (2006) 355–371

La colisión Pérmica se cree estar registrada en la parte norte de la cordillera central de Colombia por datos geocronológicos obtenidos a través de este trabajo. Sin embargo, datos recientes indican un resetamiento termal y magmatismo más amplio en tiempos del triásico., probablemente relacionado a los procesos finales de la orogenia

En este trabajo, nuevos análisis de pasos de calentamiento 40Ar-39Ar, indican la historia termal regional de la cordillera central de Colombia principalmente durante el pérmico-triásico y determinaciones U-Pb SHRIMP en zircones, proporciona información acerca de la cristalización, precristalización y edades metamórficas de los gneises graníticos y granitoides

La parte norte de la cordillera central tiende a ser descrita como un supuesto terreno afectado por varios episodios tectono-metamoficos (Restrepo y Toussaint 1982;

Toussaint 1993)

Los eventos más importante generalmente tiende a ser interpretados como los relacionados a la orogenia herciniana en el Pérmico-Triásico, un evento tectono-

metamórfico devónico-Carbonífero o al comienzos del cretácico (Restrepo et al 1991; Toussaint 1993

Estudios Realizados

Neis Granítico

Todos los neis graníticos comprenden plagioclasas, Feldespato K, cuarzo, biotita, y muscovita. Minerales accesorios son zircón, apatito, esfena, opacos y

ocasionalmente turmalina. Rango de texturas de grano medio a grueso, granular anhedral a porfiríticas

Rocas de Rio Verde y Samaná

Rocas de Manizales, Abejorral, Palmitas y Horizontes

flanco este flanco oeste.

Stock Granítico

Los Stocks Graníticos localizados en el flanco oeste, incluyen

La Honda intruye el neis granítico

Abejorral

El Buey intruye el complejo Cajamarca

El stock de Amaga intruye rocas

metamórficas de bajo grado

contiene sillimanita y cordierita. Este

principalmente está compuesto de cuarzo,

feldespato k y plagioclasa, con textura granítica equigranular,

aunque algunas texturas de deformación

muestra textura porfiritica. Compuesto de cuarzo, el

feldespato k: oligoclasa del y biotita. Alguna hornblenda es observada y minerales

accesorios son esfena, apatito, circón y rutilo.

El stock El Buey es prácticamente

idéntico en composición al stock granítico La Honda.

Métodos Radiométricos

Métodos Geoquímicos

-U-Pb SHRIMP determinaciones en zircón-Sm-Nd análisis en roca total-Rb-Sr análisis en roca total-Ar-Ar análisis

-Análisis XRF-Análisis ICP-OES

Métodos

Geoquímica Isotópica

Los datos del gneis granítico del flanco este se graficaron hacia el campo del monzogranito en el diagrama QAP.

Resultados Geoquímicos

Los datos del flanco oeste se graficaron en el campo de la granodiorita, con mayor sobrelapamiento. El stock granítico de Amagá y La Honda también se graficaron en este campo.

El gneis granítico La Miel tiende a alejarse del grupo de los otros gneis graníticos

Bajo contenido de Na2O y alto contenido de Cao , MgO, TiO para todos los genis graníticos contrasta con los valores observados para las muestras de stock granítico, implicando procesos genéticos diferentes.

El Mg, nuestra valores similares alrededor de 43 para los gneis graníticos del este y del oeste, mientras el

ortogneis La Miel exhibe valores ligeramente altos de 50

El índice de saturación del aluminio (ASI= Al/(Na+K+Ca)) de al menos todas las muestras excede 1.1. clasificando las muestras como granitos fuertemente prealuminicos

Resultados Geocronológicos

Para interpretar la evolución de las rocas granitoides del Pérmico-Triásico de la parte norte de la Cordillera Central de Colombia, fueron datadas 8 muestras por el método Ar-Ar y 5 por el método U-Pb SHRIMP en cristales de Zr.

Para el gneis granítico del Abejorral del flanco oeste, el rango de edad principal por método U-

Pb SHRIMP es de 250 a 300 Ma

Un grupo de cuatro edades un promedio pesado de 274 +/- 9.6 Ma que fue interpretado como la probable edad del metamorfismo regional. La edad mas joven obtenida, alrededor de los 250 Ma puede representar la edad del magmatismo.

Una edad joven por el método Ar-Ar en biotita para esta roca es del alrededor de los 230 Ma, como también previamente disponible edad de 207 +/- 5 Ma por el método K-Ar en biotita (González, 1980), son consideradas una edad de mínimo resetamiento y reflejando la influencia termal del Triásico Superior, intrusiones graníticas del tectonismo posterior

Los datos U-Pb SHRIMP en Zr para el gneis granítico Palmitas en el flanco Oeste pueden agruparse alrededor del los 250 Ma el cual fueron

interpretadas como la edad de cristalización

Para el gneis granítico de Rio Verde, la edades antiguas aparentes son registradas a 1171 +/- 32 Ma . Otras edades fueron encontradas a 700-900 Ma.

Edades jóvenes de 290 +/- 10 Ma y 302 +/- 4 Ma son consideradas edades máximas para la formación del protolito de estas rocas y pueden representar la

edad principal del basamento metamórfico en la parte este de la Cordillera Central

Edades U-Pb SHRIMP en Zr para el Stock granítico de Amagá presenta edades promedios de 227.6 +/- 4.5 Ma considerada la edad de cristalización.

Finalmente, para el gneis granítico La Miel en el flanco Oeste, 5 cristales de Zr fueron analizados por U-Pb SHRIMP , las edades aparentemente antiguas

obtenidas son registradas a los 1421 Ma y las otras edades ocurrieron a los 1200, 880, 410 +/- 10 Ma y 380 +/- 8 Ma. Éstas son interpretadas como una edad

aproximada de cristalización de esta roca.

.Los resultados Ar-Ar en Mv hacia aproximadamente 345 Ma ,confirma, con los resultados U-Pb una edad Paleozoica completamente diferente de las

edades de los otros gneis graníticos de la Cordillera Central

•Algunos de las edades antiguas

Permo-Triásico por U-Pb SHRIMP en

Zr heredados de los gneis graníticos del

Abejorral (270-300Ma) pueden

representar la edad del metamorfismo

registrando el principal episodio

colisional.

Edades de U-Pb alrededor de los 250 Ma, el cual corresponde al magmatismo registrado por los gneises graníticos Abejorral y

Palmitas, probablemente representan magmatismo sintectónico responsable para la generación de gneises graníticos en la parte

norte de la Cordillera Central.

•Finalmente, las edades U-Pb de alrededor de 230 Ma, definidas para el stock granítico de Amagá y varias

determinaciones Ar-Ar, pueden representar migmatización tectónica tardía e intrusiones relacionadas a episodios

extensionales del final de la orogenia

Geoquímica Isotópica

Los radios iniciales 87Sr/86Sr para todas las rocas analizadas son altos en promedio 0.710 para los gneises graníticos del Pérmico (˷ 250 Ma) del flanco Oeste, 0.7121 para granitoides Triásicos (˷ 230 Ma) de la misma área y 0,7136 para gneises graníticos del Pérmico (˷ 250 Ma) del flanco Este

El €Nd(250) para gneises graníticos del flanco Oeste Pérmico-Triásicos varia de -4.6 a -7,

de -1.1 a -4.6 para el stock granítico Triásico, y de -3,1 a -8.8 para gneises

graníticos del flanco Este pérmico-Triásico

Discusión

• Los contrastes Geoquímicos e isotópicos indican que los gneises graníticos fuertemente prealuminicos y stocks graníticos del Pérmico y Triásico Superior de la parte norte de la Cordillera central de Colombia son formados por procesos de retrabajamiento de la corteza, con algunas contribuciones variables del material juvenil del manto.

• Los gneises graníticos Colombianos son similares a los granitoides tipo_S de Chappell y White (2001), caracterizado por la presencia de Muscovita o Cordierita, más del 1% de Corindón normativo, alto y limitado rango en el contenido de SiO2, carácter prealuminoso, y alto a muy alto radios isotópicos 87Sr/86Sr.

• Se sugiere que la formación de rocas graníticas post-tectónicas del Triásico superior es producto de procesos de migmatización regional en la Cordillera Central en un dominantemente régimen post-tectónico extensional, provocado por la entrada del manto en la forma directa de magmas ascendiendo por la corteza.

• Sugieren que con la ayuda de un preciso U-Pb SHRIMP, Ar-AR y otros resultados geocronológicos es posible diferenciar eventos geológicos en el Pérmico-Triásico como parte de una continuada evolución de la orogenia colisional.

La principal conclusión de este trabajo preliminar en la evolución compleja de la Cordillera Central de Colombia es nuestra sugestión de un evento colisional durante el Pérmico en la parte mas norte de los Andes, relacionado a la aglutinación del supercontinente Pangea.

Durante esta colisión la proto-Cordillera Central puede ser el borde principal de Gondwana o puede ser el camino de colisión con Laurentia. Tal colisión se observa estar registrada por una serie de datos geocronológicos alrededor de los 280 Ma en rocas Metamórficas y 250 Ma en cuerpos graníticos intrusivos sintectónicos peraluminosos.

En la Cordillera Central, el evento dispersivo inicial que llevo al rompimiento del supercontinente en el Triásico está también registrado en el último tectonismo en forma de stocks graníticos sin deformar intruidos alrededor de 230 Ma que fueron formados por corteza fuente, con algunas contribuciones de manto juvenil.

El ambiente geodinámico para el desarrollo de gneises graníticos en la Cordillera Central de Colombia es dominada por el completo cierre del océano proto-atlántico entre Norte América y Sur América, el cual se define la Orogenia Alleginiana en el este de Norte América y la orogenia Ouachita en el sur de Norte América y Sur América en la mitad del Pensilvaniano.

Conclusiones

Bibliografía

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