CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA PRELIMINAR DE LA FORMACIÓN COMBIA EN LOS ALREDEDORES DE JERICÓ Y PUEBLORRICO, DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA - COLOMBIA
Tejada, M.1; Betancourt, J.2; Nivia, A. 3; Weber, M.4; Gómez, J. 5
1
INGEOMINAS, Diagonal 53 # 34-53, mtejada@ingeominas.gov.co
2
Universidad Nacional de Colombia, jabetancourtd@yahoo.com
3
INGEOMINAS, anivia@ingeominas.gov.co
4
Universidad Nacional de Colombia - Sede Medellín, mweber@unalmed.edu.co
5
INGEOMINAS, mapageo@ingeominas.gov.co
RESUMEN
La Formación Combia es una secuencia vulcanoclástica de edad miocena ubicada a lo largo de la depresión del río Cauca, cuyos productos volcánicos, no habían sido divididos cartográficamente. Por esta razón se realizó la cartografía geológica a escala 1:25.000 de un área de 200 km2 en los alrededores de los municipios de Jericó y Pueblorrico, Antioquia, que permitió subdividir la Formación Combia en ocho unidades con base en las diferencias litológicas, comprendidas de más antigua a más joven por: tobas 1 (N1ct1), basaltos 1 (N1cb1), andesita basáltica hornbléndica (N1cab), basaltos 2 (N1cb2), aglomerados (N1ca), intercalación de basaltos, tobas y aglomerados (N1cbta), tobas 2 (N1ct2), y la unidad de rocas hipoabisales, representadas por diques y silos basálticos (N1cds), dos pórfidos andesíticos hornbléndicos (N1cp) y un pórfido andesítico hornbléndico granatífero (N1cpg). Geoquímicamente, las lavas de la Formación Combia corresponden a andesitas y andesitas basálticas, con contenido medio de K2O y tendencias toleíticas y calcoalcalinas que presentan características que sugieren derivación de un manto supra-zona de subducción con contaminación de volátiles.
Palabras claves: Cartografía geológica, petrografía, geoquímica, Formación Combia y zona de subducción.
GEOLOGIC MAPPING AND PRELIMINARY GEOCHEMISTRY CARACTERIZATION OF THE COMBIA FORMATION, AROUND JERICÓ AND PUEBLORRICO MUNICIPALITIES,
ANTIOQUIA-COLOMBIA ABSTRACT
The Combia Formation is a volcanoclastic sequence of Miocene age, located at the Cauca river depression. No mapping of individual volcanic products had been done previously. The geologic mapping (1:25.000) of an area of 200 km2 has been undertaken in the Jericó and Pueblorrico municipalities, and we define eight cartographic units for the Combia Formation. They comprise from older to younger units: tuffs 1 (N1ct1), basalts 1 (N1cb1), hornblende basaltic andesite (N1cab), basalts 2 (N1cb2), agglomerates (N1ca), intercalations of basalt tuffs and agglomerates (N1cbta), tuffs 2 (N1ct2), basaltic dikes and sills (N1cds) and two different types of hornblende andesitic porphyries (N1cp - N1cpg) that represent the hypabyssal rocks. Geochemically the Combia Formation is characterized by andesites and basaltic andesites, with medium K2O content, and tholeiitic and calc-alkaline tendency. The patterns suggest derivation from a supra-subduction zone mantle, contaminated by volatile-rich fluids.
Key words: Geologic mapping, petrography, geochemistry, Combia Formation and subduction zone. CONGRESO COLOMBIANO DE GEOLOGI
Bucaramanga, 2007.
INTRODUCCIÓN
Este trabajo hace parte del proyecto Caracterización estratigráfica, petrogenética y
geocronológica de la Formación Combia, adelantado por el Instituto Colombiano de
Geología y Minería (INGEOMINAS) y la Universidad Nacional de Colombia, Sede Medellín. La Formación Combia es una secuencia vulcanoclástica de edad miocena que ocupa una posición baja a lo largo de la depresión del río Cauca, entre los departamentos de Antioquia, Caldas y Risaralda, y sus productos volcánicos están constituidos por lavas de composición intermedia a básica, aglomerados y niveles locales de tobas. En contraste, los estratovolcanes andinos recientes forman picos que están entre los más altos de la Cordillera de Los Andes, y están constituidos por lavas y piroclastos de composición andesítica.
Con el fin de hacer la caracterización geoquímica de las vulcaniclastitas de la Formación
Combia, se realizó una cartografía geológica, a escala 1:25.000 de 200 km2, entre los
municipios de Jericó y Pueblorrico, Departamento de Antioquia (Figura 1). De esta zona se tomaron 19 muestras para análisis geoquímicos (Betancourt & Tejada, 2006) y 10 muestras de la zona de Jardín colectadas por Mahecha & Ortiz (2006), que fueron analizadas por ICP para elementos mayores y por ICP/MS para elementos traza en Activation Laboratories Ltd. – Actlabs de Ontario, Canadá.
Los resultados de este proyecto aportan datos al conocimiento geológico y geoquímico del vulcanismo en Colombia y permiten a su vez, interpretaciones espacio-temporales de los procesos que dieron origen a la Formación Combia, que pueden ser de gran ayuda para inferir los procesos que pueden originar depósitos minerales.
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ANTECEDENTES
Las mejores descripciones realizadas hasta la fecha de la Formación Combia, fueron realizadas por Grosse (1926), quien destaca la potencia de los derrames basálticos y la proveniencia local de conglomerados, conglomerados tufíticos, tobas aglomeráticas y de cenizas. Jaramillo (1976), realiza un estudio petrográfico y geoquímico de las rocas volcánicas del valle del río Cauca, 30 km al sur de Medellín, en el que determina la presencia de magmatismo toleítico en los flujos basálticos y diques básicos que cortan la Formación Combia. A igual conclusión llegan Marriner & Millward (1984), quienes realizaron un estudio geoquímico del vulcanismo reciente en Colombia. Más recientemente, Ordoñez & Martins (2001), realizan la geoquímica isotópica del magmatismo reciente (< 11 Ma) en los Andes Colombianos e indican que isotópicamente el magmatismo es el mismo, independiente de la edad de las rocas, de la localización latitudinal y de su posición geotectónica respecto a las cordilleras Central y Occidental o en el graben Cauca-Patía, siendo los cambios locales originados a partir de la variación en el porcentaje de material cortical asimilado o que contaminó los magmas originales.
GEOLOGÍA
En los alrededores de Jericó y Pueblorrico afloran tres unidades litológicas que se describen de la más a antigua a la más joven.
FORMACIÓN AMAGÁ (E3a): Esta unidad litoestratigráfica de edad Oligoceno, aflora en la
quebrada Cruces y al sur del Municipio de Pueblorrico (Figura 1), y está constituida por arenitas de grano fino a conglomeráticas de color violeta-rojizo, mal calibradas, matriz soportadas, matriz tamaño arena gruesa, con clastos subredondeados a redondeados de chert y
cuarzo. Microscópicamente la roca presenta con baja esfericidad y granos angulares a subangulares de cuarzo (21%), ortoclasa (22%), fragmentos líticos de rocas volcánicas, metamórficas y chert (47%), clasificándose como una arenita lítica. Se observa cuarzo bipiramidal, que indica aporte de material de origen volcanico, y ortoclasa, parcialmente sericitizada. Como minerales traza se encuentran plagioclasa y opacos.
FORMACIÓN COMBIA: La separación de esta formación se realizó con base en la
predominancia de las diferentes litologías encontradas en la zona de estudio. La mayoría de los contactos en la zona son inferidos por el alto grado de meteorización y la espesa cobertura vegetal.
Tobas1 (N1ct1): Se encuentran al suroeste de la zona, en la Vía Pueblorrico – Andes, (Figura
1). Las tobas son de color gris claro a violeta, matriz soportadas, que varían desde bien calibradas a moderadamente calibradas, con fragmentos de cristales de piroxeno y fragmentos líticos subangulares a subredondados con tamaños entre 1 y 2 cm. Microscópicamente presentan una matriz vítreocristalina con textura criptocristalina y están compuestas por fragmentos líticos de basaltos y andesitas, donde se diferencian fenocristales de plagioclasa y piroxenos (augita e hiperstena). Algunos líticos están reemplazados por vidrio, lo que hace difícil la diferenciación de éstos y la matriz. Se clasifican cómo tobas cristalino-líticas y tobas vítreo-líticas.
Basaltos 1 (N1cb1): Estos basaltos están localizados en la carretera que de Jericó conduce a
Medellín (Figura 1). Son rocas de color gris oscuro a negro, porfiríticas con matriz afanítica. Se observan fenocristales tabulares de plagioclasa de hasta 5 mm. Microscópicamente poseen una matriz compuesta por microlitos de plagioclasa, piroxeno (posiblemente augita) y opacos. Se observan glomerocristales de plagioclasa y en menor proporción fenocristales de olivino.
Las plagioclasas son subhedrales de tipo labradorita (An68), y presentan texturas sieve y glomeroporfirítica. Los olivinos son euhedrales y se encuentran parcialmente alterados a iddingsita. La roca se clasifica como basalto porfídico.
Andesita basáltica hornbléndica (N1cab): esta unidad se observa únicamente en la vía Jericó
– Medellín (Figura 1). La roca es de color gris oscuro, porfirítica con matriz afanítica y fenocristales euhedrales de plagioclasa, hornblenda, piroxeno y ocasionalmente granate. Microscópicamente presenta una matriz compuesta por microlitos de plagioclasa, hornblenda y vidrio devitrificado. Como fenocristales se observa hornblenda y plagioclasa. Las hornblendas presentan coronas de reacción a un anfíbol secundario, biotita, y opacos (Figura 2a). Las Plagioclasas son de tipo labradorita (An58), con texturas glomeroporfiríticas. Se reconocen agregados finogranulares de plagioclasa, anfíbol, opacos y biotita que podrían corresponder a granates completamente retrogradados.
Como mineral accesorio se observa apatito y como mineral secundario calcita rellenando fracturas en los fenocristales de plagioclasa.
Basaltos 2 (N1cb2): Se presentan en la parte central y sureste de la zona de estudio (Figura 1).
Generalmente son rocas de color gris verdoso, porfiríticas de matriz afanítica, con fenocristales de plagioclasa con tamaños entre 1 y 2 mm y piroxenos con tamaños entre 3 y 5 mm. Microscópicamente la matriz está compuesta por microlitos de plagioclasa, piroxeno y vidrio, con textura pilotaxítica y texturas de flujo locales alrededor de los fenocristales de piroxeno. El mineral más abundante es la plagioclasa y en menor proporción se presentan clinopiroxenos y olivino. Las plagioclasas son de tipo labradorita con un rango de (An52 - An64), además se observan texturas glomeroporfiríticas y spongy rim. Los clinopiroxenos corresponden posiblemente augita y algunos presentan bordes de reacción de
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clinopiroxeno finogranular a manera de corona. Los olivinos son escasos, se encuentran parcial o completamente alterados a iddingsita (Figura 2b). Los minerales opacos son abundantes y se encuentran en la matriz y como fenocristales. La roca se clasifica como basalto porfídico y basalto porfídico augítico.
Aglomerados (N1ca): Se presentan en oeste de la zona de estudio (Figura 1). Los
aglomerados son mal calibrados, matriz soportados, con matriz de color gris – pardo y tamaño ceniza gruesa. Hacen parte de esta matriz, fragmentos líticos de composición volcánica con tamaños entre guijo y guijarro, como también cristales de anfíbol, piroxeno y plagioclasa. Los fragmentos volcánicos presentes en los aglomerados son de composición basáltica y andesítica, subangulares a subredondeados, con tamaños que van de guijarro a bloque, alcanza diámetros de 1 m.
Microscópicamente los fragmentos líticos corresponden a basaltos con textura porfirítica, intergranular y seriada. La matriz está compuesta por microlitos de plagioclasa y augita y vidrio alterado a palagonita. Como fenocristales se presentan plagioclasas, augita, hiperstena y olivino. El fenocristal más común es la plagioclasa de tipo labradorita con un rango composición que varía de (An52 - An64) y es frecuente encontrar plagioclasas con textura glomeroporfirítica (Figura 2c) y spongy. La augita se encuentra tanto en la matriz como fenocristal a diferencia de la hiperstena que se encuentran sólo como fenocristal. El olivino se observa parcialmente alterado a iddingsita (Figura 2c). Los minerales opacos son abundantes y aparecen tanto en la matriz como fenocristales. La roca se clasifica como basalto porfídico con olivino y basalto augítico.
Intercalaciones de basaltos, tobas y aglomerados (N1cbta): Estas intercalaciones se
encuentran al este de la zona, en la vía Jericó-Puente Iglesias (Figura 1). La mayoría de contactos están cubiertos aunque se observan algunos entre basaltos y aglomerados.
Las tobas son líticas mal calibradas, con matriz tamaño ceniza fina compuesta por vidrio y cristales subhedrales de plagioclasa y opacos, presentan fragmentos líticos subangulares a subredondeados, con tamaños predominantes de 3-8 mm, algunos hasta 1,2 cm posiblemente de basaltos y andesitas y cristales subhedrales de plagioclasa y piroxenos entre 1-3 mm, estos últimos con corona de reacción de opacos y alterados a carbonatos.
Los aglomerados son matriz soportados con fragmentos líticos que alcanza tamaños hasta de 1m de diámetro. La matriz es de ceniza gruesa con fragmentos líticos y cristales de plagioclasa y minerales máficos.
Los basaltos son porfiríticos, de color gris oscuro, con fenocristales de plagioclasa de 1–2 mm. Microscópicamente presentan una matriz vitreocristalina compuesta por vidrio, microlitos de plagioclasa, piroxeno y opacos. Se componen principalmente de fenocristales de plagioclasa augita e hiperstena. Las plagioclasas son euhedrales y subhedrales de tipo labradorita con un rango composicional que varía entre (An54 - An68), presentan texturas sieve, spongy rim. Las augitas son anhedrales a subhedrales, macladas y con textura glomeroporfirítica. Las hiperstenas se observan como cristales tabulares, subhedrales con bordes de reacción y en ocasiones reemplazado parcialmente por palagonita (Figura 2d). Se encuentran minerales opacos tanto en la matriz como fenocristales. Los basaltos de esta unidad se clasifican como basaltos porfídicos augíticos y basaltos porfídicos hipersténicos.
Tobas 2 (N1ct2): Los afloramientos representativos de estas tobas se encuentran en la
gruesas y medias correspondientes a tobas de lapilli y tobas de ceniza respectivamente. Microscópicamente presentan una matriz vítrea con textura criptocristalina y texturas de flujo locales. Están compuestas por fragmentos líticos de escorias, basaltos y andesitas con fenocristales de plagioclasa y/o piroxeno en matrices de microlitos de plagioclasas orientadas y vidrio. Algunos de los fragmentos están reemplazados totalmente por vidrio; los fragmentos de escorias presentan amígdulas rellenas por óxidos de hierro y calcedonia. Los fragmentos de cristales son de plagioclasas y augitas anhedrales. Las primeras pueden observarse con textura glomeroporfirítica, son macladas y presentan zonación oscilatoria. La roca se clasifica como toba lítico – vítrea. anhedrales.
Rocas hipoabisales: Como rocas hipoabisales se cartografiaron e interpretaron varios cuerpos
que presentan relaciones intrusivas con las rocas de las formaciones Combia y Amagá. En la parte noroeste de la zona se separó como Pórfido andesítico hornbléndico granatífero (N1cpg) un pórfido que aflora cubierto por los aglomerados expuestos en Peñas Blancas, al sureste de la zona de estudio se separaron como pórfidos andesíticos horbléndicos (N1cp) dos cuerpos de textura porfirítica que intruyen el intervalo de intercalaciones de basaltos tobas y aglomerados (N1cbta), y como diques y silos basálticos (N1cds) se separaron los diques de esta composición que intruyen la Formación Amagá con dirección noreste y los aglomerados de la Formación Combia con dirección noroeste (Figura 1).
Pórfido andesítico hornbléndico granatífero (N1cpg): Microscópicamente, la matriz está compuesta por vidrio devitrificado y microlitos de plagioclasa. Se observan fenocristales de hornblenda, plagioclasa y granates. Los cristales de hornblenda son euhedrales a subhedrales con coronas de opacos (opacitización) y relictos de piroxenos incoloros hacia el centro. Los cristales de plagioclasa son de formas euhedrales a subhedrales, en glomerocristales, su
composición es andesina (An46) y presentan también texturas sieve y glomeroporfirítica Algunas plagioclasas se encuentran como inclusiones tanto en las hornblendas como en los granates. Los cristales de granate son subhedrales a anhedrales, presentan inclusiones de plagioclasa, opacos prismáticos con texturas esqueléticas, y en menor proporción anfíboles, se encuentran parcial o totalmente reabsorbidos y presentan corona de reacción de plagioclasa (Figura 2e). La roca se clasifica como andesita hornbléndica con granate.
Pórfido andesítico hornbléndico (N1cp): Microscópicamente presenta una matriz de microlitos de plagioclasa, vidrio y cuarzo accesorio. Está compuesto por fenocristales de plagioclasa, piroxeno y augita. La plagioclasa es euhedrales a subhedrales de composición andesina (An42), donde algunas se presentan como inclusiones en piroxenos y anfíboles, definiendo texturas poiquilíticas. Las hornblendas son euhedrales a subhedrales con coronas de alteración a biotita y opacos. El piroxeno es augita y son cristales euhedrales a subhedrales, maclados, algunos con textura glomeroporfirítica. Como mineral de introducción se presenta calcita rellenando venas y fracturas dentro de la plagioclasa. La roca se clasifica como andesita hornbléndica con piroxeno.
Diques y silos basálticos (N1cds): Los espesores de estos diques van de centímetros a decenas de metros. Microscópicamente, la matriz está constituida por microlitos de plagioclasa, augita y vidrio, presentan texturas intergranulares e intersertales. La roca esta compuesta por cristales de plagioclasa con formas euhedrales a subhedrales, de tipo labradorita cuya composición varía entre (An60 - An64) y presentan texturas glomeropirfirítica, sieve, y spongy rim con inclusiones de vidrio y opacos (Figura 2f). Los cristales de augita presentan formas subhedrales a anhedrales, maclados con textura subofítica y glomeroporfírítica. El olivino se encuentra como mineral traza, en cristales euhedrales a subhedrales y alterados a iddingsita.
La palagonita se encuentra como mineral de alteración, rellenando vesículas, como inclusiones en la plagioclasa, y reemplazando cristales de olivino. Los opacos están como mineral accesorio y la calcita como mineral de introducción, rellenando fracturas en la plagioclasa. La roca se clasifica como basalto porfídico con augita.
DEPÓSITOS CUATERNARIOS (Qal – Qc): En la zona de estudio se observan depósitos
coluviales originados por movimientos en masa, y depósitos aluviales asociados a la llanura de inundación del río Piedras (Figura 1).
GEOLOGIA ESTRUCTURAL
La zona de estudio se encuentra afectada por una tectónica posterior al Mioceno, caracterizada por la formación de pliegues y fallas que afectan las formaciones Amagá y Combia (Figura 1).
Fallas
Se presentan tres fallas principales al oeste de la zona: la Falla El Gólgota con vergencia hacia el noreste, la Falla El Mulato, la cual produce cambios abruptos en los cursos de drenajes tributarios de los ríos Mulato y Piedras y la Falla Leona con movimiento sinextral evidenciado por saltos en los ejes de los pliegues y en la Falla El Gólgota (Figura 1).
Se observaron algunas fallas a escala de afloramiento en la vía Jericó – Medellín, Jericó - Puente Iglesias y Pueblorrico – La Pica, las cuales imprimen una foliación incipiente en las rocas.
Pliegues
Al noroeste de la zona se observan dos estructuras sinclinales con rumbo hacia el norte, y cabeceo hacia el SW, correspondientes a los sinclinales El Mulato y El Inglés; y un anticlinal
denominado Anticlinal de Pueblorrico con rumbo N–S y cabeceo hacia el NE, por lo que se infiere que los esfuerzos tiene una dirección W-E (Figura 1).
GEOQUÍMICA
Los resultados de los análisis químicos aunque indican una gran homogeneidad de las muestras, presentan variaciones menores de probable origen petrogenético y que junto con las descripciones petrográficas se utilizaron en la separación de las muestras en 8 grupos. Los criterios de separación de estos grupos se explican a lo largo de la descripción de las características geoquímicas de la muestra.
Las muestras analizadas de la Formación Combia y de los pórfidos que la intruyen son rocas de composición intermedia y de acuerdo con su distribución en el diagrama TAS (Les Bas et
al., 1986) varían de andesitas (grupos 1 a 3) a andesitas basálticas (grupos 5 a 8) aunque las
dos muestras que presentan mayor contenido de álcalis totales (grupo 4: MJG-64 y MJG-53, Figura 1) grafican en el límite entre las andesitas y las traquiandesitas (Figura 3a). De acuerdo con clasificación establecida con base en la comparación entre los contenidos de SiO2 y K2O (Le Maitre, 1989), estas andesitas basálticas y andesitas tienen contenido medio de K2O aunque las muestras del grupo 4 que grafican en el límite entre las andesitas y traquiandesitas y un pórfido hornbléndico (grupo 7, MJB-24b) corresponden en este esquema a rocas de contenido alto de K2O (Figura 3b).
En el diagrama AFM las muestras de la Formación Combia se distribuyen por encima del límite entre las rocas toleíticas y calcoalcalinas (Figura 3c) propuesto por Irvine & Baragar (1971). La posición de las muestras en este diagrama se utilizó como un criterio adicional en la separación de los grupos: los grupos de andesitas basálticas (grupos 1 a 3) y las andesitas
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del Grupo 4 habrían evolucionado siguiendo una tendencia toleítica de fraccionamiento, mientras algunas de las andesitas (grupos 5 y 7) grafican en el campo de las series de rocas calcoalcalinas. Las muestras del grupo 6 grafican sobre el límite entre las dos series.
En los diagramas Harker (Figura 4) se grafican respectivamente los contenidos de los elementos mayores y algunos elementos traza seleccionados utilizando Zr como índice de fraccionamiento. Los diagramas Harker para elementos mayores ilustran el fraccionamiento de un magma silicatado con el reconocido incremento en SiO2. Las correlaciones positivas entre Zr y los álcalis K2O y Na2O, sugieren que el ensamblaje de cristalización no contenía fases como feldespato potásico o plagioclasa sódica que removiese estos; mientras que las correlaciones negativas entre Zr y CaO, Al2O3 MgO, FeO(t), MnO, sugieren cristalización controlada por plagioclasa cálcica, piroxeno y anfíboles, las fases que además se observan como fenocristales.
Los diagramas de variación de los elementos traza (Figura 5) muestran que Zr presenta buenas correlaciones positivas con La, Nb, U y Th, lo que demuestran el comportamiento incompatible de estos elementos con el ensamblaje de cristalización; i.e. no había fases que removiesen estos elementos. Además, dado su carácter incompatible, es factible que la relación observada en los diagramas entre estos elementos sea la presente en la fuente de los magmas. Las correlaciones entre Ba y Rb, y el índice de fraccionamiento son positivas y relativamente buenas e indican comportamiento incompatible; sin embargo, lo mismo que en los diagramas de los elementos mayores, entre 70 y 90 ppm de Zr la correlación es más pobre y al interior de los grupos de muestras se observan correlación a diferentes concentraciones de elementos por lo que es probable que se trate de pulsos de magma de diferente composición.
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Los diagramas multielementales de elementos incompatibles y de lantánidos de las muestras presentan características propias de mantos fuentes localizadas por encima de una zona de subducción. Comparados respectivamente con el manto primigenio (Figuras 6) y los condritos
(Figura 7) (Sun & McDonough, 1989) muestran enriquecimiento en los elementos incompatibles de radio iónico grande Cs, Rb, Ba, K, U y Sr, y empobrecimiento en los elementos de alta resistencia de campo Zr, Ti e Y. Este enriquecimiento se ve reflejado en el enriquecimiento en las LREE con respecto a las HREE con valores de la relación La(n)/Yb(n) que varían ampliamente entre 1,8 y 8,9. Otra característica propia de los mantos fuentes localizados por encima de una subducción es la anomalía negativa de Nb y Ta presente en todas las muestras de la Formación Combia.
CONCLUSIONES
• De acuerdo a las diferencias litológicas observadas, se dividió la Formación Combia en ocho unidades cartográficas menores representadas por: tobas (N1ct1), basaltos (N1cb1), andesíta basáltica hornbléndica (N1cab), basaltos (N1cb2), aglomerados (N1ca), intercalaciones de basaltos, tobas y aglomerados (N1cbta), tobas (N1ct2), y rocas hipoabisales (N1crh) dentro de las cuales se encuentran diques y silos basálticos (N1cds) y tres pórfidos: dos andesíticos hornbléndicos (N1cp) y uno andesítico hornbléndico granatífero (N1cpg).
• A partir de las diferencias litológicas observadas y sus relaciones estratigráficas, se pueden inferir varias etapas explosivas y efusivas durante la depositación de la Formación Combia. Futuras dataciones radiométricas, permitirán corroborar o redefinir la secuencia
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de ocurrencia y depositación de las diferentes unidades de la formación en el área de estudio.
• La presencia de granates en rocas volcánicas es poco común, sin embargo, en la Formación Combia se encuentran en dos unidades diferentes, andesita basáltica hornbléndica (N1cab) y pórfido andesítico hornbléndico granatífero (N1cpg). Según Fitton (1972) la asociación granate-hornblenda es rara vez observada en rocas volcánicas e indica cristalización de un magma calcoalcalino bajo condiciones húmedas a una presión de 9 kb y una temperatura cercana a los 1000 °C. Otra posible explicación de la presencia de granates en estas rocas de la Formación Combia es que sean xenocristales y solo correspondan a contaminación cortical del magma.
• Petrográficamente, la hornblenda presenta coronas de reacción a anfíboles secundarios, biotita, apatito y opacos lo que indica, según Winter (2003), una disminución de la presión de agua y por lo tanto inestabilidad en la cámara magmática en el momento de la cristalización, lo cual puede ser un indicio de reabsorción parcial o total de los cristales. • Según la distribución de las rocas de la Formación Combia en el diagrama TAS (Les Bas
et al., 1986) varían de andesitas a andesitas basálticas.
• La comparación de SiO2 y K2O según (Le Maitre, 1989) muestra que estas rocas tienen
contenido medio de K2O aunque las muestras del grupo 4 y una muestra del grupo 7
(MJG-24) presentan contenidos altos de K2O.
• Los resultados geoquímicos de las muestras analizadas de la Formación Combia presentan características que sugieren derivación de un manto supra-zona de subducción que presentan variable contaminación de volátiles. Esta variación permitió la generación de magmas que siguieron tendencias de fraccionamiento toleítico en el caso de las menos
metasomatizadas y calcoalcalinas en el caso contrario. Además, en ambos casos la generación de estos magmas parece haberse producido a diferentes presiones, una profunda en el campo de estabilidad del granate y otra a menor presión donde la plagioclasa parece haber controlado el fraccionamiento. Estas condiciones se podrían conseguir mediante atenuación cortical que hiciese ascender en forma rápida (sin que tenga tiempo de reequilibrarse) dominios de lherzolitas granatíferas. Este ascenso podría estar controlado por fallas que enfrentasen los bloques lherzolitas granatíferas a otros de lherzolitas de plagioclasa que tanto por la rápida descompresión adiabática como por la reducción del punto de fusión por la adición de volátiles tenderían a fundirse fácilmente.
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