Caldas, Colombia: Implicaciones sobre su origen y evolución.
July Quiceno Colorado
Universidad de Caldas
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales Maestría en Ciencias de la Tierra
Manizales 2021
Características composicionales de los cerros El Morro y Florencia en el Departamento de Caldas, Colombia: Implicaciones sobre su origen y evolución.
July Quiceno Colorado
Trabajo de tesis para optar por el título de Magíster en Ciencias de la Tierra
Directora
M.Sc. Elvira Cristina Ruiz Jiménez Codirector
Ph.D. Idael Francisco Blanco Quintero
Universidad de Caldas
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales Maestría en Ciencias de la Tierra
Manizales 2021
Nota de aceptación Directora
________________________________
M.Sc. Elvira Cristina Ruiz Jiménez
Codirector
__________________________________
Ph.D. Idael Francisco Blanco Quintero
Dedicatoria
A mi familia
Agradecimientos
Elvira Cristina Ruiz Jiménez e Idael Francisco Blanco quienes apoyaron en primera instancia esta propuesta y estuvieron conmigo durante todo el proceso aportando enormemente en mi crecimiento académico y personal.
A Edwin Naranjo Sierra
A Clemencia Álzate, Susana Osorio, Tatiana Valencia, Eliselder Zapata y Juan Pablo Serna A Luz Mary Toro, Mauricio Alvarán, Cesar Ossa, Mario Moreno Sánchez por sus valiosos aportes
A Sebastián Hernández, María Isabel Giraldo y Ángel Barbosa, personas definitivamente valiosas en el mundo académico.
A los jurados María Luisa Monsalve y Hugo Murcia por sus comentarios, consideraciones y recomendaciones, sin duda mejoraron la interpretación y presentación de resultados de esta investigación.
A Luz Colorado, Daniela Quiceno, Andrés Quiceno y Gildardo Quiceno A Mía y Félix
Resumen
Geográfica y temporalmente, los cerros El Morro y Florencia hacen parte de la Provincia Volcánico Tectónica San Diego-Cerro Machín (PVTSC) en Colombia. Esta provincia volcánica es la consecuencia de la interacción (margen activo subductivo) entre las placas Nazca y Sudamericana que deriva en el arco magmático actual. Las características petrográficas, químicas y geotermobarométricas permitieron asociar el fundido formador de los cerros El Morro y Florencia al mismo magma que originó a los volcanes El Escondido y San Diego, también ubicados al norte de la PVTSC.
Estos cuerpos, de afinidad calcoalcalina, con contenidos en sílice de 57.67 a 61.98 wt%, compuestos por microcuarzodioritas y microtonalitas (cerro El Morro), y andesitas (cerro Florencia) se encuentran encajados en las rocas del Complejo Cajamarca. Petrográficamente están constituidos por cristales de plagioclasa zonados, anfíbol, mica biotita; y para algunas rocas del cerro El Morro se observaron cuarzo y ortosa. Las relaciones isotópicas de 87Sr/86Sr y 144Nd/143Nd indican que los magmas formadores de las rocas para ambos cerros provienen de la fusión parcial de la cuña mantélica de suprasubducción, y que un proceso importante en la evolución del fundido fue la asimilación magmática en la corteza inferior.
Adicionalmente, las altas relaciones Ba/Nb (308-253), valores elevados de Sr, K, Rb, Th y bajos valores de elementos HFSE como Ti, Y, Yb, Nb y Hf, sugieren procesos de cristalización fraccionada y contaminación por sedimentos de la corteza subduccida. Las características adakíticas encontradas en ambos cuerpos podría estar relacionada a que el fundido generado atravesó una corteza engrosada ocasionando que la formación de las fases minerales comience a altas presiones y como consecuencia directa se dé la cristalización
tardía de las plagioclasas y las relaciones elevadas de Sr/Yb y Sr/Y. Los análisis químicos en núcleo y borde de la plagioclasa permitieron identificar una zonación normal (An60 - An32) en este mineral. El anfíbol fue clasificado como magnesiohastingsita y los cálculos geotermobarométricos sugieren rangos de profundidad de formación para este mineral entre 17 y 35 km, con temperaturas entre 971 a 1036 °C, presiones entre 467 a 911 MPa y con porcentaje de agua entre 6.67 y 9.41 wt%. Adicionalmente, las texturas de desequilibrio en los cristales de plagioclasa indicarían movimientos convectivos al interior de la cámara magmática.
Palabras Clave: Magmatismo, Zonación, Geotermobarometría, cerro El Morro, cerro Florencia, Samaná.
1. Introducción ... 1
2. Objetivos ... 3
2.1 Objetivo general ... 3
2.1 Objetivos específicos ... 3
3. Marco geológico ... 4
4. Marco teórico ... 7
4.1. Magmatismo en zonas de subducción ... 7
4.2. Características químicas de los magmas generados en zonas de subducción ... 8
4.3. Adakitas ... 9
4.4. Mecanismos de ascenso magmático ... 10
4.4.1 Diapirismo ... 10
4.4.2 Propagación de fracturas ... 10
4.5. Emplazamiento de cuerpos intrusivos ... 11
4.5.1 Geometría de los plutones ... 11
4.6. Vulcanismo ... 12
4.6.1. Vulcanismo poligenético ... 12
4.6.2. Vulcanismo monogenético ... 12
5. Metodología ... 14
5.1 Análisis petrográfico ... 14
5.2 Química mineral... 14
5.2.1. Geotermobarometría de anfíbol ... 15
5.3 Análisis químicos de roca total ... 15
5.4. Isótopos de Sr y Nd ... 17
6. Resultados ... 18
6.1. Descripción de campo ... 18
6.1.1. Cerro El Morro ... 18
6.1.2. Cerro Florencia ... 19
6.2. Análisis petrográfico ... 21
6.2.1. Cerro El Morro ... 22
6.2.2. Cerro Florencia ... 25
6.3 Química mineral... 28
6.3.1. Plagioclasas ... 29
6.3.2. Anfíbol ... 32
6.3.3. Biotita ... 43
6.4. Análisis químicos. ... 45
6.5. Análisis isotópicos ... 48
7. Discusión e interpretación de los resultados ... 51
7.1. Origen y evolución del magma ... 52
7.2. Características adakíticas del magma ... 58
7.3. Texturas de desequilibrio en cristales de plagioclasa ... 61
7.4. Geotermobarometría ... 63
7.4.1. Presión, temperatura y profundidad ... 63
7.4.2. Agua en el fundido y fugacidad de oxígeno. ... 66
7.5. Modelo de cristalización y emplazamiento del magma. ... 67
Lista de Referencias ... 71
Lista de Tablas
Tabla 1. Características geoquímicas de las zonas de subducción. ... 8
Tabla 2. Características de las rocas Adakitas. ... 9
Tabla 3. Porcentajes modales de las fases minerales presentes en las rocas del cerro El Morro . 23 Tabla 4. Porcentajes modales de minerales presentes en rocas del cerro Florencia ... 26
Tabla 5. Análisis de química mineral realizados sobre plagioclasa. ... 29
Tabla 6. Porcentaje de anortita de los fenocristales y microfenocristales del cerro El Morro. .... 30
Tabla 7. Análisis de química mineral realizados sobre plagioclasa ... 31
Tabla 8. Porcentaje de anortita de los fenocristales y microfenocristales del cerro Florencia. .... 31
Tabla 9. Relación de analisis químicos realizados sobre los fenocristales de anfíbol. ... 42
Tabla 10. Relación de analisis químicos realizados sobre las micas biotitas el cerro El Morro. 43 Tabla 11. Relación de analisis químicos realizados sobre las micas biotitas el cerro Florencia . 44 Tabla 12. Análisis químicos de roca total para las muestras ... 43
Tabla 13. Análisis isotópicos de Rb/ Sr y Sm/Nd para las muestras. ... 49
Tabla 14. Características de rocas Adakíticas. ... 59
Tabla 15. Resumen para valores de presión (MPa), temperatura (°C) y profundidad ... 65
Tabla 16. Temperaturas de saturación para el apatito. ... 66
Figura 1. Mapa de localización y geología regional de la zona de trabajo.. ... 6
Figura 2. Descripción de afloramientos para el cerro El Morro. ... 19
Figura 3. Descripción de afloramientos para el cerro Florencia. ... 20
Figura 4. Fotomicrografías del cerro El Morro ... 24
Figura 5. Diagrama de clasificación de Streckeisen (1976) para las rocas del cerro El Morro. ... 25
Figura 6. Fotomicrografías del cerro Florencia. ... 27
Figura 7. Diagrama de clasificación de Streckeisen (1976) para las rocas del cerro Florencia. .. 28
Figura 8. Clasificación de plagioclasa para el cerro El Morro ... 30
Figura 9. Clasificación de plagioclasa para el cerro Florencia ... 32
Figura 10. Clasificación de anfíboles para el cerro Florencia ... 33
Figura 11. Diagramas de variación de anfíboles con respecto a MgO y TiO2 vs Al2O3 ... 34
Figura 12. Diagramas de clasificación de mica biotita ... 45
Figura 13. Diagramas de clasificación geoquímica para los cerros Florencia y El Morro ... 43
Figura 14. Diagramas de clasificación tectónica ... 44
Figura 15. Diagramas de variación de los elementos mayores con respecto a SiO2 ... 45
Figura 16. Patrones de elementos de traza. ... 46
Figura 17. Diagramas de variación de los elementos traza respecto al SiO2. ... 47
Figura 18. Diagrama de Y vs Sr/Y y (La/Yb) N vs YbN para la discriminación de adakitas ... 48
Figura 19. Diagrama de 87Sr/86Sr vs ɛNd. ... 50
Figura 20. Diagramas SiO2 vs Nb/Th y Nb/La y de Th vs La, Zr, Sm, Th/La, Th/Zr y Th/Sm. .. 54
Figura 21. Diagramas de variación (apfu) con respecto al #Mg del anfíbol. ... 55
Figura 22. Diagramas de variación (apfu) con respecto al #Mg de la mica biotita. ... 56
Figura 23. Diagrama de relaciones isotópicas de los sistemas 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd. ... 57
Figura 24. A). Diagrama de contaminación y 87Sr/86Sr vs. Rb/Sr ... 58
Figura 25. Diagrama de variación de Sr/Y vs SiO2.... 60
Figura 26. Resultados CDS obtenidos por Barbosa (2018) ... 61
Figura 27. Fotomicrografía de Barbosa (2018) ... 62
Figura 28. Clasificación de plagioclasas An vs SiO2 ... 63
Figura 29. Diagrama de T (°C) vs P (MPa) propuesto por Ridolfi et al. (2010). ... 64
Figura 30. Diagrama de logfO2 vs temperatura (°C) y porcentaje de H2O ... 66
Figura 31. Modelo propuesto para la generación, evolución y emplazamiento del magma……..68
1. Introducción
Los cerros El Morro y Florencia, ambos de edad Pliocuaternaria, son cuerpos ígneos que forman parte de la Zona Volcánica Norte (ZVN; Stern et al., 1984). Estos cuerpos constituyen parte de la orogenia Andina y son el resultado de la interacción entre las placas Nazca y Sudamericana (Siracusa et al., 2016; Wegner et al., 2017). Este vulcanismo reciente está constituido por la presencia de volcanes poligenéticos del Cuaternario, como el Nevado del Ruiz, Cerro Bravo, Cerro Machín entre otros, así como volcanes monogenéticos del Cuaternario, entre los que encontramos el volcán San Diego y El Escondido.
Recientemente, se han descrito cuerpos volcánicos de edades Pliocuaternarias al NE del departamento de Caldas, dentro de los cuales se incluyen los volcanes El Escondido, San Diego, el pórfido de Riodulce (Leal Mejía, 2011; Borrero et al., 2017; Monsalve et al., 2017; Murcia et al., 2017; Sánchez-Torres et al., 2019; Figura 1) La estrecha relación en cuanto a las características estratigráficas, químicas y minerales presentes, además de la temporalidad y distribución de cada uno de estos cuerpos, llevan a Murcia et al. (2019) a sugerir un origen común, y a proponer la existencia de un campo volcánico monogenético, al que denominó Campo Volcánico Monogenético Samaná (CVMS).
Los cerros El Morro y Florencia (denominado así en este trabajo), fueron descritos inicialmente por Vesga y Barrero (1978), en la cartografía de la plancha 188 de La Dorada.
Ambos cerros se encuentran localizados en el municipio de Samaná en el departamento de Caldas, entre las latitudes 5°24’38’’ a 5°30’36’’ y longitudes 74° 57’54’’ a 75°02’24’’, y
se enmarcan en la plancha 188, escala 1:100.000, del Instituto Geográfico Agustín Codazzi (Figura 1).
Al cerro El Morro se puede acceder a través de la carretera que comunica al municipio de Samaná con la vereda Rancho Largo, y expone gran parte de sus afloramientos sobre los cortes de las quebradas que lo rodean. El cerro Florencia se encuentra localizado dentro del Parque Natural selva de Florencia, expone sus afloramientos en cortes de quebradas afluentes del margen derecho del río San Antonio, y puede ser accedido por caminos de herradura que conducen del corregimiento de Florencia a la vereda La Cabaña.
Este trabajo presenta una caracterización composicional de los cerros El Morro y Florencia, para dar implicaciones de origen y evolución del fundido que los generó, además de asociarlos al contexto geológico regional, aportando en el conocimiento geológico de los Andes colombianos.
2. Objetivos
2.1 Objetivo general
Realizar una caracterización petrográfica y composicional de los cerros El Morro y Florencia, para dilucidar el origen y evolución del fundido que los generó, así como sus implicaciones tectono-magmáticas.
2.1 Objetivos específicos
• Realizar muestreo y descripciones de los afloramientos de los cerros El Morro y Florencia.
• Realizar análisis petrográficos y de química mineral en las rocas pertenecientes a los cerros El Morro y Florencia.
• Realizar análisis químicos en roca total de elementos mayores, elementos traza e isótopos de Rb/Sr y Sm/Nd.
• Determinar las condiciones de cristalización para las diferentes fases minerales evidenciadas para los cerros El Morro y Florencia
• Relacionar e interpretar los resultados obtenidos asociándolos a un contexto geológico regional, que además permitan interpretar sus características y definir tanto el origen como la evolución del magma.
3. Marco geológico
La interacción de las placas Nazca y Sudamericana definen una zona de subducción que genera el magmatismo reciente (Stern, 1984; Syracuse et al., 2016; Wegner et al., 2017), el cual se encuentra representado en la Provincia Tectónica Volcánica San Diego-Cerro Machín (Martínez et al., 2014). Murcia et al. (2019) recientemente definen al oriente del departamento de Caldas, el Campo Volcánico Monogenético Samaná (CVMS) del cual hacen parte el volcán El Escondido y el volcán San Diego. Marín-Cerón et al. (2019) reportan flujos piroclásticos en cercanías al municipio de Samaná, en el departamento de Caldas. Jiménez (1991), hace referencia a numerosos cuerpos con texturas porfirítica y áreas menores a 1 km2, al norte del corregimiento de Arboleda (Pensilvania-Caldas). Leal- Mejía (2011), describió rocas de composición andesítica y carácter calcoalcalino, con edades U/Pb de 2.4 Ma, pertenecientes a la localidad de Riodulce (Pensilvania - Caldas).
El cerro Florencia y el cerro El Morro son cuerpos de composición andesítica y dacítica este último con una edad 3.5±0.2 Ma. (Vesga y Barrero, 1978) y 2.7 ± 0.3 Ma (López-Isaza et al., 2018), y se encuentran en contacto intrusivo con los esquistos negros agrupados regionalmente dentro del Complejo Cajamarca (Gómez-Tapias et al., 2015). Para esta unidad se han reportado edades de metamorfismo Triásica: ~ 240 – 220 Ma (Villagómez et al., 2011) y del Jurásico superior ~157-146 Ma (Blanco-Quintero et al., 2014), y se encuentra en contacto fallado con las rocas del Complejo Ígneo Samaná (batolito y Alaskita de Samaná) compuesto por rocas masivas con estructura foliada, por la influencia dinámica hacia el costado occidental, debido a un lineamiento de la falla Palestina (González, 1993) (Figura 1).
El sistema de fallas de Palestina, definido por Feininger (1970), con dirección N15°E y una longitud de 350 km desde el río Quindío hasta la Serranía de San Lucas, es el patrón estructural principal de la zona. El rumbo de estas estructuras coincide con la alineación de los cuerpos volcánicos recientes como Cerro Machín, el volcán Nevado del Ruíz, el volcán El Escondido y el volcán San Diego, localizados sobre el eje de la Cordillera Central (Borrero et al., 2017). Este sistema de fallas posiblemente permitió también el ascenso y emplazamiento de cuerpos Pliocuaternarios (Toro-Toro et al., 2010).
Figura 1. Mapa de localización y geología regional de la zona de trabajo. Tomado y modificado de Gómez- Tapias et al. (2015).
4. Marco teórico
4.1. Magmatismo en zonas de subducción
Las zonas de subducción son límites tectónicos en los cuales una placa oceánica subduce a una litosfera continental u oceánica (Mori, 2014). Los fluidos liberados de la placa que subduce promueven la fusión parcial de la cuña del manto y a medida que asciende el líquido cambia su composición (Schmidt y Poli, 2013). La deshidratación de la placa por reacciones metamórficas progradas ocurre principalmente entre los 50 km (Schmidt y Poli, 1998) y los 250 km (Kawakatsu y Watada, 2007). El magmatismo en estos límites ha contribuido a la diferenciación química, así como a la formación y crecimiento de la corteza continental. Además, se produce vulcanismo sub-aéreo, donde la tasa de producción y composición es controlada por la estructura termal (Jones et al., 2018). Los magmas de las zonas de suprasubducción muestran un rango de composiciones que reflejan la contribución de los fluidos derivados de la placa subducida, tanto por los sedimentos y rocas basálticas alteradas de la corteza oceánica como de las peridotitas del manto (Marschall y Schumacher, 2012). Estos magmas de márgenes convergentes activos son los únicos que presentan la serie calcoalcalina. Debido a la densidad que presentan, los líquidos basálticos formados en el manto no pueden atravesar la corteza continental, favoreciendo esto a su diferenciación, contaminación y evolución durante el ascenso por la corteza continental (Wilson, 1989).
4.2. Características químicas de los magmas generados en zonas de subducción En este tipo de ambiente tectónico se forman rocas de composición basáltica, andesítica, dacítica y riolítica (y sus equivalentes plutónicos), presentando un contenido de agua entre el 4 y 6% (Petford, 2003), porcentajes de K2O de medio a bajo, pudiendo llegar a shoshonitas con alto K2O (Best y Christiansen, 2001; Tabla 1). Los magmas de arco exhiben características geoquímicas propias que permiten distinguirlos de los productos generados en otros contextos tectónicos como dorsales meso-oceánicas o regiones intraplaca (Rollinson, 1993). En particular, este tipo de magmas presentan un enriquecimiento en Pb y elementos litófilos de gran radio iónico (LILE; Large Ion Lithophile Elements) con respecto a los elementos de alto potencial iónico (HFSE, High Field Strenght Elements) (McCulloch y Gamble, 1991; Miller et al., 1994; Stolper y Newman, 1994; Hochstaedter et al., 2001; Solidum et al., 2003).
Tabla 1. Características geoquímicas de las zonas de subducción de margen continental (Rollinson, 1993;
Best y Christiansen, 2001).
Ambiente tectónico
Proceso de
diferenciación Tipo de rocas Composiciones químicas e isotópicas
Arcos Continentales
Cristalización fraccionada de los
magmas derivados del manto primitivo y
asimilación de rocas de la corteza, mezcla
de magmas.
Andesita, dacita, riolita, dioritas,
tonalita, granodiorita, granito, menos común adakitas, basaltos y gabros.
Rocas ricas en SiO2. Concentraciones altas de elementos incompatibles LILE. Bajas concentraciones
de elementos compatibles HFSE.
Anomalías negativas en Ta y Nb.
87Sr/86Sr: 0.70566-0.70951
143Nd/144Nd: 0.512223- 0.512556
4.3. Adakitas
Aunque no son muy comunes en los arcos continentales, algunas rocas presentan características químicas similares a las adakitas. Las adakitas fueron descritas por primera vez en la isla de Adak en las Aleutianas, de allí se deriva su nombre. Son rocas volcánicas o intrusivas asociadas a la subducción de corteza oceánica joven y caliente caracterizadas por SiO2 > 56%, Al2O3 > 15%, MgO < 3%, Y < 18 ppm, Yb < 1.9 ppm, altas concentraciones de Sr > 400 ppm y 87Sr/86Sr < 0.7040 (Defant y Drummond, 1990).
Castillo (2006), propone que las adakitas no son solo producto de la fusión de la corteza oceánica joven, sino que se pueden formar en otros ambientes tectónicos diferentes a la subducción como la fusión del slab primitivo, fusión de magmas híbridos o la fusión de la cuña metasomatizada del manto. Castillo (2006), plantea tener en cuenta las características establecidas por Defant y Drummond (1990) como las características principales de las rocas adakíticas (Tabla 2), pero no usarlas como un indicador definitivo.
Tabla 2. Características de las rocas Adakitas con base en Defant y Drummond, (1990) y Castillo (2006).
Características Posible relación con la fusión de la placa Alto SiO2 (≥56 wt%) Fusión a alta presión de eclogita/anfibolita con granate
Alto Al2O3 (≥15 wt%) Para ~ 70 wt% SiO2; fusión a alta presión de eclogita o anfibolita Bajo MgO (< 3 wt%) Bajo Ni y Cr; si la fusión inicial, no se deriva de una peridotita del manto
Alto Sr (> 300 ppm) Fusión de la plagioclasa o ausencia de fraccionamiento de plagioclasa Sin anomalía de Eu Poco fraccionamiento de la plagioclasa o una fuente basáltica empobrecida en
Eu
Bajo Y (< 15 ppm) Indicativo de granate (en menor medida de hornblenda o clinopiroxeno) como fase residual
Alto Sr/Y (> 20) Más alta que la que se produce por cristalización fraccionada; indicativo de granate y anfíbol como fase residual
Bajo Yb (< 1.9 ppm) Bajo HREE; indicativo de granate como fase residual
Alto La/Yb (> 20) LREE enriquecidas con respecto a HREE; granate como fase residual o líquida Bajo HFSE's (Nb, Ta) Como en la mayoría de las rocas de arco; Hornblenda en la fuente
Bajo 87Sr/86Sr (< 0.704) Bajo 206Pb/204Pb, K/La, Rb/La, Ba/La y alto 143Nd/144Nd; firma N-MORB
4.4. Mecanismos de ascenso magmático
Después de la generación del magma en el manto, con un volumen suficiente para segregarse, este migrará buscando niveles corticales. Cuando el líquido basáltico llega a la base de la corteza (ie., discontinuidad de Mohorovičić), debido a su densidad no puede atravesarla, ocurriendo un proceso de underplating (ie., Thybo and Artemieva, 2013). Esto provoca que el líquido asimile parte de la corteza, sufriendo un proceso de diferenciación y cambiando su composición inicial. Posterior a ello, continúa su ascenso, proponiéndose para ello dos mecanismos: (i) diaparismo y (ii) propagación de fracturas.
4.4.1 Diapirismo
Es ocasionado por el contraste de densidades entre la roca caja y el fundido, e implica el ascenso de grandes cantidades de magma (Cruden, 1988), que finalmente resulta en forma de gota invertida (Castro-Dorado, 2015). El alcance de este mecanismo está limitado por la capacidad elástica de la roca encajante para deformarse al acomodar el magma ascendente y para recuperarse de tal deformación (Clemens y Mawer, 1992).
4.4.2 Propagación de fracturas
Clemens y Mawer (1992), proponen que el constante crecimiento del volumen del magma aumentaría la presión sobre la roca caja que a su vez generaría la propagación de fracturas;
y a diferencia del diapirismo, esto permitiría la migración del magma hasta niveles corticales superiores (Brown, 2004). La dirección de las fracturas, ya sean en regímenes dúctiles o frágiles, es perpendicular a la dirección de los esfuerzos, y puede darse en cualquier ambiente tectónico (Zellmer y Annen, 2008).
4.5. Emplazamiento de cuerpos intrusivos
El emplazamiento de los cuerpos ígneos intrusivos ocurre cuando el magma comienza a comportarse como un sólido; es decir la proporción de cristales (~55%) supera al fundido y los cristales comienzan a interactuar entre sí para formar una estructura rígida (Costa, 2005). Una variable importante es el contenido de volátiles en el magma, ya que magmas saturados en agua generalmente se estacionan en algún nivel de la corteza dando lugar a cuerpos de roca intrusivos (Vigneresse, 2007).
En cuanto a la profundidad de emplazamiento de un cuerpo intrusivo, esta estará determinada, además del sistema de propagación de fracturas, por la presencia de discontinuidades corticales, el campo de esfuerzos y reducción de la presión magmática (Maccferri et al., 2011).
4.5.1 Geometría de los plutones
Durante su emplazamiento y posicionamiento en niveles corticales, los plutones tienden a expandirse de manera lateral, aumentando gradualmente su espesor de acuerdo con la reología del magma (Cruden y McCaffrey, 2001). Vinagresse et al. (1999), sugieren que los plutones presentan dos tipos principales de geometrías, (i) la primera de ellas plana con espesores entre 2 y 3 km y se extienden en las dos direcciones horizontales; (ii) la segunda forma se refiere a una cuña, donde los plutones tienen espesores mayores a 10 km y sus paredes se hacen verticales a medida que se profundiza y deben su forma al rellenar cavidades controladas por fracturas (Cruden y McCaffrey, 2001; Vinagresse et al. (1999).
4.6. Vulcanismo
La actividad volcánica es la expresión superficial de los procesos magmáticos en el interior de la Tierra ocurriendo entre otros, en límites de placas como las zonas de subducción en donde el magma llega a la superficie liberando, componentes sólidos líquidos y volátiles (Manville et al., 2009). Esta actividad magmática se clasifica en dos tipos:
4.6.1. Vulcanismo poligenético
El vulcanismo poligenético corresponde a volcanes alimentados a través de un conducto y una cámara magmática establecida durante un tiempo relativamente largo (millones de años) que puede entrar en diferentes fases eruptivas y separadas en el tiempo por claras discordancias (Davidson y De Silva, 2000; Manville et al., 2009). Este vulcanismo forma volcanes compuestos que consisten en flujos de lava alternados con capas de piroclastos (Gudmundsson y Brenner, 2005). En este vulcanismo el volumen de magma que se llega a expulsar puede ser significativamente importante, incluso decenas de km3. Se forman en todos los ambientes tectónicos, los más comunes y conocidos por erupciones históricas, se encuentran en límites convergentes y constituyen arcos volcánicos (Davidson y De Silva, 2000).
4.6.2. Vulcanismo monogenético
Corresponde a los sistemas magmáticos más comunes en la Tierra. Las estructuras que forma este tipo de vulcanismo hacen erupción una vez en un periodo de tiempo definido que puede ser de semanas, meses, años y raramente décadas (Valentine and Gregg, 2008;
Keating et al., 2008; Smith y Németh, 2017). Arrojan volúmenes <1 km3 (Connor, 1987) generalmente de composición basáltica y están controlados por los sistemas de fallas del
área (Valentine y Perry, 2007). Ocurre en varios ambientes tectónicos, incluidas las zonas de subducción, donde las erupciones son desencadenadas por pequeñas porciones de magma que ascienden y producen diferentes estilos eruptivos (Smith y Németh, 2017).
Poseen diversas características litológicas y morfológicas que dependen de la dinámica interna y externa durante el ascenso del magma, así como de su composición (Kereszturi et al, 2013; Németh y Kereszturi, 2015). Este tipo de erupciones tienden a agruparse formando campos volcánicos monogenéticos (e.g. Campo Volcánico Monogenético Michoacán Guanajuato (Hasenaka and Carmichael, 1985); Campo Volcánico Monogenético Pijaos, Campo Volcánico Monogenético Villamaría – Termales y Campo Volcánico Monogenético Samaná (Murcia et al., 2019). Los campos volcánicos monogenéticos comprenden volcanes producto de erupciones magmáticas que forman conos de escoria, pequeños volcanes en escudo, domos de lava y flujos de lava (Kereszturi et al., 2015), así como, erupciones freatomagmáticas que resultan de la interacción del magma con agua y forman conos de toba, anillos de toba y maares (Vespermann et al., 2000; Valentine et al., 2011; Németh y Kereszturi, 2015).
5. Metodología
5.1 Análisis petrográfico
Se analizaron en total ocho muestras: tres pertenecientes al cerro Florencia y cinco al cerro El Morro. Se caracterizó cada una de las muestras cualitativa y cuantitativamente utilizando un microscopio de luz transmitida “Nikon Eclipse E200”. Se realizó una descripción detallada del grado de cristalinidad, tamaño de grano, forma y relación espacial de los cristales, identificando minerales y texturas según la clasificación de Le Maitre et al.
(2002). La clasificación de las rocas se realizó mediante el conteo de 300 puntos por medio del procesamiento de imágenes en el programa ImageJ (Rueden et al., 2017). Las abreviaturas para los minerales fueron tomadas de Whitney & Evans (2010) en donde:
Amp: Anfíbol, Bt: Biotita, Cb: Carbonato, Md: minerales opacos, Chl: Clorita, Ep: Epidota Or: Ortosa, Pl: Plagioclasa y Qz: Cuarzo. Para los tamaños de los cristales se tomó la clasificación de Shelley (1993) en donde: A) la masa fundamental se refiere a fracción finogranular, microcristalina y/o vítrea, y en esta se encuentran embebidos los fenocristales y microfenocristales. B) Microcristal: cristales con un tamaño menor a 0.05 mm. C) Microfenocristal: cristal entre 0.05 mm y 0.5 mm D) Fenocristal: cristales mayores a 0.5 mm
5.2 Química mineral
Para la química mineral la composición de los elementos mayores de los minerales se obtuvo por Wavelength Dispersive Spectrometers (WDS) con una microsonda CAMECA SX-100 (CIC, Universidad de Granada), operada a 15kV y 15nA, con un haz de 5 micras.
Las normas utilizadas para calibraciones de elemento fueron: albita (Na), cuarzo (Si),
periclasa (Mg), sanidina (K), rutilo (Ti), hematita (Fe), diópsido (Ca), vanadinita (Cl), barita (Ba), fluorita (F), cromita (Cr), Al2O3 (Al), MnTiO3 (Mn) y NiO (Ni). La composición de anfíbol se normalizó siguiendo el esquema de Leake et al. (1997) y el Fe3+
se calculó según el método de Schumacher (en Leake et al., 1997). Los feldespatos se normalizaron a 8 oxígenos y asumiendo todo el hierro como Fe3+. La concentración atómica de los elementos por unidad de fórmula es abreviada como apfu. El número de magnésico de las rocas y minerales (Mg #) se expresa como la relación atómica Mg/ (Mg + Fe2+).
5.2.1. Geotermobarometría de anfíbol
La geotermobarometría de anfíboles se basó en las ecuaciones de Ridolfi et al. (2010), donde es necesario que los cristales no muestren evidencias de desequilibrio. Esta metodología no se basa en el equilibrio de la química de roca total con la química del mineral, sino que utiliza la proporción de elementos sensibles a cambios en las condiciones de presión y temperatura como: Si, AlTot y Mg. Este método fue calibrado para anfíboles formados en ambientes de subducción, calcoalcalinos y tiene en cuenta resultados experimentales de cristales formados en temperaturas que están entre 550° y 1,120°C, presiones menores a 1,200 MPa y con relaciones ΔNNO ≤ +5.
5.3 Análisis químicos de roca total
La geoquímica de roca total de siete muestras, tres pertenecientes al cerro Florencia y cuatro al cerro El Morro, se obtuvo iniciando con un proceso de trituración de las muestras en un molino de carburo de tungsteno de las muestras representativas eliminando bordes de alteración y excluyendo venas. Las composiciones de elementos mayores y de Zr se
determinaron sobre perlas de vidrio hechas de 0.6g de la muestra diluida en 6g de Li2B4O7
en un equipo de fluorescencia de rayos X (XRF) de la Universidad de Granada (Centro de Instrumentación Científica, CIC), Magix PHILIPS Pro (PW-2440). La precisión fue superior a ± 1.5% para la concentración de 10 wt%. La precisión de Zr y LOI es de ± 4%
en una concentración de 100 ppm.
Los elementos traza, excepto el Zr, se determinaron en la Universidad de Granada (CIC) por ICP-espectrometría de masas (ICP-MS) después de la digestión en HNO3+HF de 0.1000 g de polvo de la muestra en un recipiente de Teflón a ~180°C y ~200psi durante 30 minutos, evaporación por sequedad, y la posterior disolución en 100 ml, de 4 vol. % HNO3. Los espacios en blanco y las normas internacionales del SPM, WSE, NBI, BEN, BR, y AGV se utilizaron durante las sesiones de análisis. Para su proyección estos datos fueron recalculados en 100% base anhidra.
La temperatura de saturación del apatito, que es utilizada para marcar el inicio de cristalización de las primeras fases minerales, fue calculada a partir de método de Harrison
& Watson (1984) teniendo en cuenta la saturación del P y la concentración de SiO2, con la adición del parámetro de saturación del aluminio A/CNK introducido por Pichavant et al.
(1992). Para el procesamiento de datos geoquímicos, se utilizó el software GeoChemical Data toolkit (GCDKit versión 5.00, Janousek et al., 2018). Este software está disponible como programa libre bajo licencia GNU Free Software Fundación y se puede descargar desde http://www.gcdkit.org/.
5.4. Isótopos de Sr y Nd
Seis muestras de roca total se procesaron para análisis isotópicos en los sistemas Rb/Sr y Sm/Nd en el CIC (Universidad de Granada). Las muestras se prepararon de la misma manera que para ICP-MS y se analizaron mediante un espectrómetro de masas de ionización térmica (TIMS) Finnigan Mat 262 después de la separación cromatográfica por resinas de intercambio iónico. Los datos isotópicos se normalizaron a 86Sr/88Sr= 0.1194 y
146Nd/144Nd= 0.7219. Los valores de los estándares (blanco) del procedimiento fueron 0.6 y 0.09ng para Sr y Nd, respectivamente. La precisión externa (2σ), estimada por 10 análisis repetidos del estándar internacional WSE (Govindaraju, 1994), fue mejor que 0.003% para
87Sr / 86Sr y 0.0015% para 143Nd / 144Nd. El valor de 87Sr / 86Sr a largo plazo del estándar internacional NBS 987 medido en el CIC es 0.710250 ± 4 (n=106). Las mediciones a largo plazo del estándar internacional La Jolla Nd en este laboratorio arrojan 143Nd / 144Nd = 0.511844 ± 7 (n = 49).
6. Resultados
En este capítulo se presentan los resultados obtenidos a partir del trabajo de campo, la descripción de las muestras de mano, los análisis petrográficos, los valores de química mineral, química de roca total y química isotópica para los cerros El Morro y Florencia.
6.1. Descripción de campo
6.1.1. Cerro El Morro
El Cerro el Morro se encuentra localizado en la vereda Rancho Largo, a 4.5 km en línea recta (hacia el este) del municipio de Samaná, con una altura máxima de 1000 m.s.n.m. y disposición N-S (Figura 2A). Los mejores afloramientos se observan en el corte de carretera que conduce de la vereda Rancho Largo hacia la vereda Pekín y en quebradas que nacen desde la parte más alta del cerro y a su vez lo rodean (Figura 2A y C). Las rocas del cerro El Morro presentan tonalidades grisáceas, textura porfirítica con masa fundamental holocristalina (Figura 2B), donde se reconocen fenocristales de plagioclasa y anfíbol;
también se observaron minerales de alteración hidrotermal como cuarzo y clorita. A lo largo del cerro es apreciable la diferencia en el tamaño de grano de los fenocristales en los afloramientos. El cuerpo es masivo, ocasionalmente presenta cizallamiento y deformación, principalmente por enfriamiento en la zona de contacto. Este cuerpo se encuentra en contacto intrusivo con esquistos negros del Complejo Cajamarca (Figura 2D).
Figura 2. A) Panorámica del cerro El Morro SE-NW; B) Rocas fresca con textura porfirítica cerro El Morro;
C) Afloramiento de roca de grano fino mostrando zonas de deformación y cizallamiento cercano al contacto con la roca de caja; D) Esquistos negros del Complejo Cajamarca en cercanías al cerro El Morro, se aprecian los planos de foliación de la roca caja (Fotografías Barbosa, 2018).
6.1.2. Cerro Florencia
Este cuerpo está localizado dentro del Parque Natural Selva de Florencia (Figura 3A) a 3.40 km en línea recta al SW del corregimiento de Florencia; presenta una disposición NW – SE y está disectado por quebradas afluentes al río San Antonio con esta misma tendencia.
La altura máxima de este cerro es de 1450 m.s.n.m., estando cubierto por una espesa vegetación y mayormente por suelo. Los mejores afloramientos de este cuerpo se observan en los cortes de las quebradas, y se encuentran alterados por efectos de meteorización química. Las rocas en estado fresco presentan tonalidades grises, textura porfirítica con
presencia de fenocristales de plagioclasa, anfíbol y mica biotita, en una masa fundamental afanítica (Figura 3B) y en algunos sectores holocristalina en donde también se observaron minerales de alteración hidrotermal como cloritas y venas de cuarzo con pirita y calcopirita asociadas a las fracturas. El cuerpo es masivo, ocasionalmente presenta cizallamiento y deformación. Este cuerpo se encuentra en cercanías al stock de Florencia (Figura 3C) y también se encuentra en contacto con los esquistos negros del Complejo Cajamarca (Figura 3D).
Figura 3. A) Panorámica del cerro Florencia NW-SE, (tomado de Google Earth; Datos del mapa: Imagen © CNES / Airbus); B). Muestra de mano de textura porfirítica, cerro Florencia Muestra.EC-212, tomada en quebrada que disecta al cuerpo; C). Afloramiento de tonalita encontrada en quebrada sobre afluente derecho del río San Antonio en cercanías al cerro Florencia; D). Afloramiento del Complejo Cajamarca representado por esquistos negros, en cercanías al cerro Florencia (Fotografías Barbosa, 2018).
6.2. Análisis petrográfico
Las descripciones petrográficas detalladas de las muestras fueron realizadas, tanto de sus composiciones mineralógicas como las relaciones texturales, obteniendo una clasificación las rocas. Un punto importante relacionado con estas muestras, debido a su textura, es si deben ser consideras plutónica o volcánica. Analizando en detalle las recomendaciones de la Subcomisión de la Unión Internacional de Ciencias Geológicas sobre Sistemática de Rocas Ígneas (Le Maitre et al., 2002), se plantea que la clasificación primaria debe basarse en su abundancia (moda) mineral y que solo si es de grano muy fino y/o presenta vidrio y su moda mineral es imposible de determinar, se pueden usar otros criterios (ej. composición química).
Además, el término roca plutónica será aplicado a una roca ígnea con una textura fanerítica, es decir, una roca de grano relativamente grueso (> 3 mm) y donde los cristales individuales se puedan distinguir a simple vista y que se presume que se formaron por enfriamiento lento. Mientras que el término roca volcánica será aplicado para una roca ígnea con una textura afanítica, es decir, una roca de grano relativamente fino (<1 mm) en la que la mayoría de los cristales individuales no se puedan distinguir a simple vista y que se presume que se ha formado por enfriamiento relativamente rápido. Las rocas volcánicas suelen contener vidrio.
Sin embargo, esta misma subcomisión menciona que existe una gradación entre rocas plutónicas y rocas volcánicas (Le Maitre et al., 2002), por tanto, sugiere que, si hay alguna incertidumbre en cuanto a qué clasificación utilizar, de debe asignar el nombre de roca plutónica adicionándole el prefijo "micro".
Siguiendo estas premisas, y dada las particularidades de nuestras rocas de textura porfídica, que indican que han sufrido dos estadios de enfriamiento, para las rocas del cerro El Morro donde se reconoce claramente que la masa fundamental es holocristalina, serán descritas como rocas plutónicas con el prefijo “micro”. Mientras que en el cerro Florencia también se observa una textura porfídica, sin embargo, la masa fundamental de estas rocas en su mayoría es de minerales de grano fino imposibles de identificar, así como la presencia de vidrio en algunas, por lo que utilizamos los términos de rocas volcánicas para describirlas.
6.2.1. Cerro El Morro
Las rocas del cerro El Morro presentan una textura general holocristalina porfídica y como principales minerales leucocráticos se observan plagioclasa, ortosa y cuarzo. El 55%vol (en volumen) es representado por la masa fundamental y el 45 vol % por microfenocristales y fenocristales. La plagioclasa es la fase mineral dominante (33-43 vol %) (Tabla 3), y se observó presente como microfenocristales, fenocristales y como masa fundamental, con colores grises de primer orden; sus tamaños varían entre 0.1 y 4.5 mm, de formas euhedrales y en algunas ocasiones subhedrales. Los cristales exhiben maclas polisintéticas tipo periclina y albita, y la mayor parte de los fenocristales presentan evidencias de desequilibrio demostrado por bordes de reacción – reabsorción y sobrecrecimiento de los granos, además de zonaciones composicionales (Figura 4A). La ortosa (7 vol %), se observó en fenocristales euhedrales, de color gris de primer orden, con tamaños entre 1 y 1.5 mm; se observaron limpios y sin maclas (Figura 4C). El cuarzo (5-10 vol %) se presenta en cristales euhedrales.
Tabla 3. Porcentajes modales de las fases minerales presentes en las rocas del cerro El Morro. Las proporciones fueron determinadas mediante conteo de 300 puntos por muestra.
Muestra Qz
% Pl
% Fk
%
Anf
% Bt
%
Md
% Cb
%
Chl
%
Ep
% Ap
% Total
EC-100 5 43 0 29 2 9 5 3 0 4 100
EC-101 5 35 0 18 8 4 16 10 2 2 100
EC-107 5 37 3 36 2 5 5 0 5 2 100
EC-110 9 36 7 12 10 5 6 7 3 5 100
EC-111 10 33 0 17 7 7 0 20 3 3 100
Los principales minerales ferromagnesianos en las rocas del cerro El Morro son el anfíbol y la biotita. El anfíbol representa el segundo mineral más abundante (12 – 36 vol %) (Tabla 3) en El Morro. Se presenta en microfenocristales y fenocristales euhedrales entre 0.5 y 3.8 mm; es fuertemente pleocróico, con tonalidades que varían de verde a amarillo-marrón;
este mineral también presenta zonaciones que se reflejan en cambio de coloración de los cristales de núcleo a borde (Figura 4A y B). La biotita representa entre el 2–10 vol % (Tabla 3), es de color marrón, pleocróico, y con extinción moteada; los cristales son de forma euhedral, a manera de fenocristales a microfenocristales que varían entre 0.5 y 1.5 mm (Figura 4E) y en algunas ocasiones se presentan deformados. Como minerales de alteración, se encuentran clorita (0-20%) reemplazando cristales de anfíbol, epidota (0-5 vol %) y carbonatos (0-16 vol %); estos últimos también como pseudomorfos de anfíbol y de plagioclasa (Figuras 4C, E, F y G). El cuarzo (5-10 vol %) y minerales opacos (2-5 vol
%) se observan rellenando venillas.
Figura 4. Microfotografías de muestras del cerro El Morro A). Cristales de plagioclasa y anfíbol zonados englobados en la masa fundamental microcristalina, EC-101. B). Plagioclasa con núcleos y bordes reabsorbidos, EC-110. C). Fenocristales de ortosa y plagioclasa en masa fundamental criptocristalina, EC- 110. D). Textura glomeroporfídica de plagioclasa, EC 110. E). Biotita, anfíbol y plagioclasa, en masa fundamental criptocristalina muestra EC-200. F). Plagioclasa con núcleo reabsorbido, EC – 111. G).
Pseudomorfismo de clorita y epidota en anfíbol, muestra EC-111 H) Fragmentos líticos de cuarcitas en brecha intrusiva EC-114.
Para el cerro El Morro se observó que la masa fundamental es microcristalina (se reconocen anfíbol, apatito y plagioclasa). De acuerdo con la composición mineralógica y con base en la clasificación propuesta por Le Maitre et al. (2002), las rocas son clasificadas como micromonzonitas, microcuarzodioritas y microtonalitas con anfíbol (Figura 5).
Figura 5. Diagrama de clasificación de Le Maitre et al. (2002; basado en Streckeisen, 1976) para las rocas del cerro El Morro. Las rocas presentan variaciones entre cuarzomonzonitas, cuarzodioritas y tonalitas.
Siguiendo la recomendación de la subcomisión de nomenclatura de rocas ígneas, debemos añadir el termino micro- en la descripción petrográfica (cf. Pag 21; Le Maitre et al., 2002).
6.2.2. Cerro Florencia
Las rocas del cerro Florencia presentan diversidad en cuanto a la textura general: para la muestra EC-200 la textura general es holocristalina porfídica (Figura 6B) mientras que las muestras EC-211 y EC-212 presentan una textura general hipocristalina porfídica. Como mineral principal solo está presente la plagioclasa, la cual también es la fase mineral más
abundante para todas las muestras, tanto en microfenocristales y fenocristales como en la masa fundamental (40–44 vol %) (Tabla 4). Los cristales se presentan de formas euhedrales a subhedrales y tamaños que varían entre 0.5 a 5 mm, incoloros, con maclas siguiendo la ley de la periclina, polisintéticas de albita y combinaciones de ellas. Es común observar zonaciones concéntricas, además de bordes de reabsorción-reacción y sobre crecimiento de los granos (Figura 4G y H).
Tabla 4. Porcentajes modales de minerales presentes en rocas del cerro Florencia. Las proporciones fueron determinadas mediante conteo de 300 puntos por muestra.
Muestra Qz
%
Pl
%
Amp
%
Bt
%
Md
%
Cb
%
Chl
%
Ep
%
Ap
% Total
EC-200 5 44 25 10 7 7 0 0 2 100
EC-211 3 44 25 13 8 0 7 0 0 100
EC-212 6 40 0 0 10 18 20 6 0 100
Como minerales ferromagnesianos en las rocas del cerro Florencia se observaron anfíbol y mica biotita. El anfíbol representa el segundo mineral en abundancia en este cuerpo (0 – 25 vol %) (Tabla 4), con forma euhedral a subhedral y tamaños que varían entre 0.5 mm y 2 mm, con maclas simples, pleocroico, con tonalidades que varían de verde a amarillo- marrón (Figura 6B, C, D y E). La mica biotita (0-13 vol %) (Tabla 4) tiene formas principalmente euhedrales, tanto en la masa fundamental como en microfenocristales, con tamaños entre 0.3 mm y 1.6 mm, de color marrón, pleocroica, con extinción moteada y en algunos casos flexurada (Figura 6A–H). El apatito aparece como accesorio en proporciones inferiores al 2 vol %, de forma euhedral, presenta tamaños en promedio de 0.3 mm, de relieve alto y colores grises de primer orden.
Figura 6. Fotomicrografía. Objetivo 4X. Compilación grafica de minerales del cerro Florencia. A) y B) NII y NX respectivamente. Plagioclasa, con bordes de reacción, y mica biotita, en masa fundamental microcristalina, EC – 200. C). Biotita, con plagioclasa y anfíbol, EC-200 D). Biotita, con anfíbol y plagioclasa, en masa fundamental criptocristalina, EC 211. E) y F). NII y NX, respectivamente. Cristales de mica biotita, anfíbol y plagioclasas, EC – 211 y EC-200. G). Plagioclasas, biotita y carbonatos, en masa fundamental hipocristalina, EC-212. H). Plagioclasa con centro reabsorbido, mica biotita, y carbonato, EC – 211.
Como minerales de alteración se encuentran la clorita (0–20 vol %) y carbonato (0–18 vol
%), como pseudomorfos de los anfíboles y plagioclasas (Figura 6G y H). Los minerales opacos (2%–7 vol %) y el cuarzo (3– 6 vol %) se observan en forma de venillas. La masa fundamental de este cuerpo varía de microcristalina (plagioclasa y anfíboles) a vitrofídica.
Según la clasificación propuesta por Le Maitre et al. (2002), las rocas se clasificaron como andesitas con anfíbol y biotita. (Figura 7B).
Figura 7. Diagrama de clasificación para rocas volcánicas cerro Florencia (Le Maitre et al., 2002, basado en Streckeisen, 1978).
6.3 Química mineral
Para los análisis de química mineral fueron seleccionadas una muestra del cerro El Morro (EC-110) y una muestra del cerro Florencia (EC-211).
6.3.1. Plagioclasas
Para las plagioclasas, fueron analizados fenocristales y microcristales. Los fenocristales de cerro El Morro (Tabla 5 y 6) tienen una composición que varía desde labradorita hasta andesina (An51-An26; Figura 8), y los microcristales varían de oligoclasa a albita (An28– An9; Figura 8).
Tabla 5. Análisis de química mineral realizados sobre plagioclasa de la muestra EC-110, normalizadas a 8 oxígenos.
Muestra EC-110
Punto 67 68 69 70 76 78 82 90 96 97
SiO2 53.78 57.93 52.4 54.78 69.57 60.39 63.21 61.53 59.45 60.82
TiO2 0 0.01 0 0.01 0 0.01 0.01 0 0 0
Al2O3 28.11 24.83 28.46 27.98 19.72 23.88 21.46 22.83 25.45 24.12
FeO 0.21 0.25 0.26 0.28 0.11 0.4 0.73 0.27 0.15 0.13
MnO 0.01 0 0.02 0.01 0.03 0.01 0.02 0.01 0.02 0
MgO 0.02 0.01 0.01 0.01 0.04 0.01 0.56 0.02 0 0.01
CaO 10.66 7.07 11.09 10.38 1.88 5.96 2.56 3.98 6.92 5.58
BaO 0.01 0.06 0.03 0.04 0.09 0.2 0.33 0.02 0.07 0.09
Na2O 5.65 8.15 5.74 5.51 9.14 8.07 9.28 9.32 7.62 8.28
K2O 0.19 0.29 0.18 0.22 1.26 0.5 1.85 0.16 0.32 0.34
Cl 0 0 0 0 0.01 0 0 0 0 0.01
Total 98.64 98.62 98.2 99.21 101.86 99.45 100.02 98.14 100 99.39
Si 2.46 2.64 2.42 2.49 2.99 2.71 2.82 2.78 2.65 2.72
Ti 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
Al 1.52 1.33 1.55 1.5 1 1.26 1.13 1.21 1.34 1.27
Cr 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
Fe3+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0 0.01 0.03 0.01 0.01 0
Fe2+ 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
Mn 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
Mg 0 0 0 0 0 0 0.04 0 0 0
Ca 0.52 0.34 0.55 0.51 0.09 0.29 0.12 0.19 0.33 0.27
Ba 0 0 0 0 0 0 0.01 0 0 0
Na 0.5 0.72 0.51 0.49 0.76 0.7 0.8 0.82 0.66 0.72
K 0.01 0.02 0.01 0.01 0.07 0.03 0.11 0.01 0.02 0.02
Tabla 6. Porcentaje de anortita de los fenocristales y microfenocristales del cerro El Morro.
Descripción Punto Ubicación An % Ab % Or %
Fenocristal 67 Núcleo 50.51 48.425 1.068
268 Borde 31.87 66.547 1.581
Fenocristal 69 Borde 51.11 47.882 1.004
70 Borde 50.38 48.358 1.265
Fenocristal 90 Borde 18.90 80.196 0.904
Fenocristal 96 Núcleo 32.79 65.394 1.814
97 borde 26.62 71.478 1.902
Microcristal 76 9.43 83.028 7.539
Microcristal 78 28.16 69.029 2.816
Microcristal 82 11.87 77.909 10.222
Figura 8. Clasificación de plagioclasa por Rahman & Mackenzie (1969). Fenocristales y microcristales del cerro El Morro.
Para el cerro Florencia (Tablas 7 y 8) la composición se ubica sobre el campo de la oligoclasa (An32–An28; Figura 9) y los microcristales correspondientes a la masa fundamental, van de oligoclasa hasta anortoclasa (An26–An6; Figura 9).
Tabla 7. Análisis de química mineral realizados sobre plagioclasa presentes como fenocristales y microcristales de la masa fundamental de la muestra EC-211.
Muestra EC-211
Punto. 6 12 143 144 152 154 156 180 Al2O3 18.5 25.2 24.9 21.4 24.9 24.5 24.7 21.7
Cr2O3 0 0 0 0 0 0 0 0
FeO 5.3 0.1 0.1 0.3 0.1 0.1 0.1 0.3
MnO 0.2 0 0 0 0 0 0 0
MgO 0.1 0 0 0 0 0 0 0
CaO 1 6.3 6.6 3.8 6.4 6.1 6.5 3.9 BaO 0.8 0.1 0.1 0.5 0.1 0.1 0.1 0.5 Na2O 5 8.2 7.9 7.9 8 8.1 7.8 7.6 K2O 4.5 0.4 0.4 2.1 0.3 0.4 0.4 1.8
Cl 0 0 0 0 0 0 0 0
Total 101.3 101.2 98.5 99.3 98.5 98.5 97.9 98.1 Si 2.9 2.7 2.7 2.8 2.7 2.7 2.7 2.8
Ti 0 0 0 0 0 0 0 0
Al 1 1.3 1.3 1.1 1.3 1.3 1.3 1.2
Cr 0 0 0 0 0 0 0 0
Fe3+ 0.2 0 0 0 0 0 0 0
Fe2+ 0 0 0 0 0 0 0 0
Mn 0 0 0 0 0 0 0 0
Mg 0 0 0 0 0 0 0 0
Ca 0 0.3 0.3 0.2 0.3 0.3 0.3 0.2
Ba 0 0 0 0 0 0 0 0
Na 0.4 0.7 0.7 0.7 0.7 0.7 0.7 0.7
K 0.3 0 0 0.1 0 0 0 0.1
Tabla 8. Porcentaje de anortita de los fenocristales y microfenocristales del cerro Florencia.
Descripción. Punto Ubicación An % Ab % Or %
Fenocristal 12 Borde 29.34 68.72 1.93
143 Borde 30.97 67.05 1.98
Fenocristal 154 Intermedio 28.76 69.19 2.05
156 Borde 30.78 67.18 2.04
Microcristal 6 6.58 58.83 34.59
Microcristal 144 18.42 69.53 12.05
Microcristal 180 19.79 69.31 10.90
Microcristal 186 26.67 65.80 7.53
Figura 9. Clasificación de plagioclasa por Rahman & Mackenzie (1969). Fenocristales y microcristales del cerro Florencia.
6.3.2. Anfíbol
Los análisis de química mineral de anfíbol solo fueron realizados en el cerro Florencia (EC- 211, tabla 9) debido a que los cristales de este mineral en el cerro El Morro se encontraron totalmente alterados a clorita. Se utilizó la metodología propuesta por Leake et al. (1997), donde los valores de CaB + NaB se encuentranentre 1.72 y 1.88 (Figura 10A) y Ti <0.50, correspondientes a anfíboles cálcicos. Con los valores anteriores, todos los anfíboles fueron clasificados como magnesiohastingsitas (Figura 10B).
Figura 10. Clasificación de anfíbol para el cerro Florencia, A). Clasificación con respecto a los valores de Ca y Na en la posición B (Leake, 1997). Los c.p.f.u utilizados se hallaron por medio del programa CFU Pingu (Cortés, 2015, los valores se utilizaron sin valor de hierro especificado. B). Clasificación de anfíboles de Leake (1997) con respecto a los parámetros (Na+K) A <0,50 y Ti<0.50. Todos los anfíboles son magnesiohastingsitas.
Los valores de Al2O3 varían de 12.5 y 15.20 (Tabla 9) y comparados contra MgO (Figura 11A) no muestran una tendencia definida, mientras que al ser comparados con el TiO2
(Figura 11B) se observan dos poblaciones para el anfíbol.
